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 thermom
eter)、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置换，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 Si18O2 + Fe316O4 = 2 Si16O2 + Fe318O4
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 – (美国雨鸟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 + δ18OA)/(1000 +δ18OB)
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1000lnα = A/ T2 (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1000lnαA-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 = RA/RB
一般来说，RA、RB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。
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=(Rsample/Rstandard – 1)*1000。ΔA-B ≈1000lnαA-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tiedaobu-石墨温度计为Δ13C(方解石-石墨)= 5.81×106 / T2 (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 / T2 (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：1000lnα = A×106 / T2 (K) ，温度计误差为±40ºC。
矿物对之间的A值见下表所示。
(A值) | 方解石 | 钠长石 | 硬玉 | 钙长石 | 黝帘石 | 透辉石 | 钙铝榴石 | 镁橄榄石 | 金红石 | 磁铁矿 |
石英 | 0.38 | 0.94 | 1.69 | 1.99 | 2.00 | 2.75 | 3.03 | 3.67 | 5.02 | 6.29 |
方解石 | | 0.56 | 1.31 | 1.61 | 1.62 | 2.37 | 2.65 | 3.29 | 4.64 | 5.91 |
钠长石 | | | 0.75 | 1.05 | 1.06 | 1.81 | 2.09 | 2.73 | 4.08 | 5.35 |
硬玉 | | | | 0.30 | 0.31 | 1.06 | 1.34 | 1.98 | 3.33 | 4.60 |
钙长石 | 人脸定位 | 直流放大器 | | | 0.01 | 0.76 | 1.04 | 1.68 | 3.03 | 4.30 |
黝帘石 | | | | | | 0.75 | 1.03 | 1.67 | 3.02 | 4.29 |
透辉石 | | | | | | | 0.28 | 0.92 | 2.27 | 3.54 |
钙铝榴石 | | | | | | | | 0.64 | 1.99 | 3.26 |
镁橄榄石 | | | | | | | | | 1.35 | 2.62 |
金红石 | | | | | | | | | | 晋中阳光农廉网1.27 |
| | | | | | | | | | |
6.3 微量元素温压计
微量元素温压计是近年来兴起的新的温压计种类，既有经验标度的，也有实验标度的，它们是伴随着新仪器和高精度分析方法的引进而诞生的。目前这类温压计还不多，下面仅举两例。
石榴石内Y含量温度计
Pyle and Frank (2000)研究了美国New England中部变泥质岩中石榴石内Y元素含量与变质温度的关系，得出了一个经验性的温度计：
适用于470-620 °C的变泥质岩。以目前他们的研究，该温度计的精度为±40°C以内。
单斜辉石Cr含量压力计
Nimis and Taylor (2000) 在850-1500 °C、0-60 kbar条件下，对CMS体系和CMAS-Cr体系，合成了二辉橄榄岩，根据实验条件和合成的二辉橄榄岩成分，得出了单斜辉石Crdna双螺旋含量
压力计：
其中，单斜辉石成分以6个氧为基础计算，，。该压力计精度为±2.3 kbar，温度引起的误差为1.2—2.4 kar/50ºC。
6.4 常量元素温压计
常量元素温压计是最为常用的矿物温压计，其发展也最为受到重视。下面从常量元素温压计的热力学原理、标度过程、误差分析等方面，说明其基本原理与具体应用。
6.4.1 常量元素矿物温压计热力学原理
常量元素矿物温压计的标度是按照严格的热力学规律进行的。这其中矿物固溶体理论发挥了不可替代的作用。因为自然界产出的矿物，尤其是那些常见的、同时也是矿物温压计计算所用的矿物几乎都是“固体溶液”。所以，在研究温压计时不能不涉及到固溶体热力学理论。
在温度为T、压力为P的标准状态下，任一矿物相i的标准摩尔Gibbs自由能为：
其中，Tr，Pr分别指参考状态下的温度和压力，是矿物相i在参考状态下由相应的组成元素合成时的标准生成焓，是标准生成熵，是恒压热容，是标准体积， i是等压热膨胀系数，i是等热压缩系数（、作为常数）。
一般选择（1 bar, 298.15K）为参考状态。我们仅考虑固相矿物参与的反应，此时、可忽略不计，即反应的体积变化不随温度和压力变化。还可再忽略恒压热容。于是，温压计对应的矿物模式反应的标准自由能变化可表达为：
其中，含有“”的项表示对应的生成物减去反应物的差值。定义平衡常数K=，同时活度积项又被拆分为矿物相摩尔分数乘积项Kd(=，Kd又称为分配系数)和活度系数乘积项，温压计模式反应的平衡状态又可表达为：
，或
温度计受压力变化的影响应该小，其平衡曲线在P-T图上表现为高的斜率；压力计受温度变化的影响应该小，其平衡曲线在P-T图上表现为低的斜率(Will, 1998)。
温度计对平衡常数的变化应该灵敏，其平衡曲线在lnK-T图上表现为大的斜率；压力计随平衡常数变化的影响应该大，其平衡曲线在lnK-P图上表现为大的斜率(Will, 1998)。
