什麼是礦物地質溫度計

1. 地質溫度計及其理論基礎

（一）概述

從廣義上來說，凡是對地質歷史中古地熱場地溫具有指示意義的地質標志均可視為地質溫度計。目前，在沉積盆地古地熱場研究中常用的地質溫度計或溫標（Geothermal Indicator）主要有以下幾種類型：

1.有機地質溫度計，如煤或乾酪根的鏡質組反射率、固體瀝青反射率、鏡煤或Ⅲ型乾酪根電子順磁共振參數自由基濃度、動物有機碎屑反射率、孢粉熱變指數、可溶有機質分子結構參數甲基菲指數等。其中，前兩種參數在煤、油氣地質研究中得到了廣泛應用，其它參數的研究近年來也取得了長足的進展。

2.自生礦物特徵及（或）組合，包括礦物流體包裹體分析、粘土礦物種類及組合分析，沸石類礦物分析等，其中流體包裹體分析在沉積盆地古地熱場研究中應用最為廣泛，粘土礦物作為一種定性或半定量的古地溫標志，其關於煤化作用古地熱場研究的應用成果也經常見諸於文獻報道。

3.碎屑礦物的核物理性質——裂變徑跡分析，由於該法在研究古地溫時常用的礦物為磷灰石，故也常稱為磷灰石裂變徑跡法。裂變徑跡法得到的古地溫溫度較為准確，可以反映不同地質時期古地溫變化的特點，並可據此得到關於盆地物質來源、沉積地層形成年代、沉積速率、地層抬升速率、剝蝕厚度等方面的信息，是近年來低—中溫地質溫度計研究的熱點方向。這種方法主要適用於生油窗范圍內的古地溫溫度，且測定步驟繁瑣，在溫度范圍寬廣的煤化作用研究中受到一定限制。

4.動物無機碎屑光學性質，如牙形石色變指數，廣泛地應用於石油天然氣源岩的評價，特別是缺乏鏡質組的下古生界源岩，但在我國煤化作用的研究中極少採用。這種方法的精度受操作者經驗、牙形石種類、碎片部位等因素的影響，故是一種半定量的溫標。

（二）鏡質組反射率化學反應動力學模式

鏡質組反射率是目前能源地質界所公認的最為有效的地質溫度計。鏡質組是一種以具有烷基側鏈及官能團的稠環芳香結構為基本結構單元、並以橋鍵相交聯的復雜有機縮合物。在熱演化過程中，鏡質組化學結構中側鏈及官能團脫落、芳香環數目及碳網堆砌層數增多、基本結構單元增大、基本結構單元之間有序化程度增高，導致鏡質組反射率規律性增大。因此，在鏡質組的反射率、其化學結構以及熱演化條件之間存在著層次不同的因果關系，這種關系可用化學反應動力學原理加以描述。換言之，根據鏡質組反射率，有可能定量估算地質體中有機質在熱演化歷史中的受熱條件，進而反演古地熱場特徵及其演化歷史。

鏡質組反射率的增進可以被視為是有機質一級化學反應的結果，其反應效率（Z）與反應時間（t）成正比：

Z=k·t

式中反應系數（k）可由阿倫尼烏斯化學反應動力學方程給出：

k=A·exp（—E/RT）

由此，得出反應效率與受熱溫度、受熱時間及化學結構之間的化學反應動力學方程：

Z=A·t·exp（—E/RT）

式中：A——頻率因子，為一常數，表示單位時間內分子碰撞的次數；

E——反應活化能，是受熱溫度和物質化學結構的函數；

R——理想氣體常數；

T——物質受熱的絕對溫度。

上述化學反應動力學方程表明：鏡質組的受熱時間與受熱溫度互成函數關系，受熱時間的確定是利用鏡質組反射率來反演受熱溫度的關鍵之一；若受熱時間和受熱溫度一定，則反應效率（可用鏡質組反射率衡量）取決於反應活化能，而活化能的大小極大地受到鏡質體物質組成高度非均一性的影響，是鏡質組化學組成和化學結構的函數，因此盡可能真實地確定這種函數關系乃是正確恢復古地熱場特徵的又一關鍵；根據化學反應動力學原理，只要建立起具體的解析方程，即可通過已知地質變數求取未知地質變數。具體解析方程的完善程度，直接影響到鏡質組反射率這種地質有機溫度計的實用程度。

