什么是矿物地质温度计

1. 地质温度计及其理论基础

（一）概述

从广义上来说，凡是对地质历史中古地热场地温具有指示意义的地质标志均可视为地质温度计。目前，在沉积盆地古地热场研究中常用的地质温度计或温标（Geothermal Indicator）主要有以下几种类型：

1.有机地质温度计，如煤或干酪根的镜质组反射率、固体沥青反射率、镜煤或Ⅲ型干酪根电子顺磁共振参数自由基浓度、动物有机碎屑反射率、孢粉热变指数、可溶有机质分子结构参数甲基菲指数等。其中，前两种参数在煤、油气地质研究中得到了广泛应用，其它参数的研究近年来也取得了长足的进展。

2.自生矿物特征及（或）组合，包括矿物流体包裹体分析、粘土矿物种类及组合分析，沸石类矿物分析等，其中流体包裹体分析在沉积盆地古地热场研究中应用最为广泛，粘土矿物作为一种定性或半定量的古地温标志，其关于煤化作用古地热场研究的应用成果也经常见诸于文献报道。

3.碎屑矿物的核物理性质——裂变径迹分析，由于该法在研究古地温时常用的矿物为磷灰石，故也常称为磷灰石裂变径迹法。裂变径迹法得到的古地温温度较为准确，可以反映不同地质时期古地温变化的特点，并可据此得到关于盆地物质来源、沉积地层形成年代、沉积速率、地层抬升速率、剥蚀厚度等方面的信息，是近年来低—中温地质温度计研究的热点方向。这种方法主要适用于生油窗范围内的古地温温度，且测定步骤繁琐，在温度范围宽广的煤化作用研究中受到一定限制。

4.动物无机碎屑光学性质，如牙形石色变指数，广泛地应用于石油天然气源岩的评价，特别是缺乏镜质组的下古生界源岩，但在我国煤化作用的研究中极少采用。这种方法的精度受操作者经验、牙形石种类、碎片部位等因素的影响，故是一种半定量的温标。

（二）镜质组反射率化学反应动力学模式

镜质组反射率是目前能源地质界所公认的最为有效的地质温度计。镜质组是一种以具有烷基侧链及官能团的稠环芳香结构为基本结构单元、并以桥键相交联的复杂有机缩合物。在热演化过程中，镜质组化学结构中侧链及官能团脱落、芳香环数目及碳网堆砌层数增多、基本结构单元增大、基本结构单元之间有序化程度增高，导致镜质组反射率规律性增大。因此，在镜质组的反射率、其化学结构以及热演化条件之间存在着层次不同的因果关系，这种关系可用化学反应动力学原理加以描述。换言之，根据镜质组反射率，有可能定量估算地质体中有机质在热演化历史中的受热条件，进而反演古地热场特征及其演化历史。

镜质组反射率的增进可以被视为是有机质一级化学反应的结果，其反应效率（Z）与反应时间（t）成正比：

Z=k·t

式中反应系数（k）可由阿伦尼乌斯化学反应动力学方程给出：

k=A·exp（—E/RT）

由此，得出反应效率与受热温度、受热时间及化学结构之间的化学反应动力学方程：

Z=A·t·exp（—E/RT）

式中：A——频率因子，为一常数，表示单位时间内分子碰撞的次数；

E——反应活化能，是受热温度和物质化学结构的函数；

R——理想气体常数；

T——物质受热的绝对温度。

上述化学反应动力学方程表明：镜质组的受热时间与受热温度互成函数关系，受热时间的确定是利用镜质组反射率来反演受热温度的关键之一；若受热时间和受热温度一定，则反应效率（可用镜质组反射率衡量）取决于反应活化能，而活化能的大小极大地受到镜质体物质组成高度非均一性的影响，是镜质组化学组成和化学结构的函数，因此尽可能真实地确定这种函数关系乃是正确恢复古地热场特征的又一关键；根据化学反应动力学原理，只要建立起具体的解析方程，即可通过已知地质变量求取未知地质变量。具体解析方程的完善程度，直接影响到镜质组反射率这种地质有机温度计的实用程度。

