稳定同位素地质温

同位素地质温度计的基本原理
将共生矿物实测δ值代入式（2），并根据实验 参数A、B可以求解不同矿物相之间的同位素平衡温 度T。但是在运用（2）式去计算地质体形成温度必 须具备以下三个前提条件： ①所观测的两个共生矿物相之间达到了同位素交换 平衡，并且平衡后未受到后期地质作用的改造，在 实际应用中可通过岩石学和矿物学研究来加以确定 定。 ②矿物对之间的分馏系数要足够大，以确保待测温 度具有较高的精读
氧同位素地质温度计
氧同位素地质温度计
（ 的一 硫） 同方 位铅 素矿 地一 质闪 温锌 度矿 计一 黄 铁 矿 体 系
硫 同 位 素 地 质 温 度 计
硫同位素地质温度计
根据上述三种共生的硫化物及其平衡图解测温， 是当三种硫化物系统中任意两对硫化物 的△34 S值 是直接测得的，而另一对是根据 上述两对数据计算 得到的，最后结果总是在上图上得到一点。另外， 在同样系统中，当所有三对硫化物的△34 S值都是 直接测得时，有时由于精确度稍差，最后结果在上 图上常构成一个很小的区域。无论是一点还是一小 区域,在平衡温度下，所有的三对硫化物符合于下列 等式 △34 S py-gn = △34 S py –sph + △34 S sph-gn
氧同位素地质温度计
( 二 ) 内部测温法 直接测定共生的两种化合物的同位素组 成，按己知的分馏方程或校准曲线计算温度。 1.矿物一水温度计:通过测定某含氧矿物的氧同 位素组成及其共生的非含氧矿物内液态包裹 体水或沉淀时介质水的氧同位素组成以 确定 温度。表1列出了常用的矿 物一水氧同位素 分馏方程。实际应用中，常通过测定某含
同位素地质温度计的基本原理
③参数A、B由实验准确测定，待测温度在实验 参数有效应用范围内
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同位素平衡的判别
同位素平衡是作为同位素地质温度计的首要条 件，判别是否平衡的方法如下： （1）岩石学和化学平衡。在岩相学上不平衡的矿物 对，或有时代或成分的差异矿物对，往往不能达到 平衡。非同时形成的矿物对或者经后期地质作用扰 动的矿物对也通常达不到同位素平衡或同位素平衡 被破坏。 （2）根据共生矿物同位素相对富集顺序作定性的判 断。常见的共生矿物：氢同位素、氧同位素、碳同 位素、硫同位素。
硫同位素地质温度计
为这两种矿物是从温度和化学状态一致的溶 液中形成的。在许多矿床中甚至看来不是同 时代的闪锌矿一方铅矿对给出了合理的温度。 这个事实证明了产生闪锌矿和方铅矿的沉淀 过程和生成条件是相似的。可是，显然由于 黄铁矿容易在超出与方铅矿共生环境之外的 更大范围内发生沉淀，在不同的溶液中生成 矿物的机会较大。因此黄铁矿一方铅矿对很 少给出一个准确合理的地质温度。
碳同位素地质温度计
围内近于一致（Wada和Oana，1975），但 当温度高于600 ℃时，大理岩中碳同位素分 馏所显示的温度一般偏高（Valley和O′Neil， 1981）。考虑到晶体石墨难于进 行同位素交 换， Wada和Suzuki（1983）采用方解石一 白云石固溶温度来校正天然方解石一白云石 一石墨体系中的方解石一石墨和白云石一石 墨的碳同位素分馏温度，得到：
硫同位素地质温度计
结果，表明硫酸盐与硫化物之间未达到硫同位素平 衡。 Ohmoto和Rye（1979）认为，温度大于400 ℃ 的热液体系主要含硫组分可视为SO2和H2S两种理 想气体的混合。由于高温气相 之间硫同位素交换反 应速度极快，它们之间很容易达到同位素平衡。此 时可以认为热液体系的硫酸盐和硫化物硫同位素组 成分别记录成矿时热液的SO2和H2S的硫同位素组 成，即：
硫同位素地质温度计