基於上述原理，目前已建立起恢復古地熱場特徵及有機質受熱歷史的數十種鏡質組反射率化學動力學模式，這些模式大致可歸納為四大類型，即簡單函數關系模式、受熱時間－經驗法模式、反應活化能－溫度函數模式和平行反應化學動力學模式（秦勇等，1995）。這種排列順序，也反映出鏡質組化學反應動力學模式由片面到全面的逐漸完善和發展的過程。

簡單函數關系模式僅簡單地描述有機質成熟度（例如鏡質組反射率）與受熱溫度之間的對應關系，對受熱條件、有機質類型和組成等因素未加考慮（例如熱姆丘日尼柯夫，1948；列文斯坦，1969；阿莫索夫，1976；Epstein,1977；Price,1983），是模式發展的初期產物。

受熱時間-經驗法模式引入了受熱時間的概念，在受熱條件中考慮了溫度與時間之間的關系，同時也根據模擬實驗及實際資料統計結果，引入阿倫尼烏斯一級反應動力學方程，建立起有機質成熟度、受熱時間與受熱溫度之間的數學模式（解析方程）或圖解模式（例如：Karweil,1955；Bostick,1971,1978；Teichmuller,1971；Connan,1974；Middleton,1982;Zhijun,1983；Pigott,1985；Antia,1986；Wood,1988；Barker,1989），使模式所依據的理論基礎趨於嚴密。然而，這類模式在理論和方法上存在著明顯不足：將反應活化能作為常量看待，由於反應活化能是受熱溫度的函數，故將其常量化無法真實地反映有機質的熱演化狀況；均採用地層年齡代表受熱時間，忽略了對有效受熱時間、有機質成熟作用不可逆性、構造歷史及埋藏歷史等復雜地質因素的考慮，有可能歪曲地層的受熱歷史，進而影響到對礦產資源預測評價的准確性；有機質在熱演化過程中同時進行著多種化學反應（即平行反應），不同反應所需的活化能是不一樣的，此類模式中將所有平行反應均用一個活化能來表示，顯然無法反映有機質化學組成的高度非均一性。

反應活化能－溫度函數模式的最大特點在於引入了反應活化能，在以阿倫尼烏斯一級反應為理論基礎的模式中，明確了反應活化能隨有機質成熟度而變化這一事實（例如：Lopatin,1971；Waples,1980；Ritter,1984；Lerche等，1984；Armagnac等，1989），並在某些模式中定義了「有效受熱時間」的重要概念（Hood等，1975；Bostick等，1978）。其中，目前應用最為廣泛的是由Lopatin（1971）提出、後由Waples（1980）修訂的「時間－溫度指數（time-tempreture index，簡記為TTI）」模式以及由Hood（1975）提出、後由Bostick（1978）補充完善的「有機成熟度水平（level of organic metamorphism，簡記為LOM）」模式。這類模式明顯優於簡單的成熟度-溫度模式和受熱時間－經驗法模式。但也存在某些不足：在特定溫度下僅採用平均反應活化能，不足以代表在寬廣溫度范圍和受熱溫度下有機質熱演化過程中復雜的平行反應；模式中仍含有較高的經驗性成分，採用不同的經驗數值，對古地熱場特徵恢復的結果是有差異的。

在平行反應化學動力學模式中考慮到不同的化學反應具有不同反應活化能這一事實，採用一系列化學動力學方程，描述出地質體中有機質的熱演化（降解）是由一系列平行反應構成的反應過程。Tissot等（1984,1987）、Larter（1988）、Burnham等（1989）先後建立起相關的化學動力學模式，通過賦予不同平行反應以不同反應活化能的方式，較為全面地描述了有機質類型和組成與受熱條件之間的函數關系。然而，盡管這類模式在理論上較為完善，但計算過程過於繁瑣，某些涉及到有機質化學結構的參數也難以選擇，從而限制了模式的推廣應用。鑒於此因，Sweeney（1990）進一步簡化了先前模式，提出名為「EASY%R_o」的數值模擬方法，使平行反應化學動力學模式朝實用性方面邁進了一步。

目前，EASY%R_o方法已引起國際能源地質界的關注，並在某些國家和地區得以應用（Littke,1994）。可以說，平行反應化學動力學模式在理論和方法上更為成熟，是今後模式開發和應用的主要方向。