基于上述原理，目前已建立起恢复古地热场特征及有机质受热历史的数十种镜质组反射率化学动力学模式，这些模式大致可归纳为四大类型，即简单函数关系模式、受热时间－经验法模式、反应活化能－温度函数模式和平行反应化学动力学模式（秦勇等，1995）。这种排列顺序，也反映出镜质组化学反应动力学模式由片面到全面的逐渐完善和发展的过程。

简单函数关系模式仅简单地描述有机质成熟度（例如镜质组反射率）与受热温度之间的对应关系，对受热条件、有机质类型和组成等因素未加考虑（例如热姆丘日尼柯夫，1948；列文斯坦，1969；阿莫索夫，1976；Epstein,1977；Price,1983），是模式发展的初期产物。

受热时间-经验法模式引入了受热时间的概念，在受热条件中考虑了温度与时间之间的关系，同时也根据模拟实验及实际资料统计结果，引入阿伦尼乌斯一级反应动力学方程，建立起有机质成熟度、受热时间与受热温度之间的数学模式（解析方程）或图解模式（例如：Karweil,1955；Bostick,1971,1978；Teichmuller,1971；Connan,1974；Middleton,1982;Zhijun,1983；Pigott,1985；Antia,1986；Wood,1988；Barker,1989），使模式所依据的理论基础趋于严密。然而，这类模式在理论和方法上存在着明显不足：将反应活化能作为常量看待，由于反应活化能是受热温度的函数，故将其常量化无法真实地反映有机质的热演化状况；均采用地层年龄代表受热时间，忽略了对有效受热时间、有机质成熟作用不可逆性、构造历史及埋藏历史等复杂地质因素的考虑，有可能歪曲地层的受热历史，进而影响到对矿产资源预测评价的准确性；有机质在热演化过程中同时进行着多种化学反应（即平行反应），不同反应所需的活化能是不一样的，此类模式中将所有平行反应均用一个活化能来表示，显然无法反映有机质化学组成的高度非均一性。

反应活化能－温度函数模式的最大特点在于引入了反应活化能，在以阿伦尼乌斯一级反应为理论基础的模式中，明确了反应活化能随有机质成熟度而变化这一事实（例如：Lopatin,1971；Waples,1980；Ritter,1984；Lerche等，1984；Armagnac等，1989），并在某些模式中定义了“有效受热时间”的重要概念（Hood等，1975；Bostick等，1978）。其中，目前应用最为广泛的是由Lopatin（1971）提出、后由Waples（1980）修订的“时间－温度指数（time-tempreture index，简记为TTI）”模式以及由Hood（1975）提出、后由Bostick（1978）补充完善的“有机成熟度水平（level of organic metamorphism，简记为LOM）”模式。这类模式明显优于简单的成熟度-温度模式和受热时间－经验法模式。但也存在某些不足：在特定温度下仅采用平均反应活化能，不足以代表在宽广温度范围和受热温度下有机质热演化过程中复杂的平行反应；模式中仍含有较高的经验性成分，采用不同的经验数值，对古地热场特征恢复的结果是有差异的。

在平行反应化学动力学模式中考虑到不同的化学反应具有不同反应活化能这一事实，采用一系列化学动力学方程，描述出地质体中有机质的热演化（降解）是由一系列平行反应构成的反应过程。Tissot等（1984,1987）、Larter（1988）、Burnham等（1989）先后建立起相关的化学动力学模式，通过赋予不同平行反应以不同反应活化能的方式，较为全面地描述了有机质类型和组成与受热条件之间的函数关系。然而，尽管这类模式在理论上较为完善，但计算过程过于繁琐，某些涉及到有机质化学结构的参数也难以选择，从而限制了模式的推广应用。鉴于此因，Sweeney（1990）进一步简化了先前模式，提出名为“EASY%R_o”的数值模拟方法，使平行反应化学动力学模式朝实用性方面迈进了一步。

目前，EASY%R_o方法已引起国际能源地质界的关注，并在某些国家和地区得以应用（Littke,1994）。可以说，平行反应化学动力学模式在理论和方法上更为成熟，是今后模式开发和应用的主要方向。

