智利埃尔佩尼翁金银矿床
1.地质背景
埃尔佩尼翁（El Penon）低硫化低温热液型金银矿床位于智利北部海港城市安托法加斯塔东南165km处。该矿床的时代为古新世，产在智利北部古新世斑岩型铜矿带内。该斑岩型铜矿带中除埃尔佩尼翁矿床外，还有其他几个贵金属矿床。
埃尔佩尼翁矿床是在以双峰式镁铁质-长英质火山岩为特征的弧状拉伸期形成的。埃尔佩尼翁脉系产在长9km的陡倾正断层中。该断层切割了一穹丘流纹岩杂岩和容矿的火成碎屑岩、火山碎屑岩和英安岩（上部火山岩系，图10-34）。该断层产生了地垒-地堑构造。主要矿脉，包括克夫拉达奥里托构造，都局限在南北向断层中，尽管在北东向断层中也有一些低角度的不大稳定的矿脉（图10-34）。成矿后的断裂活动使南北向构造中的脉体严重破碎。
图10-34 智利北部埃尔佩尼翁低硫化低温热液型金银矿床及周围地区的地质示意图
（引自C.H.Robbins，2000）
图中标出主要矿脉（给名称的）和探槽位置
埃尔佩尼翁矿脉中的富矿体的位置和矿体形状受构造折射控制，而构造折射又是由岩性，特别是流纹岩内部的平伏火山碎屑岩和英安岩流层引起的。富矿体宽13m，沿走向长大于沿垂向长，沿垂向长约200m。克夫拉达科罗拉多矿脉及其中的富矿体是“盲矿”，上面覆盖着厚达100m的明显未矿化岩石。
矿脉主要由各种带状石英组成，显示出各种低温热液结构，周围为蚀变晕，后者从石英冰长石开始，向外变为石英-绢云母/伊利石±冰长石。矿脉的表生氧化作用延至250～280m深，结果形成了自然金和自然银、角银矿、氯溴银矿和银金矿。在未发生氧化的地方，矿脉一般贫硫化物，只含少量闪锌矿、方铅矿和黄铜矿。
埃尔佩尼翁矿床的证实储量和概略储量为480万t（平均品位为Au 8.0×10-6，Ag 126×10-6），外加包括克夫拉达科罗拉多囊状矿脉在内的480万t资源（平均品位为Au 11.2×10-6，Ag 190×10-6）。至1999年底，总储量和资源量为Au 290万盎司（90.2t），Ag 4800万盎司（1493t）。
2.勘查与发现
尽管埃尔佩尼翁区交通方便，且距离几个已知矿区较近，但从未为找金属矿而进行坑探和槽探。不过，上世纪初曾大规模地开采过硝石，采矿地点离奥菲齐纳多米纳多（Oficina Dominodor）仅有4km。
1991年后期，FMC金矿公司决定对智利金矿进行勘查。在对整个智利北部进行走马观花式的野外考察后，建议成立一个金矿勘查办事处，着重勘查3个金矿带，其中包括古新世斑岩铜矿带。对埃尔佩尼翁区的第一次考察是在1992年中期，目的是对SERNA-GEOMIN（国家地质局）编的该区1：25万地质图上已标出的很明显的阿尼诺蚀变进行检查和取样。这个蚀变带，智利的国家铜业公司以前曾为找金对它作过坑探、取样和钻探，是一个初期的泥岩“岩帽”，找贵金属的最初取样结果令人失望。
当年（1992年）晚期又对该区进行了考察，目的是对阿尼诺蚀变带进行比较彻底的评价，并对附近的蚀变带（也是“岩帽”）进行踏勘。在埃尔佩尼翁东北5km处的一个蚀变带中发现塞罗马蒂罗矿脉上有星星点点的氧化铁铁锈（图10-34）。对这一颜色异常检查后发现了出露不好的硅质流纹岩，里面有石英细脉。继之做了较详细的剖面，在一条小河口附近发现了一个含大量赤铁矿的安山岩小露头，这就是后来发现的迪斯卡弗里沃什矿脉（图10-34）。在迪斯卡弗里沃什矿脉处，发现流纹岩被一条宽达1m的角砾化石英脉穿切，说明该矿脉与附近的被硫酸盐胶结的岩堆的赤铁矿铁锈有关系。从流纹岩的转石和基岩中共采集了16个岩屑样品，石英脉中的贵金属最高品位为Au 1.0×10-6，Ag 28.7×10-6。从整个地区也采集了13个-150目干河床沉积物样品，在迪斯卡弗里沃什矿脉最好的岩屑采样点下游得到的Au的最大值为12×10-9。后来在1996年进行的试点取样表明，这些异常是根据较粗粒的样品分析结果得出的，虽然肯定能找到明显的脉源。这些工作也说明，BLEG的详细取样并未证实埃尔佩尼翁矿床的存在。
虽然所得到的结果不尽如人意，但由于该区的脆性流纹岩广泛角砾化和有细脉存在，而且与美国内华达州的产在流纹岩中的重要低硫化金矿（如布尔弗罗格、斯利珀和拉怀德金矿）相似，所以人们对它仍不失兴趣。因此，1993年早期又考察了一次，并采取了45个岩屑样品和12个硫盐岩堆样品。岩屑样品的Au品位为3.5×10-6，而岩堆细粒样品经化验证明不含金。根据金的异常值，再加上对嵌入到地表硫酸盐岩壳中的石英脉碎片的仔细观测，肯定了迪斯卡弗里沃什-埃尔瓦列脉带沿走向延伸1.5km以上。