Kaziwara(1969)和Smith(1997)通过测定三对 硫化物在一系列平衡温度下的硫同位素分馏值，建 立了△34 S py-gn 一△34 S py –sph 一△34 S sphgn之间的线性关系，从而有可能作为地质温度计使 用。如果测出这三种硫化物对彼此间的△34 S 值只 要这些测定值在上图 A A′线或靠近A A′线的一个点 或一个小区域，就表示系统内硫同位素处于平衡， 平衡温度可以沿温度计的A A′线直接读出。这些数 值是反映硫化物沉淀环境的温度，至于后期变质温 度或再平衡温度仅靠温度计本事是无法解决的。
硫同位素地质温度计
硫同位素地质温度计
（三）硫酸盐一硫化物对温度计 1. 硫酸盐 一黄铜矿对（Ohmoto，1979)
2.硫酸盐 一黄铁矿对（Ohmoto，1979)
硫同位素地质温度计
理论上，SO4 2- 与H2S和硫化物之间的硫 同位素平衡分馏是硫化合物之间较大的一组，因此 硫酸盐一硫化物对测温的灵敏度应该最高。但是， Eastoe（1982）指出，在热 液系统内硫酸盐与硫 化物之间的同位素交换要比硫化物与H2S之间慢得 多。Shelton和Rye（1982）发现在一个黄铁矿一硬 石膏系统内，温度接近350 ℃时，黄铁矿一硬石膏 组合沉淀需要的时间（10周）短于它们同位素平衡 所需要的时间（2 5周 ）。不少学者认为,只是在大 约300 ℃以上，硫酸盐与硫化物之间的同位素平衡 才能建立，而在300 ℃以上常见采用“硫酸盐一硫 化物对”公式计算的硫同位素温度高于矿物包裹体 测温
碳同位素地质温度计
在 300 ℃附近，△12C值若有± 0.2‰的误差， 则得出的温度误差大±80 ℃
氧同位素地质温度计
氧矿物的氧同位素组成和形成温度，根据有关 的分馏方程计算出介质水的氧同位素组成，这对 了解矿化介质及其成矿物质来源具 有特别重要 的意义。
氧同位素地质温度计
氧同位素地质温度计
2.矿物一矿物温度计：通过测得共生的含氧矿物对的 氧同位素组成计算平衡温度。在同位 素交换反应平 衡条件下，同位素分馏与温度关系一定，根据△mn = δm - δn≈ 1000I n α m-n代入分馏方程或校准 由决即可得到相区的平温度。表2列出了常用的共 生矿物对氧同位素分馏方程。就目前的研究来看， 共生矿物对的氧同位素地温计在火山岩、变质岩和 热液矿床研究中已经获得了成功的应用，所测定的 温度大多能与其他方法获得的温度相对比。
硫同位素地质温度计
这样可以用“SO2一H2S对”温度公式计算 硫同位素温度：
碳同位素地质温度计
（一）CH4一CO2对 由于CH4一CO2对的平衡碳同位素分馏系数相对 于温度具有较陡的斜率，因此可用来估计火山气体、 热泉体系和天然气田的温度。Bottinga（1969）计 算拟合得到下列方程：
甚至在≥600 ℃条件下，甲烷仍比二氧化碳明显富集 12C，因此只要CH4一CO2之间达到碳同位素平衡， 就可以利用两者的δ12C差值来计算平衡温度
同位素地质温度计的基本原理
同位素地质温度计的基本公式: 1000I n α =A*10^6 /T^2 +B （1） 其中式中： α 为分馏系数；T是绝对温度；A,B是常 数 由式（1）可知，共生矿物相之间分馏系数α 的自然 对数与绝对温度平方的倒数（1/T^2 ）呈线性关系。 上式对于大多数同位素交换反应可适用的温度区为 100 一 1200 ℃。由于样品同位素成分测定结果是 以δ形式给出的，因此需要将式（1）的α 变成δ的 表达形式，为此将式（1）代入式（2）有1000I n α A-B≈ δA- δB =A*10^6 /T^2 +B （2）
同位素平衡的判别