（三）矿物流体包裹体分析

矿物包裹体按成因可分为原生包裹体、次生包裹体和假次生包裹体，按物理状态可分为固体包裹体和流体包裹体。只有原生流体包裹体形成后与外界基本上没有发生物质交换，保留了成矿流体的成分和性质，故可反映矿物形成时的物理化学条件，如温度、压力、成矿溶液盐度和密度、成矿流体来源等。

包裹体测温有淬火法、爆裂法和均一法。淬火法多用于岩浆岩的研究。爆裂法由于受包裹体的形态、成分、主矿物的硬度、解理发育情况、粒度大小及测温过程仪器的影响，其结果只能作为参考。均一法是包裹体测温的基本方法，所测均一温度经过压力校正得到包裹体的捕获温度，指示了矿物形成的下限温度。

流体包裹体的形成压力可以通过流体成分和其P-V-T-X特性加以确定，目前常用方法包括流体蒸气压法、均一温度——另一个独立地质温度计法、等溶线交互法、含子矿物包裹体估算法等（张文淮等，1993）。在本书中，作者采用等溶线交互法求取煤系脉体包裹体的形成压力，进而用其对均一温度进行校正以及对脉体形成时含煤地层的古埋藏深度进行反演。

除温度、压力测试外，流体包裹体分析还包括流体盐度分析、液相成分分析、气相成分分析、稳定同位素分析等。作者通过这些分析，为异常古地热场成因或机理的研究提供了丰富信息（见第四章）。

（四）电子顺磁共振测温

干酪根是一种含烃基链和官能团的芳香稠环缩聚体系。在受热过程中，体系中的化学键按键能大小发生断裂，并发生了一系列的平行反应，干酪根发生热降解，在生成包括烃类在内的小分子化合物的同时，残余干酪根的芳构化程度也得以逐步增强。

Tissot等（1975）基于化学反应动力学原理，建立起数学模型来描述干酪根热降解的化学反应过程，并推导了以一级反应为基础的干酪根降解动力学模式。

山西南部煤化作用及其古地热系统：兼论煤化作用的控气地质机理

式中：X_i——在第i次反应中有机质的数量；

k_i——在给定温度下是一常数，它随温度的变化可用阿伦尼乌斯公式来表示：

k_i=A_i·exp（—E_i/RT）

通过上述模式，可以计算出给定地质条件下干酪根降解的数量或生烃潜力。

生烃潜力用有机质在某一阶段的转化率（r）加以表示，即在该阶段已转化为具有生烃潜力的干酪根的比例：

山西南部煤化作用及其古地热系统：兼论煤化作用的控气地质机理

式中：X_o—干酪根生成烃类的总量；

X_i——某类干酪根在某一阶段生成的烃量。

腐殖煤具有Ⅲ型干酪根的性质，其活化能随受热温度和煤级而发生变化。根据这些数据，采用某种热历史的数值模拟程序（如EASY%R_o法），可求取干酪根的反应程度（F）或降解率（r）。进而根据不同类型有机质顺磁磁化率（X_p）或自由基浓度（N_g）与降解率之间的关系，采用数值逼近方法，求出煤的电子顺磁共振特征与所经历过的最高古地温之间的相关关系。

2. 变质矿物及其温度计

6个片状（黑云母化）斜长角闪岩的角闪石样品成分见表3-6的5～10号样品，在图3-4中位于角闪岩相区，在图3-5中位于低角闪岩相区。据Перчук（1996）角闪石—斜长石温度计，由2个矿物对样品（表3-7）所得温度分别为620℃和640℃；Plyusnina（1982）的CaPl—∑AlHb图解中所得温度为640℃和665℃，压力为400MPa和410MPa。

表3-7角闪石－斜长石对温压计测定结果

注：①t₁—角闪石－斜长石温度计（Перчук，1966）；t₂—角闪石－斜长石实验地质温度计（Plyusnina,1982）。

②角闪石成分见表3-6，斜长石成分见表3-8。

斜长角闪岩的绿帘石化和黑云母化很普遍，未见石榴子石。晚期（后太古宙）的变基性岩墙中局部可见强烈的石榴子石化现象。黑云斜长变粒岩类偶尔见到石榴子石。1个含石榴黑云斜长变粒岩（98717样品）中的石榴子石的镁铝榴石组分含量为14%，铁铝榴石为62%，锰铝榴石为11%，钙铝榴石为13%，属于钙锰质铁铝榴石，其含铁度为82，在图3-7中位于蓝晶石带。该样品的石榴子石－黑云母对所得变质温度为540～585℃（表3-9）。