当时，埃尔佩尼翁矿床的采矿权归美国曼托斯布兰科斯矿业公司（Empresa Minera deMantos Blancos S.A.）所有，它正在这个矿带勘查斑岩铜矿。FMC金矿公司圈定了采矿权面积，后来决定1993年中期与曼托斯布兰科斯公司开一次会。但是，在召开会议前夕做完最后一次检查后得知采矿权被停止，从而导致在最后一分钟取消了约会。后来又考察了一次埃尔佩尼翁地区，在考察期间又对克夫拉达奥里托构造（图10-34）的脉系补做了2km的踏勘填图和取样，证明矿脉和角砾岩转石中的金品位很高，最高可达到24.4×10-6。此外，在克夫拉达奥里托构造的热液角砾岩小露头上还看到了“明金”。
1993年晚期，开始在埃尔佩尼翁区进行详细地质填图和槽探。一共挖了10个探槽，主要是在迪斯卡弗里沃什和克夫拉达奥里托地区（图10-34），但在多数探槽中推土机并未完全穿透脉带之上较厚的硫酸盐岩壳。因此，未能测出矿脉的宽度和倾斜，在多数情况下只在矿脉的旁边测出很弱的金异常（图10-35）。但是最好的一段宽达5m，Au品位5×10-6。
不久以后开始钻探，共打了9个倾斜和4个垂直反循环钻孔。脉带是从两侧钻探的，原因是它们的倾斜不稳定。第一个钻孔打到的脉Au 1.2×10-6，Ag 52.3×10-6，厚超过52m，在探槽以下约70 m处。这个探槽挖到金品位为0.20×10-6的30m矿段，外加金品位为0.50×10-6的55m矿段。最好的一个钻孔打到了Au 8.5×10-6和Ag 189×10-6的矿段，长8m，位于揭露出含Au 1.1×10-6、宽40m矿段，这正好在探槽以下8m（图10-35）。一共有6个钻孔打到了Au＞3×10-6的矿段。在这个阶段，堪与美国内华达州布尔弗罗格或斯利珀矿相比的可大规模露采的金矿化，而不是单个矿脉，成为领导层优先考虑的目标［图10-35（a）］。第二次反循环钻探开始于1994年早期。在这期间，PP014号孔（被认为是发现孔）打到了100m厚的Au 10.9×10-6和Ag 123.4×10-6的矿层，其中包括克夫拉达奥里托矿脉中的主要富矿体。后来证实，这个富矿体长270m，宽可达22m，沿倾向延伸120m。
埃尔佩尼翁矿床的多次反循环钻探工作已经完成，但1994年中期和1995年早期，对克夫拉达奥里托脉带进行的头几次岩心钻探均告失败：8个钻孔的岩心采取率为0～20%。但是，在1996年下半年，终于使用能对付内华达州卡林矿带不良岩石条件的钻机，成功地打了13个倾斜岩心钻孔，总进尺2112m，岩心采取率超过90%。1997年进行的补充岩心钻探也得到类似的结果。到1998年末，从地表共打了1137个反循环钻孔和91个岩心钻孔，穿过方圆分别为30m和20～40m的富矿体。到进行第三次钻探时，已经明显地看出，埃尔佩尼翁矿床是严格意义上的脉型矿床，没有可大规模露采的可能（图10-35）。
图10-35 智利北部埃尔佩尼翁低硫化低温热液型金银矿床向北看的剖面图
（引自Sillitoe，1995）
对3号探槽下面克夫拉达奥里托构造（图10-34）的早期（1993年）和现在（1999年）的解释进行比较。（a）50m宽的已填图的构造是根据2m反循环样品和主要是围岩而不是脉体（因为表面的硫酸盐壳太硬）探槽取样结果将夸大了的矿段宽度结合起来得出的。（b）重新解释是根据加密钻探和地下钻探结果得出的。如果不是地面下的信息表明有高品位金存在，本不打算进行北多米纳多尔露天坑探的。注：标高（海拔高度）是大致的；在（a）时打的是未经测量的钻孔；两个剖面相距10m
1995年中期计划打斜井，以便最终确定地下的主要克夫拉达奥里托富矿体，并采取大样。但是，当时FMC金矿公司，包括其在埃尔佩尼翁区的主要矿地中868000盎司（27.0t）金当量的资源，正在出售过程中，因此取消了打斜井计划。据说从有关当事方接受的售价偏低，1996年中期，因公司还掌握的FMC金矿公司的股份，有80%出卖，创建了默里迪恩金矿公司。1996年晚期开始挖平硐，1997年接着执行地下坑探计划，包括打了748m斜井，矿脉中的336m石门和57m深井。接着又执行地下开发计划，包括约10km坑道，300个间距加密到15m×15m的反循环和岩心钻孔。地下钻探和坑探结果表明，资源计算所依据的从地表打的反循环钻，其金品位被低估了10%～20%。而且，地下探槽取样结果接近地下金刚石钻探结果，但许多金刚石钻探结果在资源计算时被排除在外，因为采取率太低（＜70%）。
钻孔和地面物探［磁法、激发极化、可控源声频大地电磁法（CSAMT）、甚低频法（VLF）］及多元素化探，也是探索掩覆在成矿前和成矿后盖层下的矿脉的一部分。CSAMT法经证明是极有效的物探方法，石英脉的电阻率有的高（见图10-34的南奥里托矿脉），有的低或中等（见图10-34的塞罗马蒂罗，克拉夫达科罗拉多矿脉）。为了测定矿脉上面和矿脉周围的渗滤晕，测定了4m长的钻孔岩心和岩屑中的32种元素。经证明，砷是最有效的元素，虽然脉带附近的锑、汞和铅局部也有所富集。在砾石层覆盖区还进行了土偏壤萃取化探。用酶浸出法和活动金属离子法未测出盖层下的已知矿脉，而用土壤浸出法测出了一些隐伏的矿脉，虽然也产生了许多假异常。反循环钻探表明，南奥里托矿脉在砾石层盖层下继续延伸，从其最南部隐伏露头处（见图10-34）向南至少延伸1.2km，而且还未尖灭。