（三）礦物流體包裹體分析

礦物包裹體按成因可分為原生包裹體、次生包裹體和假次生包裹體，按物理狀態可分為固體包裹體和流體包裹體。只有原生流體包裹體形成後與外界基本上沒有發生物質交換，保留了成礦流體的成分和性質，故可反映礦物形成時的物理化學條件，如溫度、壓力、成礦溶液鹽度和密度、成礦流體來源等。

包裹體測溫有淬火法、爆裂法和均一法。淬火法多用於岩漿岩的研究。爆裂法由於受包裹體的形態、成分、主礦物的硬度、解理發育情況、粒度大小及測溫過程儀器的影響，其結果只能作為參考。均一法是包裹體測溫的基本方法，所測均一溫度經過壓力校正得到包裹體的捕獲溫度，指示了礦物形成的下限溫度。

流體包裹體的形成壓力可以通過流體成分和其P-V-T-X特性加以確定，目前常用方法包括流體蒸氣壓法、均一溫度——另一個獨立地質溫度計法、等溶線交互法、含子礦物包裹體估演算法等（張文淮等，1993）。在本書中，作者採用等溶線交互法求取煤系脈體包裹體的形成壓力，進而用其對均一溫度進行校正以及對脈體形成時含煤地層的古埋藏深度進行反演。

除溫度、壓力測試外，流體包裹體分析還包括流體鹽度分析、液相成分分析、氣相成分分析、穩定同位素分析等。作者通過這些分析，為異常古地熱場成因或機理的研究提供了豐富信息（見第四章）。

（四）電子順磁共振測溫

乾酪根是一種含烴基鏈和官能團的芳香稠環縮聚體系。在受熱過程中，體系中的化學鍵按鍵能大小發生斷裂，並發生了一系列的平行反應，乾酪根發生熱降解，在生成包括烴類在內的小分子化合物的同時，殘余乾酪根的芳構化程度也得以逐步增強。

Tissot等（1975）基於化學反應動力學原理，建立起數學模型來描述乾酪根熱降解的化學反應過程，並推導了以一級反應為基礎的乾酪根降解動力學模式。

山西南部煤化作用及其古地熱系統：兼論煤化作用的控氣地質機理

式中：X_i——在第i次反應中有機質的數量；

k_i——在給定溫度下是一常數，它隨溫度的變化可用阿倫尼烏斯公式來表示：

k_i=A_i·exp（—E_i/RT）

通過上述模式，可以計算出給定地質條件下乾酪根降解的數量或生烴潛力。

生烴潛力用有機質在某一階段的轉化率（r）加以表示，即在該階段已轉化為具有生烴潛力的乾酪根的比例：

山西南部煤化作用及其古地熱系統：兼論煤化作用的控氣地質機理

式中：X_o—乾酪根生成烴類的總量；

X_i——某類乾酪根在某一階段生成的烴量。

腐殖煤具有Ⅲ型乾酪根的性質，其活化能隨受熱溫度和煤級而發生變化。根據這些數據，採用某種熱歷史的數值模擬程序（如EASY%R_o法），可求取乾酪根的反應程度（F）或降解率（r）。進而根據不同類型有機質順磁磁化率（X_p）或自由基濃度（N_g）與降解率之間的關系，採用數值逼近方法，求出煤的電子順磁共振特徵與所經歷過的最高古地溫之間的相關關系。

2. 變質礦物及其溫度計

6個片狀（黑雲母化）斜長角閃岩的角閃石樣品成分見表3-6的5～10號樣品，在圖3-4中位於角閃岩相區，在圖3-5中位於低角閃岩相區。據Перчук（1996）角閃石—斜長石溫度計，由2個礦物對樣品（表3-7）所得溫度分別為620℃和640℃；Plyusnina（1982）的CaPl—∑AlHb圖解中所得溫度為640℃和665℃，壓力為400MPa和410MPa。

表3-7角閃石－斜長石對溫壓計測定結果

註：①t₁—角閃石－斜長石溫度計（Перчук，1966）；t₂—角閃石－斜長石實驗地質溫度計（Plyusnina,1982）。

②角閃石成分見表3-6，斜長石成分見表3-8。

斜長角閃岩的綠簾石化和黑雲母化很普遍，未見石榴子石。晚期（後太古宙）的變基性岩牆中局部可見強烈的石榴子石化現象。黑雲斜長變粒岩類偶爾見到石榴子石。1個含石榴黑雲斜長變粒岩（98717樣品）中的石榴子石的鎂鋁榴石組分含量為14%，鐵鋁榴石為62%，錳鋁榴石為11%，鈣鋁榴石為13%，屬於鈣錳質鐵鋁榴石，其含鐵度為82，在圖3-7中位於藍晶石帶。該樣品的石榴子石－黑雲母對所得變質溫度為540～585℃（表3-9）。