上述变质矿物成分特征及其温压计表明，该表壳岩系属低压相系低角闪岩相区域热动力变质类型，不排斥局部达到高角闪岩相。

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

Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ图例同图3-3

周绍林等（1993）指出，怀柔县四道沟、柏查子一带发育含霓辉石的二长变粒岩和含霓辉石、钠铁闪石的磁铁石英岩，并推测与太古宙碱性火山活动有关。80年代，在冀东滦县铁矿区也发现过含碱性闪石的磁铁石英岩。我们推测这类岩石中的碱性辉石和碱性闪石为富钠碱性热液交代作用的产物。

表3-8斜长石的化学成分（电子探针分析）

注：①寄主岩石名称：1、2—角闪斜长二辉麻粒岩；3、4石榴角闪斜长次透辉岩；5、6—斜长角闪岩。

②1～4样品属大漕-沙厂表壳岩系；5、6样品属于四合堂表壳岩系。

表3-9石榴子石－黑云母.对温度计计算结果

注：t₁据Пeрчук（1970）;t₂据Глебовиц（1977）；样品成分为电子探针分析结果（中国地质科学院矿床地质研究所电子探针室）。

3. 地质温度计的介绍

地质温度计是能够用来确定地质作用温度的地质产物。目前应用比较普遍的地专质温度计主属要有矿物包裹体地质温度计、同位素地质温度计、同质多象温度计、泥质矿物温度计、矿物分解温度、固溶体分解温度、矿物中的放射性裂变径迹、镜质组反射率、生物标志化合物等。

4. 结晶学与矿物学何谓地质稳压度计其实质是什么

地质温度计？实质就是模拟矿物和晶体形成反应时的温度，不同的方法有差别

5. 地质温度计的其他

能够作为地质温来度计的还有源矿物熔点、矿物分解温度、固溶体分解温度、矿物中的放射性裂变径迹、镜质组反射率、生物标志化合物等。

某些造岩矿物的形成温度和相变温度可以间接推测研究结晶时的温度。例如：方石英转变为鳞石英：1470℃正长石分解为白榴石和二氧化硅：1170℃普通角闪石暗化：1050℃大气压下黑云母分解、暗化：1050～840℃鳞石英转变为β－石英：870℃棕色角闪石转变为绿色角闪石：750℃β－石英转变为α－石英：575℃

6. 地质温度计的矿物包裹体

根据抄矿物晶体中原生包裹体的均一袭化测定矿物的形成温度。这种原生包裹体通常叫矿物温度计。包裹体可以是固态的，矿物包裹体测温法的一种，在室温下从显微镜中看到的包裹体中的气相和液相，是单相热液随主矿物冷缩所产生的气泡。如果用实验方法对包裹体加热到某一温度时，包裹体可恢复到形成时的均一相。由于均一温度是在常压下得到的，因此需加压力校正值。这时的温度就叫均一温度，这种测温的基本方法叫均一法。常用于测定透明矿物，它是包裹体测温的基本方法。测定不透明矿物的方法叫爆破法，是根据气液包裹体爆破产生的响声来确定温度的。从包裹体爆破曲线图上可得出爆破温度，爆破温度经过压力校正之后可认为是矿物形成温度的上限。

7. 同位素地质温度计

自从Harold Urey(1947)有关同位素物质热动力学性质的经典文献发表以来，同位素测温法(isotope thermometry)已得到大家认可。同一种元素的两种稳定同位素在两个矿物相之间的分配可视作元素在两种矿物之间分配的特例。由于同位素交换反应的体积差(ΔV)可以忽略不计，因此两个交换反应之间最重要的区别在于同位素分配对压力并不敏感。相对于其他易受压力影响的多种地质温度计来说，同位素地质温度计(isotope geothermometer)显示出明显的优势。