1997年早期，决定对克拉夫达奥里托资源进行可行性研究。然而，区域勘查仍在继续，1998年早期发现了一个目标，它是局限于沿克拉夫达科罗拉多矿脉分布的，有红色铁锈、被硫酸盐胶结的岩屑锥带（图10-34）。详细填图表明，小河两岸流纹岩的结构不同，说明它可能是一条断层。根据这一想法，再根据有一个非常局限的块状玉髓漂砾堆积（不含贵金属）和有指示元素存在，而且它们的来源不明，决定再打一对反循环钻孔穿过克拉夫达科罗拉多。第一个钻孔发现了“盲”克拉夫达科罗拉多矿脉，有一个矿段厚12m，含Au 34×10-6；而第二个钻孔，打到了含Au 5×10-6厚6m的矿段，后来从这个矿段中又发现了一个次要的下盘矿脉。事后很快认识到，在第一次钻探“战役”10号钻孔中遇到的含Au 24×10-6厚6m的矿段，实际上是从克拉夫达科罗拉多矿脉延伸出来的，接近它与迪斯卡弗里沃什构造的结合部。在克拉夫达科罗拉多继续进行的反循环和岩心钻探，确定了一个很富的矿体，总储量110万t，平均品位为：Au 26.6×10-6，Ag 410×10-6。
1998年决定投产，1999年下半年完成矿山和用氰化物处理矿石的选矿厂建设。如果在选矿过程中再加上重选，估计贵金属回收率可达20%～30%。沿克拉夫达奥里托矿脉的3个浅部露采坑［图10-35（b）］已开始投产，2000年中期将开始全面地下开采，并将采自克拉夫达奥里托和克拉夫达科罗拉多两处的矿石混合起来（进行选矿）。
3.小结
埃尔佩尼翁矿床是在开发程度很高的矿区发现的“草根”金银矿床。背景区是根据公开发表的地质测量图确定的。但远景区本身则首先是根据在附近的山丘上看到的不明显的颜色异常识别出来的。矿床的发现是仔细的地质观测和填图，再加上对地表岩屑、河床沉积物、岩堆和转石取样化验的结果。勘探队在早期结果并不令人鼓舞的情况下仍积极的进取，也十分重要。CSAMT等测量对该区矿床发现后的勘查，已是锦上添花。
埃尔佩尼翁矿床是历经18个月的区域勘查后发现的，发现后大约6年投产，但按发现后勘查日程表计算大约延期了1年，这是因为想出售公司造成的。
约为160p。根据调查广东省《生活饮用水标准》得知，广西自来水硫酸根离子含量在约为160ppm，，地表水硫酸根离子含量不好明确是多少，不同的地域不同的能源结构，地表水的硫酸根含量是不同的。
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2020-02-10 14:17
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北极星环境监测网讯:1 实验室的环境
（1）要注意避免实验室出现扬尘现象，污染水样和试剂，影响实验空白值的高低，从而影响最后的实验检测结果；
（2）硝酸盐氮测试中使用的实验氨水挥发性比较强，挥发后的氨气会存在实验室中的空气中，而纳氏试剂极易吸收挥发后的氨气而使得氨氮测试结果偏高，
因此，在进行铵盐类化合物等分析项目不要与硝酸盐氮测试同时进行，以免影响试剂的灵敏度，从而影响测试结果；
（3）进行氨氮测试实验所使用的试剂、玻璃器皿等实验用品要单独存放，避免交叉污染现象的出现，
从而影响空白值的高低。
2 实验用水
氨氮测试中需要的实验用水是无氨水，一般用制出的新鲜蒸馏水进行二次加工后选取中间的馏出液作为氨氮测试的实验用水，为了有效保证实验空白值精密度和准确度，因此蒸馏水中既不能含铵盐，也不能含有游离氨。
为了避免空气中的氨融进实验用水中，应密闭保存实验中所用的蒸馏水，将与铵盐有关的试剂隔离保存。
制备二次蒸馏水费时费力，经过大量实验证明，空白实验值能够达到 0.030 左右，满足氨氮无氨水的要求。
3 注意样本水样的保存和预处理
1.1水样的保存
待测氨氮水样在进行保存时滴加硫酸可以使水样酸化至 pH 小于2，将保存时间延长。
主要原理是当氨氮水样酸化至 p H 小于2后可以有效抑制氨氮的水解以及氧化还原反应，使得水样的成分保持稳定状态，从而延长保存时间。
1.2水样的预处理
1.2.1除去色度、浊度和一些干扰物质
絮凝沉淀法可以对较清洁的水样进行预处理，絮凝沉淀法中采用的絮凝试剂主要有硫酸锌和氢氧化钠 , 在水样中加适量硫酸锌，再加入氢氧化钠使水样pH值至10.5左右，生成氢氧化锌沉淀，再经过滤除去颜色和浑浊等。
1.2.2处理国产滤纸本身含铵造成实验背景值较高的问题
（1）氨氮测试中所用的国产滤纸含铵的问题可以用 3% 硼酸或5%硫酸浸泡并反复清洗来解决，人工处理滤纸使其变成中性，减少测定误差，能够很好的解决实验背景值较高的问题；