上述變質礦物成分特徵及其溫壓計表明，該表殼岩系屬低壓相系低角閃岩相區域熱動力變質類型，不排斥局部達到高角閃岩相。

圖3-7石榴子石的w_{（CaO+MnO）}—w_{（FeO+MgO）}圖解

Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ圖例同圖3-3

周紹林等（1993）指出，懷柔縣四道溝、柏查子一帶發育含霓輝石的二長變粒岩和含霓輝石、鈉鐵閃石的磁鐵石英岩，並推測與太古宙鹼性火山活動有關。80年代，在冀東灤縣鐵礦區也發現過含鹼性閃石的磁鐵石英岩。我們推測這類岩石中的鹼性輝石和鹼性閃石為富鈉鹼性熱液交代作用的產物。

表3-8斜長石的化學成分（電子探針分析）

註：①寄主岩石名稱：1、2—角閃斜長二輝麻粒岩；3、4石榴角閃斜長次透輝岩；5、6—斜長角閃岩。

②1～4樣品屬大漕-沙廠表殼岩系；5、6樣品屬於四合堂表殼岩系。

表3-9石榴子石－黑雲母.對溫度計計算結果

註：t₁據Пeрчук（1970）;t₂據Глебовиц（1977）；樣品成分為電子探針分析結果（中國地質科學院礦床地質研究所電子探針室）。

3. 地質溫度計的介紹

地質溫度計是能夠用來確定地質作用溫度的地質產物。目前應用比較普遍的地專質溫度計主屬要有礦物包裹體地質溫度計、同位素地質溫度計、同質多象溫度計、泥質礦物溫度計、礦物分解溫度、固溶體分解溫度、礦物中的放射性裂變徑跡、鏡質組反射率、生物標志化合物等。

4. 結晶學與礦物學何謂地質穩壓度計其實質是什麼

地質溫度計？實質就是模擬礦物和晶體形成反應時的溫度，不同的方法有差別

5. 地質溫度計的其他

能夠作為地質溫來度計的還有源礦物熔點、礦物分解溫度、固溶體分解溫度、礦物中的放射性裂變徑跡、鏡質組反射率、生物標志化合物等。

某些造岩礦物的形成溫度和相變溫度可以間接推測研究結晶時的溫度。例如：方石英轉變為鱗石英：1470℃正長石分解為白榴石和二氧化硅：1170℃普通角閃石暗化：1050℃大氣壓下黑雲母分解、暗化：1050～840℃鱗石英轉變為β－石英：870℃棕色角閃石轉變為綠色角閃石：750℃β－石英轉變為α－石英：575℃

6. 地質溫度計的礦物包裹體

根據抄礦物晶體中原生包裹體的均一襲化測定礦物的形成溫度。這種原生包裹體通常叫礦物溫度計。包裹體可以是固態的，礦物包裹體測溫法的一種，在室溫下從顯微鏡中看到的包裹體中的氣相和液相，是單相熱液隨主礦物冷縮所產生的氣泡。如果用實驗方法對包裹體加熱到某一溫度時，包裹體可恢復到形成時的均一相。由於均一溫度是在常壓下得到的，因此需加壓力校正值。這時的溫度就叫均一溫度，這種測溫的基本方法叫均一法。常用於測定透明礦物，它是包裹體測溫的基本方法。測定不透明礦物的方法叫爆破法，是根據氣液包裹體爆破產生的響聲來確定溫度的。從包裹體爆破曲線圖上可得出爆破溫度，爆破溫度經過壓力校正之後可認為是礦物形成溫度的上限。

7. 同位素地質溫度計

自從Harold Urey(1947)有關同位素物質熱動力學性質的經典文獻發表以來，同位素測溫法(isotope thermometry)已得到大家認可。同一種元素的兩種穩定同位素在兩個礦物相之間的分配可視作元素在兩種礦物之間分配的特例。由於同位素交換反應的體積差(ΔV)可以忽略不計，因此兩個交換反應之間最重要的區別在於同位素分配對壓力並不敏感。相對於其他易受壓力影響的多種地質溫度計來說，同位素地質溫度計(isotope geothermometer)顯示出明顯的優勢。

