第六章 矿物温度计与压力计

第六章矿物温度计与压力计

温压计分类、稳定同位素温度计、微量元素温压计、常量元素温度计、温度计的标度、误差分析、常用的矿物温压计、多相平衡矿物温压计组合、相对矿物温压计、温压计计算软件、矿物结构式的计算、温压计质量评价标准

6.1 概述

矿物温度计-压力计、放射性同位素地质年代学是地质学走向定量化发展的两大标志。经过大半个世纪的发展，如今已经成为成熟的地质学分支学科。

矿物温度计-压力计可以分类如下：按照温压计标度所用元素，可分为常量温压计、微量元素温度计、稳定同位素温度计三类；按照温压计标度所用方法，可以分为实验标度、经验标度、混合标度温压计三类；按照温压计适用对象，可以分为单矿物、矿物对、多矿物组合温压计三类（吴春明等，1999）。当然，上述三种分类相互有重叠，不过这样三种分类的组合已大致能概括矿物温压计的全貌。

Spear (1995)、Will (1998)把常量元素温压计划分为离子交换温度计(ion exchange thermometer)、纯转换反应温压计(net transfer thermobarometry)、溶线温度计(solvus thermometer)，以及暂无法划分入这些温压计范畴的“其它类型”温压计。有些温压计涉及H2O、CO2等流体，由于在使用时需要首先确定流体的活度，颇为不变，所以这里不考虑这类温压计。

自20世纪30年代以来，矿物温压计一直是方兴未艾的研究热点。总的来说，近年来矿物温压计在如下方面有大的进展：（1）用来标度温压计的化学组分趋于复杂、也更为接近实际岩石、矿物的化学组分。矿物活度模型也更为合理，例如近年来对石榴石活度模型的研究；（2）发现矿物成分同稳定同位素分馏系数之间存在规律(Mattews, 1994)；

(3)出现了适用于估算岩浆结晶环境的压力计，例如单斜辉石压力计（Nimis, 1999）；（4）发现压力对矿物之间稳定同位素的分馏有影响(Polyakov and Kharlashina, 1997)；（5）出现了稀有元素温度计(Canil, 1999)和稀土元素温度计(Heinrich et al., 1997; Pyle, 2000)；（6）出现了显微构造温压计（Kruhl，1996）；（7）相对温压计理论更加完善（Worley B, Powell，2000）；（8）发现了适用于冲击变质作用的压力计（Fel’dman et al. 2000）；（9）一些常用的温压计得到了不断改进，例如黑云母-石榴石温度计已经改进到第29个版本，石榴石-单斜辉石温度计则经过了至少18次修正（Ravna, 2000），石榴石-白云母温度计也经过了4次修正(Wu et al., 2002)。每一次的改进，都使得温压计重现实验温度和压力的能力有所提高，对天然岩石的应用也得出更加符合客观实际的结果。

同温度计相比，压力计的研究相对薄弱，尤其是变泥质岩系压力计，精确度尚有待于提高。例如，对于常用的石榴石-铝硅酸盐-斜长石-石英(GASP)压力计的各种版本，仅仅±50ºC的温度估算误差，带来的压力计算误差就高达±0.8—1.5Kbar。应该指出，学者们在标度GASP压力计时，采用的是纯钙长石的分解反应，与天然矿物固溶体相差甚远，所以该压力计存在着自身不能克服的缺点，表现为GASP压力计往往不能准确反映相应铝硅酸盐矿物的稳定域。采用天然钙长石的实验标度工作势在必行。

6.2 稳定同位素温度计

稳定同位素温度计(stable isotope thermometer)测定的是地质体中同位素平衡的建立和“冻结”时的温度。由于同位素交换反应是等体积分子臵换，并不引起晶体结构本身的变化，因而同位素地质温度计不受压力变化的影响，无需考虑压力校正（陈道公等，1994）。

例如，石英与磁铁矿之间稳定氧同位素(18O、16O)的交换可表示为：

2 Si18O

2 + Fe

3

16

O

4

= 2 Si16O

2

+ Fe

3

18

O

4

该交换反应的平衡常数K ，与18O 、16O 在各个矿物内的分馏系数之间（fractionation factor ，α）直接有关。矿物A 、B 之间的稳定氧同位素分配系数α定义为：α = (18O/16O)A /(18O/16O)B