（2）实验证明也可以用砂芯漏斗代替国产滤纸，但是使用之前也需要对砂芯漏斗使用自来水清洗，放置于稀硫酸中浸泡 10min，再经自来水、无氨水冲洗后，控干或烘干，经过处理后的砂芯漏斗在使用时不必弃去初滤液，能最大程度上缩短过滤时间，提高实验效率。
1.3处理高氨氮含量的水样
（1）对于浓度较高的水样先稀释再絮凝沉淀或蒸馏的方法，可以克服测定过程中不显色或浑浊现象。
（2）在水样中加酒石酸钾钠溶液、纳氏试剂显色后出现颜色较深的现象，以至于吸光度值超出范围后可以采用无氨水定量稀释后在进行测定。这种测定方法比较适用于大批量的样品分析测试。
4反应条件的控制
1)反应温度
氨氮测试中的反应温度可以直接影响到纳氏试剂与氨氮反应的速度，对于溶液颜色的反应也会有显著的影响，经过反复试验可以证明25℃的反应温度时显色反应完全，5～15℃的反应温度时并没有发现吸光度的明显改变，但是显色反应不完全，30℃的反应温度下使得吸光度明显偏低，并且溶液也会出现褪色现象，由此可以得出氨氮测试中最适宜的反应温度是20～25℃之间，该温度区间可以有效保证实验的测试结果。
2)反应时间
氨氮测试中反应时间的控制也是经过大量的实验进行反复证明，并得出以下结论：
反应时间
在 10 min 之前，溶液显色不完全；
10 ～30 min，颜色较稳定；
30 ～45min颜色有加深趋势；
45min 后颜色减退。
因而显色时间应控制在 10 ～30min以内，并用最快的速度进行比色分析，保证测定结果的正确。
硝酸盐(以N计)10mg／L(特殊情况≤20mg／L)。
硫酸盐250mg／L
《生活饮用水标准》（GB 5749-2006）中要求硫酸盐（mg/L）≤ 250，硫酸根约为160ppm，地表水硫酸根离子含量不好明确是多少，不同的地域不同的能源结构，地表水的硫酸根含量是不同的。
化学性质
固体的硝酸盐加热时能分解放出氧，其中最活泼的金属的硝酸盐仅放出一部分氧而变成亚硝酸盐，其余大部分金属的硝酸盐，分解为金属的氧化物、氧和二氧化氮。
硝酸盐在高温或酸性水溶液中是强氧化剂，但在碱性或中性的水溶液几乎没有氧化作用。
硝酸根和金属离子可以按多种方式配位，包括单齿、双齿、叁齿或端梢、桥式等。
以上内容参考：百度百科-硝酸盐
同位素分析表明，几乎所有的地热水都有降水成分。地热水水溶矿物质有两种可能来源:深部的岩浆物质和淋滤围岩的矿物质，可能是单一源，也可能是混合源。同位素方法可以帮助查清地热水水溶物质的来源、地热的源区、规模、地热水流动的途径、地热水的温度、地热水与之有关的物理、化学条件以及赋存的矿产资源。由于低温、较年轻的地热水水溶物质的同位素组成可能近似反映源区的特征，因而，研究的重点只考虑多源交叉的混合，高温、滞留时间较长的地热水水溶矿物质，因动力同位素效应和同位素交换作用，使其同位素组成发生了较大的变化，所以此时的水溶矿物质的同位素组成已不具有源区的特征。了解水溶矿物质从源区到地热区以及滞留过程的同位素演化规律，进而追溯其原始同位素组成，是本节讨论的重点。
地热水中的水溶矿物质种类较多，根据目前的研究，只讨论碳和硫的水溶物质。
(一)地热水中的碳同位素及其组成的变化
1.地热水中碳的同位素
在热水系统中，重要的水溶含碳原子团有CO2、H2CO3、HCO－3、CO2－3和CH4。它们的存在和相对数量的多少，取决于热水系统的pH值、氧逸度(fo2)、温度(T)和碱金属离子强度(I)。即
同位素地球化学
在这些水溶含碳原子团中，CO2和CH4为热水中的主要成分。对美国Yellowstone公园14口250℃以上的热泉和间歇泉的调查表明，CO2的含量占98%以上，在这种情况下，CO2的δ13C可以近似地看成是热水的δ13CΣC值。但CH4的含量仅为0.11%，由于含量低，在高温时其δ13C值容易受CO2同位素交换的影响。低于250℃的热水系统中，CO2和CH4可能作为独立的原子团存在，彼此之间同位素交换的影响可以忽略。它们各自的δ13C直接反映了来源，并且CO2/CH4之比就是原始值之比，不受后期的影响。鉴于这种情况，所以对地热水水溶物质同位素组成的研究，常常只考虑CO2和CH4的同位素变化。
根据对Stamboat、Yellowstone、TheGegsers、Larderello、SaltonSea、Wairakei和新西兰等一些地热区的水溶CO2和CH4的碳同位素组成的调查获得的结果为:CO2的同位素组成在Yellowstone为δ13C=－1‰～－5‰，YonteAmiata为－1‰～－2‰，Larderello为－1‰～－5‰，SaltonSea为－3.5‰，Wairakei为－3.0‰～－4.5‰，均落在海相灰岩(+3‰～－4‰)的δ13C范围内，这表明，CO2既可能来源于岩浆同化作用，也可能是高温石灰岩淋滤形成的。Steamboat温泉(－8.5‰～－9.5‰)，Lassen(－8～－9)TheGeysers(－11～－12)，Broadland(－8‰左右)和新西兰地热区(－7‰～－8.5‰)，尽管它们的δ13C值都落在初生、深部碳、碳酸盐和含碳玄武岩的碳同位素组成变化范围内，但也可能来自海洋有机碳(－7‰～－17‰)或石灰岩和陆地有机碳的混合(到－30‰)。