石＞锆石≥石榴子石＞橄榄石＞金红石＞磁铁矿＞ 钛铁矿＞赤铁矿＞晶质铀矿＞ 刚玉≥尖晶石。 碳同位素（δ13 C） 白云石＞方解石＞ CO2 ＞石墨＞CH4。 硫同位素（δ34 S） 硫酸盐＞辉钼矿＞黄铁矿＞闪铁矿＞磁黄铁矿＞黄 铜矿＞斑铜矿＞方铅矿＞辉银矿
氧同位素地质温度计
（一）外部测温法
氧同位素地质温度计
2.碳酸钙一水古温度计:t ℃=111.4 - 4.3（δp – δw +0.5）( Longimel li,1973) 式中δp为磷酸 盐的δ18 Osmow 值，δw 为海水18Osmow 值。 3.氧化硅一水古温度计：t℃ =169-4.1（δst – δw+0.5）snow ( Labeyrie,1974） 1000I nα 燧石一水=3.09*10^（-2）0.29( Kolodny,1976 )
硫同位素地质温度计
（二）共生硫化物对温度计 此法在矿床地质研究中应用较广，大多能 给出 合理的地质温度。表4列出了所有已知 的硫化矿物 对硫同位素分馏方程。能否将共生硫化物对温度计 有效地运用在所研究的矿床中，主要取决于样品的 适应性。最好是有相互平衡结晶的同时期矿物样品。 但是，对于大多数矿床来说选择热液演变同期的各 矿物样品是非常困难的。然而，只要两种矿物是在 温度和化学状态一样的溶液中平衡生成的，各个矿 物对就可以指示出合乎地质情况的温度。反过来说， 如果矿物对给出与其它可以获得的温度数据相应的 合乎地质情况的同位素温度，那么就可以认
碳同位素地质温度计
（三）共生碳酸盐矿物对 碳酸盐矿物之间的碳同位素分馏系数还 没有进行过很好的研究。然而，它们的分馏 系数大小可能类似于硫酸盐矿物之间的分馏 系致大小，即也是非常小（＞100 ℃时）。 在200 ℃以上时碳酸盐矿物之间的△12C值 可能小于1.0，因此它对温度是太灵敏了，以 致于不能用作地质温度计。例如按Sheppard 和Schwarcz （1970）提出的白云石一方解 石间的碳同位素分馏方程：
稳定同位素地质温度计
地质温度计 基本原理 同位素平衡的判别 氧同位素地质温度计 硫同位素地质温度计 碳同位素地质温度计
地质温度计
概念：指的是能够用来确定地质作用温度的地质产 物。 分类：目前普遍的地质温度计有同位素地质温度计、 矿物包裹体地质温度计、同质多象温度计等等
（二）内部测温法
氧同位素地质温度计
( 一 ) 外部测温法：只测定一 种固相的同位素组成对另 一相 ( 常为液相 )不作测定，而 采用某一假定值,以确 定温度。常用的古温度计即属此类： 1.碳酸钙一水古温度计:t℃=16.9-4.2（δc –δw ）+0.13 （ δc –δw ）^2 ( Craig,2965 )式中δc 是生物碳酸钙 壳层与H3PO4，在25℃下反应后释放出来的CO2之 δ18 Opdb 值， δw是在2 5 ℃条件下与海水平衡的 CO2之δ18 Opdb 值。
同位素平衡的判别
氢同位素（δD） 高温段（＞500 ℃）：锂云母＞白云母＞金云母＞ 角闪石＞黑云母＞黝帘石 低温段（ ＜400 ℃）：蛇纹石＞高岭石＞绿帘石＞ 伊利石/蒙脱石＞勃姆石＞水镁石＞针铁矿 氧同位素（δ18 O） 石英＞方解石＞碱性长石＞高岭石＞白榴石＞电气 石＞硬玉＞蓝晶石＞多硅白云母＞钙长石＞白云母 ＞绿帘石＞蛇纹石＞绿泥石＞顽辉石＞透闪石＞透 辉石＞普通角闪石＞金云母＞黑云母＞硅灰石＞榍
碳同位素地质温度计
( 二 ) 方解石 ( 白云 石 ) 一 石 墨 对 在变质岩和变质矿床中,可以利用方解石一 石 墨对或白云石一石墨对作为地质温度计。 Bottinga （1969）根据理论计算已经建 立了方解石与石墨之 间的碳同位索分馏方程：
用他的分馏方程所计算的再碳同位 素温 度。 与在接触变质带中由共生矿物对方解石一白云石固 溶温度所显示的温度相比较,中温450 ℃一600 ℃范