使用同位素地质温度计的必要条件是同位素平衡。当反应过程中反应产物达到化学和矿物平衡时，也就达到了同位素交换平衡。例如，当岩石中几种矿物的氧同位素达到平衡时，就可充分证明岩石也处于化学平衡状态。如要断开Al—O键和Si—O键，使氧同位素重新达到平衡，就需要有足以影响化学平衡的能量。

理论研究表明，矿物之间的同位素交换的分馏系数α是1/T²的线性函数T为绝对温度)。Bottinga ＆ Javoy(1973)证明，在温度高于500℃的条件下，无水矿物对(anhydrous mineral pair)之间的氧同位素分馏系数α可以表示为:

稳定同位素地球化学( 第六版)

式(1.23)中，计算平衡温度时需要已知系数A。相比之下，当温度低于500℃的温度下的分馏系数α可表示为:

稳定同位素地球化学( 第六版)

在很多情况下，B 近似为零，因此，表达式得以简化。

在缓慢冷却的变质岩和火成岩中利用同位素测温法存在一个缺点，那就是估算的温度明显低于其他地质温度计得出的温度。这是由于共生相之间同位素逆交换 ( retrograde isotope exchange) 或瞬时流体产生的同位素重新分配导致的。在封闭体系的冷却过程中，体积扩散可能是共生矿物之间发生同位素交换的主要机制。

Giletti ( 1986) 曾提出一种模型: 由实验得出的扩散数据结合测量所得的同位素比值可一起用于解释缓慢冷却的封闭体系中矿物组合的不平衡同位素分馏。这一方法描述了矿物和无限大储集空间的扩散交换，整个体系的整体同位素组成在交换过程中是恒定的。不过，质量守恒 ( mass balance) 要求一种矿物中的同位素亏损或富集必须通过其他参与同位素交换的矿物中同位素变化来达到平衡。Eiler et al. ( 1992) 提出的数值模型表明，封闭体系中的同位素交换不但取决于岩石中各种矿物所占比例，而且还取决于氧在矿物中的扩散率( diffusivity) 、晶粒大小、晶粒形状以及体系的冷却速率。正如 Kohn ＆ Valley( 1998c) 所提出的，水逸度 ( water fugacity) 也是重要决定因素。在流体存在的条件下，由于溶液再沉淀或化学反应也可能导致同位素交换，而非仅仅通过扩散进行同位素交换，这种情况更为复杂。

确定同位素交换反应的平衡分馏系数共有三种方法: ① 理论计算法;② 实验测量法; ③ 经验或半经验校准法。

方法③的依据为，当假定所有矿物均处于平衡的状态时，由其他地质温度计得出的岩石形成温度，可作为同位素分馏系数测定值的校准值。然而，证据显示，自然条件下并不能总是达到或保持平衡，因此使用经验校准法必须谨慎。即便如此，将平衡标准严格用于岩石类型的识别和矿物研究还是能够提供有关矿物分馏的重要信息 ( Kohn ＆ Valley，1998c; Sharp，1995; Kitchen ＆ Valley，1995) 。

1. 3. 7. 1 理论计算法

对于气体而言，平衡同位素分馏系数的计算非常成功。Richet et al.( 1977) 计算了众多气体分子的配分函数比。结果显示，计算中的主要误差来源在于振动分子常数 ( vibrational molecular constant) 的不确定性。

如果晶体的配分函数可用一组振动频率的函数关系表示，而振动频率又符合振动理论的各种基本模型，则用于理想气体的理论也可用于固体 ( O'Neil，1986) 。根 据 硅 酸盐 矿 物 的 弹 性、结 构、光谱 数据、热 力 学 性质，Kieffer( 1982) 以及后来 Clayton ＆ Kieffer ( 1991) 计算出了氧同位素配分函数比，并通过计算最后得出了一套硅酸盐矿物的分馏系数。该计算方法本身不受温度限制，因而可适用于任何具有足够光谱和力学数据的物相。由于计算过程采用了近似值，且光谱数据的精确度有限，因此该计算方法的精确度受到了限制。