2.水溶含碳物质的同位素平衡
含碳物质(CO2、HCO－3等)之间的同位素交换速率表明，自然界可以很快建立起物质间的同位素平衡，但对于不同化合价的物质来说，不总是这种情况。CO2和CH4从源区到地热区的途径中能否仍保持着它们原有的δ13C值，取决于它们之间的交换速率。如果交换速率极缓慢，它们就有可能保持其原始同位素组成。即
同位素地球化学
如果交换速率快并又达到同位素平衡，CO2和CH4各自的δ13C值可能将依据下列方程重新调整(Ohmoto等，1979)
同位素地球化学
同位素地球化学
式中:R″为流体中的CO2/CH4的摩尔比ΔCH4－CO2为CH4和CO2之间的富集系数X为摩尔分数。
图11－17 地热流体中CO2和CH4的同位素富集系数与温度之关系(据Ohmoto，1986)
碳同位素交换反应的实验研究(Sackett&Chung，1979，Harting&Maass，1980)得出，在T=500℃时，一周内，CO2和CH4之间没有发现有任何同位素交换。在地热水环境中，CO2和CH4之间的同位素交换速率可通过实验来确定。图11－17比较了在地热流体中的CO2和CH4之间观察到的同位素富集系数流体温度可直接测定或用其他方法估计。这些资料表明，在这些地热系统中，CO2和CH4之间没有达到碳同位素平衡。
在没有CO2和CH4之间的碳同位素交换速率可靠资料的情况下，不能排除碳同位素温度代表深部含水层(300～400℃)真实温度的可能性，因为其他温度计给出的都是地热系统浅部的温度。当ΔCO2－CH4(观察)<ΔCO2－CH4(预计)时，流体中的CO2和CH4之间可能从来就没有达到同位素平衡。由于这一原因，使得温度低于250℃的地热系统中的CO2和CH4之间的同位素关系无法得到充分的利用。
CO2和CH4之间的碳同位素交换速度还与H2O、CO2、CH4和H+的浓度有关，因为它们对含碳化合物之间的同位素交换起着中间媒介(如醋酸)的作用。
有人认为，热水系统中CO2和CH4之间发生同位素交换时，可能还存在C4+被还原为C4－和C4－被氧化为C4+的反应。建立平衡意味着正反应速率等于逆反应速率。当12CO2+13CH4=13CO2+12CH4间达到同位素交换平衡时，含12C原子的CO2的还原速率与含12C的CH4的氧化速率应该相等。对13C原子的分子也应类似。即
12CO2+4H2=12CH4+2H2O
13CO+4H2=13CH4+2H2O
很显然，在上面的反应式中，当H2、O2、CO2、CH4和H2O中建立化学平衡时，CO2和CH4之间也应建立同位素平衡。当然，不可能指望在温度低于250℃(?)的条件下，热水系统中H2、O2、CO2、CH4和H2O完全达到化学平衡，但也不排除这种可能性。
当H2、O2、CO2、CH4和H2O体系中完全达到化学平衡时，同一体系中的CO2和CH4之间也未必达到同位素平衡。这意味着化学反应速率不总是与同位素交换速率相同。它将取决于非平衡原始状态和建立平衡的途径。例如，如果CO2和CH4两者的原始浓度比水中H2、O2的浓度高得多，在反应时，CO2和CH4的浓度没有大的改变，化学平衡就能建立fO2和fH2被CO2和CH4缓冲，在这样的体系中，化学反应的速率基本上与同位素交换速度相当。相反，当H2或O2的浓度比CO2和CH4的原始浓度高得多时，化学平衡有可能对H2或O2浓度影响不大，而CO2和CH4的浓度变化会很大。在这样的体系中，化学反应的速率就明显不同于同位素交换速率。Ohmoto(1972)认为，在CO2和CH4之间处于平衡条件下，水溶含碳化合物的δ13C的变化可能是地热流体中氧化还原状态的变化引起的。上面曾几次提及，在低于250℃时，由于氧化还原反应的速率很慢，因而不太可能引起水溶含碳物质各自的δ13C发生变化，所以，在低温热水中，它们各自的δ13C值实际上是反映了各自源区的特点。
以上讨论可以得出以下结论:在低于250℃的地热水中，δ13CΣCO2可反映水溶含碳物质的来源在高温热水平衡系统中，即CO2和CH4间达到同位素平衡时，δ13CΣCO2也不能反映含碳物质中碳的来源，这就必须通过δ13CΣC=δ13CΣCO2+ΔCH4－CO2/(1+R″)方程计算，得出的δ12CΣC值才是原始的CO2的δ13C值。
(二)地热水中的硫同位素组成的变化