使用同位素地質溫度計的必要條件是同位素平衡。當反應過程中反應產物達到化學和礦物平衡時，也就達到了同位素交換平衡。例如，當岩石中幾種礦物的氧同位素達到平衡時，就可充分證明岩石也處於化學平衡狀態。如要斷開Al—O鍵和Si—O鍵，使氧同位素重新達到平衡，就需要有足以影響化學平衡的能量。

理論研究表明，礦物之間的同位素交換的分餾系數α是1/T²的線性函數T為絕對溫度)。Bottinga ＆ Javoy(1973)證明，在溫度高於500℃的條件下，無水礦物對(anhydrous mineral pair)之間的氧同位素分餾系數α可以表示為:

穩定同位素地球化學( 第六版)

式(1.23)中，計算平衡溫度時需要已知系數A。相比之下，當溫度低於500℃的溫度下的分餾系數α可表示為:

穩定同位素地球化學( 第六版)

在很多情況下，B 近似為零，因此，表達式得以簡化。

在緩慢冷卻的變質岩和火成岩中利用同位素測溫法存在一個缺點，那就是估算的溫度明顯低於其他地質溫度計得出的溫度。這是由於共生相之間同位素逆交換 ( retrograde isotope exchange) 或瞬時流體產生的同位素重新分配導致的。在封閉體系的冷卻過程中，體積擴散可能是共生礦物之間發生同位素交換的主要機制。

Giletti ( 1986) 曾提出一種模型: 由實驗得出的擴散數據結合測量所得的同位素比值可一起用於解釋緩慢冷卻的封閉體系中礦物組合的不平衡同位素分餾。這一方法描述了礦物和無限大儲集空間的擴散交換，整個體系的整體同位素組成在交換過程中是恆定的。不過，質量守恆 ( mass balance) 要求一種礦物中的同位素虧損或富集必須通過其他參與同位素交換的礦物中同位素變化來達到平衡。Eiler et al. ( 1992) 提出的數值模型表明，封閉體系中的同位素交換不但取決於岩石中各種礦物所佔比例，而且還取決於氧在礦物中的擴散率( diffusivity) 、晶粒大小、晶粒形狀以及體系的冷卻速率。正如 Kohn ＆ Valley( 1998c) 所提出的，水逸度 ( water fugacity) 也是重要決定因素。在流體存在的條件下，由於溶液再沉澱或化學反應也可能導致同位素交換，而非僅僅通過擴散進行同位素交換，這種情況更為復雜。

確定同位素交換反應的平衡分餾系數共有三種方法: ① 理論計演算法;② 實驗測量法; ③ 經驗或半經驗校準法。

方法③的依據為，當假定所有礦物均處於平衡的狀態時，由其他地質溫度計得出的岩石形成溫度，可作為同位素分餾系數測定值的校準值。然而，證據顯示，自然條件下並不能總是達到或保持平衡，因此使用經驗校準法必須謹慎。即便如此，將平衡標准嚴格用於岩石類型的識別和礦物研究還是能夠提供有關礦物分餾的重要信息 ( Kohn ＆ Valley，1998c; Sharp，1995; Kitchen ＆ Valley，1995) 。

1. 3. 7. 1 理論計演算法

對於氣體而言，平衡同位素分餾系數的計算非常成功。Richet et al.( 1977) 計算了眾多氣體分子的配分函數比。結果顯示，計算中的主要誤差來源在於振動分子常數 ( vibrational molecular constant) 的不確定性。

如果晶體的配分函數可用一組振動頻率的函數關系表示，而振動頻率又符合振動理論的各種基本模型，則用於理想氣體的理論也可用於固體 ( O'Neil，1986) 。根 據 硅 酸鹽 礦 物 的 彈 性、結 構、光譜 數據、熱 力 學 性質，Kieffer( 1982) 以及後來 Clayton ＆ Kieffer ( 1991) 計算出了氧同位素配分函數比，並通過計算最後得出了一套硅酸鹽礦物的分餾系數。該計算方法本身不受溫度限制，因而可適用於任何具有足夠光譜和力學數據的物相。由於計算過程採用了近似值，且光譜數據的精確度有限，因此該計算方法的精確度受到了限制。