固体中的同位素分馏取决于晶体结构中某元素原子与其相邻原子之间形成的化学键的性质 ( O'Neil，1986) 。Schütze ( 1980) 研究了化学键强度和氧同位素分馏之间的关系，并提出了一种递增法来预测硅酸盐矿物中的氧同位素分馏。Richter ＆ Hoernes ( 1988) 应用该递增法计算了硅酸盐矿物和水之间的氧同位素分馏。近年来，Zheng ( 1991，1993b，1993c) 利用晶体化学参数代替经验参数对该递增法进行了改进。利用改进的计算法计算了 0 ～1200℃温度范围内的分馏系数，计算结果与由实验校准法得出的数据非常吻合。

1. 3. 7. 2 实验校准法

通常，同位素地质温度计的实验校准法适用的温度范围在 250 ～ 800℃ 之间。温度上限通常取决于矿物的稳定性或实验仪器的局限性，而温度下限则由同位素交换的递减速率确定。

确定分馏系数具有多种实验方法。其中最常用的技术方法如下:

( 1) 双向法 ( two-direction approach)

这种方法类似于实验岩石学中的逆反应，同时也是唯一能够确定反应达到平衡的可信方法。当平衡分布开始向相反方向进行时，就可确定反应达到了平衡分馏。

( 2) 部分交换技术 ( partial-exchange technique)

该技术的适用条件是同位素交换速率相对较低，应用前提是假定同位素交换实验中同位素交换速率保持恒定。除了初始物质的同位素组成不同外，实验过程中的其他条件必须相同。非均相体系的同位素交换反应速率开始时相对较高 ( 表面控制) ，然后随时间逐渐降低 ( 扩散控制) 。图 1. 6 显示了 CO₂－ 石墨系统中的四种实验结果 ( Scheele ＆ Hoefs，1992) 。Northrop ＆ Clayton( 1966) 建立了一组用以描述同位素交换反应的动力学方程，后来发展成为部分交换技术的通用方程。在交换程度低的条件下，由部分交换技术确定的分馏系数往往大于平衡分馏系数 ( O'Neil，1986) 。

图 1. 6 700、800、1000 和 1200℃条件下 CO₂－ 石墨体系部分交换实验的 Northrop-Clayton 图解( 据 Scheele ＆ Hoefs，1992)

1bar=100kPa

(3)三种同位素法(three-isotopemethod)

此方法先由Matsuhisan et al.(1978)引入，后来由Matthews et al.(1983a)做了改进。该方法的依据是平衡状态下的单项实验中测得的¹⁷O/¹⁶O和¹⁸O/¹⁶O分馏系数。选定的矿物－流体体系的¹⁸O/¹⁶O分馏系数初始值与体系假定平衡时的值接近，而¹⁷O/¹⁶O分馏系数初始值则与系统平衡时的值差异很大。这样，¹⁷O/¹⁶O分馏系数的变化可反映同位素交换的程度，而¹⁸O/¹⁶O分馏系数的变化可反映系统平衡状态的值。图1.7给出了三同位素交换法的示意图。

图1.7 三种同位素交换法图示(据Matthews et al.，1983a)

大多数已发表的有关矿物分馏的数据都是由单矿物与水的交换确定的。这一方法受到两个因素的限制:①很多矿物不稳定，能够熔化或溶解于水;②水分子在高频下振动，使得受温度影响的水系统的分馏系数变得复杂。实验确定矿物之间同位素分馏的替代方法首次由Clayton et al.(1989)和Chiba et al.(1989)应用，他们证实，用CaCO₃代替H₂O作为交换介质就会避免这两个因素的限制。研究表明，多数普通硅酸盐在超过600℃和1.5GPa的条件下可迅速进行氧同位素交换。

碳酸盐交换技术的优势在于: ① 实验温度可达 1400℃; ② 不会出现与矿物溶解性有关的问题; ③ 易于分离矿物 ( 碳酸盐与酸反应) 。除了同石英和方解石有关的同位素分馏外，由热液和碳酸盐交换技术获得的矿物分馏一般都具有良好的一致性。这可能是由石英-水系统中的盐效应 ( salt effect) 所致，但是在方解石-水系统中又尚未观察到盐效应 ( Hu ＆ Clayton，2003) 。