硫是岩石、矿物中的一种重要元素。在各种自然因素的作用下，各类矿物、岩石中的硫同位素组成变化很大。自然界的含硫化合物一般为两大类型:硫酸盐和硫化物。在常温下，硫酸盐的溶解度大，金属硫化物几乎不溶于水，所以，水体中水溶硫酸根的硫同位素组成反映了源区的特征。随着温度增高、各类含硫化合物的溶解度也增大，各种氧化还原的动力同位素效应和同位素交换反应也逐渐加剧，加上热水携带的这些水溶物质在运移过程中反复交替沉淀和溶解，使得热水中的含硫化合物的含量和同位素组成均发生变化。其变化程度取决于这些地热水运移的途径及赋存的物理化学条件。根据Ohmoto的研究，水溶硫化合物的摩尔数是温度(T)、溶液的pH值、氧逸度(fO2)和溶液中碱金属离子浓度(I)的函数。即
同位素地球化学
各种水溶含硫化合物的同位素组成也是T、pH、fO2、I和δ34SΣS(平均全硫)的函数。即
同位素地球化学
这里，温度T是首要因素。在750～1250℃的硅酸盐熔融体中，硫主要以SH－(或HS－)的形式存在在温度高于400℃的地热水中，以H2S和SO2为主在温度低于350℃的热水中，主要为H2S、HS－、SO2－4、HSO－4、NaSO－4、KSO－4和CaSO4等。随着温度的降低，氧化形式的硫增多，还原形式的硫减少，fO2和pH值对Xi的影响，可见表11－7。
表11－7 溶液的fO2和pH值对Xi的影响(250℃，I=1.0)
由此可见，在地热水中，H2S和SO2－4是主要的水溶含硫化合物。因此，研究地热水水溶含硫物质同位素组成时也应以H2S和SO2－4及地热区沉淀含硫矿物的同位素组成为主要对象。
1.地热系统中的硫同位素
Rafter等(1958)研究了新西兰Wairakei地热区一些200～1000m深、温度为250℃的钻孔中的氯化钠型地热水中的硫酸盐和硫化氢的同位素组成(表11－8)。
表11－8中资料表明，H2S的浓度和同位素组成的涨落明显，但SO2－4的浓度及同位素组成却较为稳定。δ34SH2S为+0.3‰～+7.3‰，δ34SSO2－4为+19‰～+25.5‰，全硫δ34S为+10‰。他们认为，这一系统中的H2S和SO2－4之间很可能建立某种程度的同位素平衡，计算的同位素温度为370±70℃，比钻孔中实测的温度高些，很可能反映了它们的同位素平衡时的温度。Steiner和Rafter(1966)认为，该区热水中的SO2－4是海水成因的，而H2S来自上部地壳。Kusababe(1974)则认为，Wairakei地热水中的硫来自侏罗系杂砂岩的硫酸盐，而侏罗纪时代的海水硫酸盐的δ34S为+17‰。
表11－8 Wairakei深部地热水的硫同位素组成
(据Rafter等，1968)
Truesdell和Rye在研究美国Yellowstone公园的Norris上、下间歇泉热水中硫的同位素组成时发现，在高Cl－/SO2－4比值的28个热水中，硫酸盐(深部)具有高δ34S值(+18‰)，而在低Cl/SO2－4比值(为0)的混合水中，硫酸盐(地表)的δ34S为0‰，并且与当地的H2S值类似。这种关系表明，在深部含水层的热水中，H2S的δ34S接近于0‰，其深成硫酸盐在360℃左右时，曾与体系中的H2S处于同位素平衡，分馏效应达18(Rye&Ohmoto的未发表资料)。而地表的硫酸盐可能是在低温条件下氧化深部来的H2S形成的。测得的H2S和δ34S值(Schoen&Rye，1970)处于+4‰～－4‰之间，可能是深部含水层在上升途中交换的结果。深部H2S的δ34S可能接近于0‰。
张锡根(1982)分析并综合研究了有关西藏羊八井地热田的硫同位素资料后得出，自然硫的δ34S为－5.6‰～+3.4‰，硫同位素变化范围窄，具有深源硫的特点。自然硫是由H2S在地表低温条件下形成的，深部H2S的δ34S接近于0‰‰。自然硫的δ34S差异可能是H2S自深部上升途中发生了同位素交换的结果。羊八井地热田的硫来自于地壳深部。热水中的硫酸盐，大多数样品中的δ34S值在+5‰～10.6‰之间，有两个水样的δ34S值相对低些，它们分别为+2.6‰和+0.1‰。原因是，一个取自酸性泉，水的pH值为3～4，SO2－4的含量高于其他热泉水10倍以上，并发现有氧化硫硫杆菌和排硫杆菌，因而肯定，该泉水中的硫酸盐是深部硫化氢在地表及浅部被空气中的氧所氧化，并在氧化细菌的作用下形成的。另一个样品是第四纪沉积物的冷泉水，也做过Cl－/SO2－4比值与δ34S的关系分析，结果发现，Cl－/SO2－4比较高(最高为27)，相应有高的δ34S值(+10.6‰)，而另一些Cl－/SO2－4比值低的水(为1.6)，硫化氢氧化生成的硫酸盐的δ34S值也低(δ34S=+2.6‰)。因此，在地热田的地下热水中，大多数硫酸盐可能是浅部硫酸盐和深源硫的混合体，也有可能有一部分是由于地下热水在上升过程中达到地表后，受到沉积硫或其他成因硫的污染所致。