固體中的同位素分餾取決於晶體結構中某元素原子與其相鄰原子之間形成的化學鍵的性質 ( O'Neil，1986) 。Schütze ( 1980) 研究了化學鍵強度和氧同位素分餾之間的關系，並提出了一種遞增法來預測硅酸鹽礦物中的氧同位素分餾。Richter ＆ Hoernes ( 1988) 應用該遞增法計算了硅酸鹽礦物和水之間的氧同位素分餾。近年來，Zheng ( 1991，1993b，1993c) 利用晶體化學參數代替經驗參數對該遞增法進行了改進。利用改進的計演算法計算了 0 ～1200℃溫度范圍內的分餾系數，計算結果與由實驗校準法得出的數據非常吻合。

1. 3. 7. 2 實驗校準法

通常，同位素地質溫度計的實驗校準法適用的溫度范圍在 250 ～ 800℃ 之間。溫度上限通常取決於礦物的穩定性或實驗儀器的局限性，而溫度下限則由同位素交換的遞減速率確定。

確定分餾系數具有多種實驗方法。其中最常用的技術方法如下:

( 1) 雙向法 ( two-direction approach)

這種方法類似於實驗岩石學中的逆反應，同時也是唯一能夠確定反應達到平衡的可信方法。當平衡分布開始向相反方向進行時，就可確定反應達到了平衡分餾。

( 2) 部分交換技術 ( partial-exchange technique)

該技術的適用條件是同位素交換速率相對較低，應用前提是假定同位素交換實驗中同位素交換速率保持恆定。除了初始物質的同位素組成不同外，實驗過程中的其他條件必須相同。非均相體系的同位素交換反應速率開始時相對較高 ( 表面控制) ，然後隨時間逐漸降低 ( 擴散控制) 。圖 1. 6 顯示了 CO₂－ 石墨系統中的四種實驗結果 ( Scheele ＆ Hoefs，1992) 。Northrop ＆ Clayton( 1966) 建立了一組用以描述同位素交換反應的動力學方程，後來發展成為部分交換技術的通用方程。在交換程度低的條件下，由部分交換技術確定的分餾系數往往大於平衡分餾系數 ( O'Neil，1986) 。

圖 1. 6 700、800、1000 和 1200℃條件下 CO₂－ 石墨體系部分交換實驗的 Northrop-Clayton 圖解( 據 Scheele ＆ Hoefs，1992)

1bar=100kPa

(3)三種同位素法(three-isotopemethod)

此方法先由Matsuhisan et al.(1978)引入，後來由Matthews et al.(1983a)做了改進。該方法的依據是平衡狀態下的單項實驗中測得的¹⁷O/¹⁶O和¹⁸O/¹⁶O分餾系數。選定的礦物－流體體系的¹⁸O/¹⁶O分餾系數初始值與體系假定平衡時的值接近，而¹⁷O/¹⁶O分餾系數初始值則與系統平衡時的值差異很大。這樣，¹⁷O/¹⁶O分餾系數的變化可反映同位素交換的程度，而¹⁸O/¹⁶O分餾系數的變化可反映系統平衡狀態的值。圖1.7給出了三同位素交換法的示意圖。

圖1.7 三種同位素交換法圖示(據Matthews et al.，1983a)

大多數已發表的有關礦物分餾的數據都是由單礦物與水的交換確定的。這一方法受到兩個因素的限制:①很多礦物不穩定，能夠熔化或溶解於水;②水分子在高頻下振動，使得受溫度影響的水系統的分餾系數變得復雜。實驗確定礦物之間同位素分餾的替代方法首次由Clayton et al.(1989)和Chiba et al.(1989)應用，他們證實，用CaCO₃代替H₂O作為交換介質就會避免這兩個因素的限制。研究表明，多數普通硅酸鹽在超過600℃和1.5GPa的條件下可迅速進行氧同位素交換。

碳酸鹽交換技術的優勢在於: ① 實驗溫度可達 1400℃; ② 不會出現與礦物溶解性有關的問題; ③ 易於分離礦物 ( 碳酸鹽與酸反應) 。除了同石英和方解石有關的同位素分餾外，由熱液和碳酸鹽交換技術獲得的礦物分餾一般都具有良好的一致性。這可能是由石英-水系統中的鹽效應 ( salt effect) 所致，但是在方解石-水系統中又尚未觀察到鹽效應 ( Hu ＆ Clayton，2003) 。