8. 地质温度计的闪锌矿

闪锌矿中常含有一复些微量元制素，如铟(In)、锗(Ge)、镓(Ga)、铊(Tl)等，这些微量元素含量的多少常与闪锌矿的形成温度有关（见表）。因此,闪锌矿地质温度计又称矿物－微量元素地质温度计或类质同象地质温度计。闪锌矿（ZnS）主要产于接触交待矽卡岩和中低温热液矿床中，若其形成温度较高，则含铁质较多，它的颜色容易呈现黑色或褐黑色；如其形成温度不高，则含铁质较少，因而呈现较浅的黄色、褐黄色。其中的铁含量可作为地质温度计判断矿床形成温度。

9. 　矿物温度计和矿物压力计

矿物温度计和矿物压力计虽是一门年轻的分支学科，但近年来发展很快，研究方法日臻成熟，实验数据日趋准确。当代矿物温度计和压力计的研究已从理论和实验室的研究发展到与解决地质实际问题密切结合的阶段。其研究内容已从随着温度、压力和介质条件的变化而引起的矿物微细结构与成分的变化以及矿物间的离子交换，发展到变质岩的岩石组合和变质相变系列；从下部地壳和上地幔的组成和性质，发展到大洋壳和大陆造山带的形成和演化的动力学过程以及天体碰撞和陨石中的冲击变质矿物。矿物温度计和矿物压力计将成为研究地球和岩石圈的形成、演化以及大陆动力学的重要手段和分支学科。

许多学者都已认识到，矿物温度计和矿物压力计的各种计算方法都具有一定的限制条件和应用范围。某些变质矿物的成分和组合可受岩石全岩化学成分和介质条件（如流体的成分和浓度）的影响，因为矿物间的离子交换（分配系数）与流体存在着密切的关系。近来对硅、碳和氧化物单矿物的成分、结构状态以及矿物间离子交换与体积扩散建立的矿物温度计和压力计作了不少创新和修改。石榴子石随着温度、压力变化形成的成分环带的研究，以及在二元、三元和四元系统中与共存矿物相之间的离子交换方面的研究，促使与石榴子石有关的矿物温度计和压力计有了新的发展，并且正在与矿物冷却速率的研究相结合。

矿物温度计和压力计无论在理论上还是在实际应用上，如长石在不同条件下的无序变化、白云母XRD峰值对于地质压力的作用、硬柱石在变质温压条件变化下的稳定范围等方面的研究都取得了一定的进展。此外，在对我国某些陨石中动态高压矿物的研究中，发现和证实了陨石在碰撞引起的冲击变质中产生的非平衡多相矿物组合微细结构，其粗粒组合有γ相尖晶橄榄石＋低钙镁铁榴石，细粒基质组合有镁铁—镁铝榴石固溶体＋镁方铁矿，其矿物形成于20～24GPa,2000～2300℃条件下。已有学者将注意力放在寻找地球上高压变质带中是否存在相当于冲击变质作用下形成的动态高压变质矿物上。

10. 地质温度计的泥质矿物

在正常压力下一些泥质矿物的出现反映其形成的最高温度（℃），如埃洛石专(50)、高岭属石(500)、蒙脱石(725)、水白云母(900)、伊利石(950)等。若压力增高，其相应温度略有降低。 石榴石－黑云母温度计、石榴石－白云母温度计、石榴石－蓝晶石（夕线石、红柱石）－斜长石－石英(GASP)压力计、石榴石－黑云母－斜长石－石英(GBPQ)压力计、石榴石－白云母－斜长石－石英(GMPQ)压力计、石榴石－黑云母－白云母－蓝晶石（夕线石、红柱石）－石英(GBMAQ)压力计、石榴石－金红石－钛铁矿－斜长石－石英(GRIPS)压力计的准确度较高，可以为地质工作者所采用。二云母温度计、白云母－斜长石温度计准确度还有待大幅度改进。石榴石－金红石－蓝晶石（夕线石、红柱石）－钛铁矿－石英(GRAIL)压力计、石榴石－堇青石温度计和石榴石－堇青石－蓝晶石（夕线石、红柱石）－石英(GCAQ)压力计等温压计的准确度及其可适用性，还有待于进一步研究。