从以上例子可以看出，通过对地热水中的水溶硫物质(主要是H2S和SO2－4)以及与它们在成因上有直接关系的各种沉淀的单质硫、硫化物矿物的同位素组成的研究，有利于追溯地热水中硫的来源，进而判断地热源的性质、热水的成因以及可供开发的实际潜力。
2.水溶含硫物质之间的同位素关系
由上述可知，地热水中的H2S和SO2－4的同位素组成，不仅与源区硫的原始组成有关，而且在一定程度上还取决于这些物质从源区到地热井或地表过程中所生成或加入的新的含硫物质，以及体系中各物质间的同位素动力分馏。
Ohmoto和Lasaga(1982)指出，硫酸盐－硫化物的平衡速率取决于温度、pH值和流体中的全硫含量。速率随着温度、全硫(ΣS)含量的增加而增加，在pH为2～9的范围内，随pH值的减小而增加，超出此范围则变化很大。
大多数热水流体近于中性或稍偏酸性，典型的ΣS含量在10－3到10－1mg/L范围内并随温度的降低而减少(Ohmoto，1985)。这样的pH值条件和ΣS含量表明，在大多数温度低于150℃的地热流体中，硫酸盐和硫化物之间不像达到同位素平衡和化学平衡(一些同生水内的情况除外)。在同生水的热水体系中硫类物质，滞留时间可能超过10000年，如果达到了同位素平衡，单个硫类物质的δ34S值可能就不具有源区的特征。
热水溶液中含有不同数量的金属离子，在一定的条件下，系统中存在生成简单金属硫化物的化学反应。如
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Me代表Zn、Fe、Pb和其他二价金属。不同的实验资料表明，H2S和简单硫化物之间很容易获得化学平衡和同位素平衡。
在同位素平衡条件下，H2S、ZnS和PbS之间的关系应该是:δ34SZnS>δ34SH2S>δ34SPbS。在150℃时，ΔZnS－H2S，ΔH2S－ZnS和ΔZnS－PbS值分别是0.3、4和3.7，这些值随温度降低而增大。
ZnS和PbS沉淀和同位素平衡分馏的基本条件是溶液中的还原硫(H2S)的浓度超过总的金属硫的浓度。如果还原硫的量小于整个金属硫，首先沉淀的矿物相(如PbS)可能消耗大部分流体中的H2S，而残留下部分H2S。因为ΔH2S－PbS的值大，尤其在低温下，可能引起δ34S值有明显的变化，这样就改变了深部来源的H2S的δ34S原始值。
调查发现，地热水中的H2S浓度显然受控于它的热历史和垂直系统的岩性，特别要受含铁相的岩性和有机物质丰度的控制。Ohmoto(1985，1986)认为，温度高于120℃左右的富页岩环境中的热水，还原硫的浓度应该高于金属硫化物硫，相反，在同样的环境中，温度低于120℃，或者垂直系统占优势的是贫黄铁矿岩性时，热水流体中H2S的浓度就不可能高于金属硫化物硫。
水溶硫酸盐和硫酸盐矿物之间的分馏系数，在温度高于100℃时可能非常小，因而，它们之间的δ34S值非常接近。硫同位素交换动力学表明，如果温度高于200℃时，水溶硫酸盐和硫化物之间有可能趋于同位素平衡，但是，大多数的实际观察并非如此，而是普遍存在非平衡现象。Ohmoto和Lasaga认为，这种现象可能是有新的不同来源的SO2－4混入。其混合后的同位素组成可以用下式表示
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式中:SO2－4－a为来自源区的水溶硫酸盐SO2－4－b为热水运移过程中新混入的硫酸盐X为摩尔分数。新来的SO2－4可能通过下列途径:①含硫酸盐水体的混合，如海水②H2S氧化产生SO2－4，一些浅部地下水中明显含有水溶氧，当与深部来的含H2S的热水混合时，H2S被氧化成SO2－4，两者的δ34S基本相同③SO2的水化反应，在高温环境中(T为300～500℃时)存在下列反应
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这一反应随温度的降低而向右移动。Shelton和Rey(1982)认为，这种反应产生的H2S和SO2－4，在运移过程中没有足够长的时间去实现同位素平衡。
另一方面，对硫酸盐和硫化物矿物之间的硫同位素研究表明，在低于350℃时，硫化物和硫酸盐的沉淀不一定都是简单的冷却引起的，而是由富含SO2－4的流体(如海水)和热水混合造成的。SO2－4－a和SO2－4－b的相对比例可用前面的方程来估计。
以上讨论表明，热水，特别是与深源有关的地热水，要确定其硫源是相当复杂的。因此，在研究中必须特别细心地考察和分析热水上升过程中，不同环境、不同地质因素对水溶含硫化合物的δ34S值的潜在影响以及影响的程度，以免错误认定地热源。
3.估计地热水硫源的方法
前面已经提到，能否对热水硫源作出客观的估计，关键是如何认定热水运移中影响水中各含硫化合物同位素组成的各种因素。
(1)非平衡系统