8. 地質溫度計的閃鋅礦

閃鋅礦中常含有一復些微量元制素，如銦(In)、鍺(Ge)、鎵(Ga)、鉈(Tl)等，這些微量元素含量的多少常與閃鋅礦的形成溫度有關（見表）。因此,閃鋅礦地質溫度計又稱礦物－微量元素地質溫度計或類質同象地質溫度計。閃鋅礦（ZnS）主要產於接觸交待矽卡岩和中低溫熱液礦床中，若其形成溫度較高，則含鐵質較多，它的顏色容易呈現黑色或褐黑色；如其形成溫度不高，則含鐵質較少，因而呈現較淺的黃色、褐黃色。其中的鐵含量可作為地質溫度計判斷礦床形成溫度。

9. 　礦物溫度計和礦物壓力計

礦物溫度計和礦物壓力計雖是一門年輕的分支學科，但近年來發展很快，研究方法日臻成熟，實驗數據日趨准確。當代礦物溫度計和壓力計的研究已從理論和實驗室的研究發展到與解決地質實際問題密切結合的階段。其研究內容已從隨著溫度、壓力和介質條件的變化而引起的礦物微細結構與成分的變化以及礦物間的離子交換，發展到變質岩的岩石組合和變質相變系列；從下部地殼和上地幔的組成和性質，發展到大洋殼和大陸造山帶的形成和演化的動力學過程以及天體碰撞和隕石中的沖擊變質礦物。礦物溫度計和礦物壓力計將成為研究地球和岩石圈的形成、演化以及大陸動力學的重要手段和分支學科。

許多學者都已認識到，礦物溫度計和礦物壓力計的各種計算方法都具有一定的限制條件和應用范圍。某些變質礦物的成分和組合可受岩石全岩化學成分和介質條件（如流體的成分和濃度）的影響，因為礦物間的離子交換（分配系數）與流體存在著密切的關系。近來對硅、碳和氧化物單礦物的成分、結構狀態以及礦物間離子交換與體積擴散建立的礦物溫度計和壓力計作了不少創新和修改。石榴子石隨著溫度、壓力變化形成的成分環帶的研究，以及在二元、三元和四元系統中與共存礦物相之間的離子交換方面的研究，促使與石榴子石有關的礦物溫度計和壓力計有了新的發展，並且正在與礦物冷卻速率的研究相結合。

礦物溫度計和壓力計無論在理論上還是在實際應用上，如長石在不同條件下的無序變化、白雲母XRD峰值對於地質壓力的作用、硬柱石在變質溫壓條件變化下的穩定范圍等方面的研究都取得了一定的進展。此外，在對我國某些隕石中動態高壓礦物的研究中，發現和證實了隕石在碰撞引起的沖擊變質中產生的非平衡多相礦物組合微細結構，其粗粒組合有γ相尖晶橄欖石＋低鈣鎂鐵榴石，細粒基質組合有鎂鐵—鎂鋁榴石固溶體＋鎂方鐵礦，其礦物形成於20～24GPa,2000～2300℃條件下。已有學者將注意力放在尋找地球上高壓變質帶中是否存在相當於沖擊變質作用下形成的動態高壓變質礦物上。

10. 地質溫度計的泥質礦物

在正常壓力下一些泥質礦物的出現反映其形成的最高溫度（℃），如埃洛石專(50)、高嶺屬石(500)、蒙脫石(725)、水白雲母(900)、伊利石(950)等。若壓力增高，其相應溫度略有降低。 石榴石－黑雲母溫度計、石榴石－白雲母溫度計、石榴石－藍晶石（夕線石、紅柱石）－斜長石－石英(GASP)壓力計、石榴石－黑雲母－斜長石－石英(GBPQ)壓力計、石榴石－白雲母－斜長石－石英(GMPQ)壓力計、石榴石－黑雲母－白雲母－藍晶石（夕線石、紅柱石）－石英(GBMAQ)壓力計、石榴石－金紅石－鈦鐵礦－斜長石－石英(GRIPS)壓力計的准確度較高，可以為地質工作者所採用。二雲母溫度計、白雲母－斜長石溫度計准確度還有待大幅度改進。石榴石－金紅石－藍晶石（夕線石、紅柱石）－鈦鐵礦－石英(GRAIL)壓力計、石榴石－堇青石溫度計和石榴石－堇青石－藍晶石（夕線石、紅柱石）－石英(GCAQ)壓力計等溫壓計的准確度及其可適用性，還有待於進一步研究。