α值是温度的函数，而与压力基本无关。这是因为，稳定同位素交换反应前后，生成物与反应物的体积改变量基本为零。

我们知道，矿物稳定氧同位素组成表示为：

δ18O A = 1000[(18O/16O)A – (18O/16O)SMOW ]/(18O/16O)SMOW ‰

其中，SMOW 指标准海水的稳定氧同位素组成。因而两矿物之间的稳定氧同位素分配

系数表示为：αA-B = (1000 + δ18O A )/(1000 +δ18O B )

矿物中δ18O 值除与温度有关外，还与矿物的晶体结构及化学键强度有关。一般说来，矿物中O 与其他元素的之间的化学键越强，则其δ18O 值越大。α值与岩石化学成分无关，与压力无关，也与矿物的固体溶液混合程度无关，因而稳定同位素温度计用处很大。岩石中有n 种矿物，就有(n-1)种这样的温度计可用。理想的情况下，这些温度计给出的温度应该在误差范围内一致。但是，退变质作用、水-岩相互作用都会对稳定同位素的分馏有较大影响。

同位素交换反应的平衡分馏系数α是温度的函数，α和温度T 之间的关系的确定，既可以从理论上计算，有可以实验测定，但两者往往有较大的不同，故常用实验法测定。稳定同位素温度计的一般表达式为1000ln α = A/ T 2 (K) + B ，其中A 、B 是常数，与矿物种类有关，T 是绝对温度。公式的适用范围大致是100--1200ºC 。当温度接近或低于100ºC 时，公式1000ln αA-B = A’ / T (K) + B’更接近实验结果。实验测定时很难得到矿物与矿物之间的同位素交换反应数据，一般都是测定矿物-水之间的同位素分馏关系，然后根据同位素富集系数相加原理换算成矿物-矿物之间的分馏方程（陈道公等，1994）。

两矿物相之间的稳定同位素分馏系数α定义为：αA-B = R A /R B

一般来说，R A 、R B 分别是A 相、B 相中的重同位素与轻同位素的比值。例如，对于18O 在水—水蒸气之间的分馏，可表示为vapor

1618water 1618vapor water 18O)O/(O)O/(O =-α。 定义两相之间的同位素δ值的差为同位素富集系数ΔA-B ，即ΔA-B = δA-B 。而δ值为样品同位素比值与标准样之间的千分差，δ=(R sample /R standard – 1)*1000。ΔA-B ≈1000ln αA-B 。

石英-磁铁矿氧同位素温度计最为灵敏，因为石英的δ18O 最大而磁铁矿的δ18O 最小，两者之间有最大的分馏系数。

稳定同位素温度计有氧同位素温度计、氢同位素温度计、碳同位素温度计、硫同位素温度计等4种，其中以氧同位素温度计最为常用。

6.2.1 碳同位素温度计

Dunn and Valley (1992)研究了加拿大安大略Tudor 辉长岩体外烘烤边中方解石-石墨之间的碳同位素平衡，得出方解石-石墨温度计为Δ13C(方解石-石墨)= 5.81×106 / T 2 (K) –2.61，温度计温度计适用范围为400—800ºC 。

Kitchen and Valley (1995)在研究了美国纽约州Adirondack 山角闪岩相大理岩中89件共生的方解石-石墨之间碳同位素分馏，得出的方解石-石墨温度计则为：Δ13C(方解石-石墨)= 3.56×106 / T 2 (K)，温度计温度计适用范围为650—850ºC 。

6.2.2 氧同位素温度计

Mattews (1994)综合考虑了前人所做的矿物-碳酸岩氧同位素分馏实验和矿物-水之间氧同位素分馏实验，获得了一套自洽的矿物对氧同位素温度计。该组温度计适用于榴辉岩、绿片岩、变泥质岩、中酸性岩。该组温度计在>500ºC 时效果较好，300--350ºC 时效果也可以。该组温度计通式为：1000ln α = A ×106 / T 2 (K) ，温度计误差为±40