在温度低于120℃的含水层中，H2S和SO2－4的滞留时间，如果大大小于同位素平衡需要的时间下限，水溶硫化物和硫酸盐就可能在某种程度上保留各自原始δ34S值的信息。如果低温热水中相对贫金属离子，沉淀的硫化物矿物的δ34S值将接近于系统中H2S的同位素组成，而系统中H2S的同位素组成可能反映了源的特征。如果体系中，没有次生SO2－4的混入或混入的数量很少，水体中的SO2－4，主要是深部来源的H2S低温氧化形成的，那么，水溶SO2－4的δ34S值也具有硫源的特征。但是，在使用水溶SO2－4的δ34S值时，一定要对周围环境次生SO2－4的混入以及污染的程度作出判断。
(2)平衡系统
温度高于200℃的地热系统中，含水层中的H2S和SO2－4的滞留时间长于它们达到同位素平衡所需的时间，这时各种硫团可能处于同位素平衡中，而各硫团的δ34S值将受同位素平衡系数、硫的化合物类型以及系统中的全硫同位素组成控制。系统中的单一含硫化物的δ34S值将不同于原硫源的同位素组成，而全硫的δ34S值才具有源的特征。它可用下列方程计算
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式中:ΔSO2－4－H2S是在某一温度下，SO2－4和H2S之间的同位素富集系数R是系统中的SO2－4和H2S的摩尔分数比，即:R=XSO2－4/XH2S。
温度在350℃以上时，系统中的SO2将取代SO2－4变成占优势的硫团，式中的ΔSO2－4－H2S和R=XSO2－4/XH2S将分别被ΔSO2－H2S和R=XSO2/XH2S取代。
Ohmoto和Lasaga(1982)认为，在水溶硫酸盐和硫化物之间，硫同位素交换反应的速率基本上与系统中H2、H2O、O2、H2S和SO2－4的化学反应速率相同。在这一系统中，SO2－4和H2S的浓度大大超过了H2和O2。也就是说，当下列反应
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的化学平衡建立起来时，系统中的SO2－4和H2S之间的硫同位素平衡也相应建立起来了。
这些反应表明，系统中氧化硫对还原硫之比受fO2和fH2值的控制。
如果在一个系统中，XSO2－4/XH2S的比和δ34SΣS值保持恒定，则各组分的硫同位素变化，就只取决于SO2－4和H2S之间的同位素交换反应。若SO2－4和H2S的同位素交换达到平衡，则ΔSO2－4－H2S值应该是温度的函数。
金星的表面温度足以融化铅，平均温度超过450摄氏度，是太阳系中最热的行星。它的表面覆盖着火山，我们认为它今天可能仍然有活火山。风以每小时数百公里的速度撕裂地表，硫酸随着大气中的雨水而下降。这些地狱般的条件解释了为什么金星被称为人类无法登陆金星。虽然我们不能住在金星上，但我们可以住在它上面。在离地表大约50公里的地方，金星的气压和温度与地球相似。我们只需要穿上呼吸服就能在硫酸中存活下来。从理论上讲，人类可以生活在漂浮的城市里。我们只是还没有足够的技术或者欲望来做到这一点。
火山可能仍在金星表面喷发，这些变化的结果意味着金星上的水蒸发到大气中。这使大气变厚，金星变得越来越热，直到岩石中的碳本身蒸发（或升华）到大气中，与氧气混合形成二氧化碳。大气变得越来越厚，地表变得越来越热，直到它变成了我们今天看到的世界，我们称之为失控的温室效应。
而且，在金星的历史上，我们认为金星和地球一样有海洋。但与我们的星球不同，这些海洋并没有停留足够长的时间。这里曾经拥有着生命诞生的条件，但最终却没有成功。相反，金星变成了一个拥有越来越明亮的太阳和刺耳的太阳风的星球，这意味着金星经历了一个惊人的转变。但我们也需要警惕，这是一个可能会降临到我们遥远的未来。
想象一下，再过几十亿年，地球的大气层变得如此之厚，以至于地球越来越热。我们的海洋开始沸腾，生命挣扎着生存，地面变成了一片死气沉沉、有毒的沙漠。这听起来很极端，但我们认为金星就是这样转变的，它是仅次于水星的第二个离太阳最近的行星。金星和地球有点相似，它们都是岩石行星，大小和质量大致相等，化学成分相似。如果我们对自己的星球不小心，金星可能是未来的一瞥。
太阳系的行星中，最恐怖的是木星主要由氢和氦组成，中心温度估计高达30,500℃。
由太阳和围绕它运动的天体构成的体系及其所占有的空间区域。由太阳、行星及其卫星与环系、小行星、彗星、流星体和行星际物质所构成的天体系统及其所占有的空间区域。
太阳系 （Solar System）就是我们现在所在的恒星系统。它是以太阳为中心，和所有受到太阳引力约束的天体的集合体。
8颗行星冥王星已被开除、至少165颗已知的卫星，和数以亿计的太阳系小天体。这些小天体包括小行星、柯伊伯带的天体、彗星和星际尘埃。
广义上，太阳系的领域包括太阳、4颗像地球的内行星、由许多小岩石组成的小行星带、4颗充满气体的巨大外行星、充满冰冻小岩石、被称为柯伊伯带的第二个小天体区。
