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1、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 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 =A*106 /T2 +B （1） 其中式中： 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的自然 对数与绝对温度平方的倒数（1/T2 ）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 120
2、0 。由于样品同位素成分测定结果 是以形式给出的，因此需要将式（1）的 变成的 表达形式，为此将式（1）代入式（2）有1000I n A-B A- B =A*106 /T2 +B （2） 同位素地质温度计的基本原理 将共生矿物实测值代入式（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： 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。 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 同位素地质温度计
3、的基本原理 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 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。 同位素平衡的判别 氢同位素（D） 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
4、绿帘石 伊利石/蒙脱石勃姆石水镁石针铁矿 氧同位素（18 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 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（13 C） 白云石方解石 CO2 石墨CH4。 硫同位素（34 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 （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，
5、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（c w ）+0.13 （ c w ）2 ( Craig,2965 )式中c 是生物碳酸钙 壳层与H3PO4，在25下反应后释放出来的CO2之 18 Opdb 值， w是在2 5 条件下与海水平衡的 CO2之18 Opdb 值。 氧同位素地质温度计 2.碳酸钙一水古温度计:t =111.4 - 4.3（p w +0.5）( Longimel li,1973) 式中p为磷酸 盐的18 Osmow 值，w 为海水18Osmow 值。 3.氧化硅一水古温度计：t =169-4.1（st w+0.5
6、）snow ( Labeyrie,1974） 1000I n燧石一水=3.09*10（-2）- 0.29( Kolodny,1976 ) 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 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
7、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m- n= m - n 1000I n 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。 氧同位素地质温度计 氧同位素地质温度计 硫同位素地质温度计 （一）方铅矿一闪锌矿一黄铁矿体系 的 硫同
8、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 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
9、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 sph- gn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 （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
10、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 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，
11、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。 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
12、。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 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
13、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 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12C差值来计算平衡温度 碳同位素地质温度计 ( 二
14、) 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 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ONeil， 1981）。考虑到晶体石墨难于进 行同位素交 换， Wada和Suzuk
15、i（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： 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： 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
