地质温度计是能够用来确定地质作用温度的地质产物。应用比较普遍的地质温度计主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。

根据矿物晶体中原生包裹体的均一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。

根据共生矿物对的同位素分馏（见稳定同位素地球化学）测定地质体中同位素平衡时的温度。由同位素分馏作用已知，同位素交换反应的分馏系数（α）随温度（T）而变化，它们之间的关系式为 1000lnα=(A/T)+B 该式为同位素地质温度计的计算公式，A和B是实验确定的常数，与矿物种类有关。常用的有石英－磁铁矿、石英-白云母、石英-方解石等共生矿物对氧同位素地质温度计和闪锌矿-方铅矿、黄铁矿-方铅矿等硫同位素地质温度计。同位素地质温度计不需进行压力校正。

闪锌矿中常含有一些微量元素，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。

矿物的同质多相转变是在一定的温度下实现的，因此，不同变体的出现，就能反映其形成温度。例如文石（斜方）和方解石（三方）的化学分子式均为CaCO3，它们的转变温度为400℃。若文石出现，则反映低温条件；方解石出现，反映中温条件。 同质多象的形成与外界条件密切相关，因此同质多象的研究有助于确定晶体形成时的物理化学条件及所经历的变化。如SiO2等物质的同质多象，被广泛用作所谓的地质温度计和地质压力计。根据具β－方石英的立方体副象的α－石英，可推知其形成时的温度在1470℃以上；而斯石英在地表大陷坑中的出现，则可作为该地曾发生陨石超高压冲击陨落的有力证据。又如HgS的两种变体辰砂和黑辰砂,分别形成于碱性和酸性介质中，它们的存在可说明成矿介质的酸碱性。在工业上，用石墨制备人造金刚石；运用淬火、退火等手段控制加工件的某些物性；通过先升温至573℃以上,然后在严格控制的条件下降温，借以消除水晶中对工业利用有害的道芬双晶等，都是利用了同质多象转变的特性。

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(50)、高岭石(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。

能够作为地质温度计的还有矿物熔点、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℃

放射性裂变径迹是根据矿物中U、Th放射性同位素自发裂变碎片的径迹而计时的一种方法。径迹数目与矿物年龄成正比。矿物中能产生裂变径迹的重核有238U、235U和232Th。它们的自发裂变半衰期分别是1.01×1016年、3.5×1017年和大于1021年。所以天然样品中238U的裂径迹约占99.97%以上，而235U和232Th的裂变径迹在年龄测定中可忽略不计。

生物标志化合物（biomarker）是指沉积有机质、原油、油页岩、煤中那些来源于活的生物体，在有机质演化过程中具有一定稳定性，没有或较少发生变化，基本保存了原始生化组分的碳骨架，记载了原始生物母质的特殊分子结构信息的有机化合物。因此，它们具有特殊的“标志作用”。

发现氧同位素与古气候之间有关连，是一件有趣且偶然的事。1946年的冬天，美国芝加哥大学化学教授尤瑞（H.C.Urey），在瑞士苏黎世著名的工科大学讲演，谈到有关同位素的事。尤瑞指出：虽然同位素在化学性质上几乎一样，但在参与化学反应时往往造成不一样的结果。例如，放在桌上的一杯水会自然蒸发，其中氧同位素（16O17O18O）即以不同的速率向外逸散，质量轻的氧-16就蒸发的比质量重的氧-18多。时间一久，这杯水内相对的就比当初含有较多的氧-17及氧-18。尤瑞的结论是：地球上的海洋已经过了漫长的类似蒸发作用，因此海洋相对地应该要比陆上的淡水含有较多的氧-17及氧-18。

突然发现手上握着一支地质温度计

在演讲后的讨论里，瑞士有名的结晶学者尼格立（P.Niggli)当即推论说：如果海水与淡水的氧同位素组成不同，则在这两个水体里沈淀出的“含氧矿物”就会反应出它们之间的差异。尼格立建议大家来分析石灰岩、珊瑚以及水生动物石灰质骨骼中的氧同位素，就可以区别出它们的来源。尤瑞听了后记在心里，一回到芝加哥大学的实验室，就着手计算海水与淡水中碳酸盐的氧同位素比值差异到底应有多少。结果他惊喜地发现：碳酸盐氧同位素的比值与其沉淀时的温度有关。尤瑞后来回忆说：“我突然发现手上握着一支地质温度计。”

当然，在1947年时，这支地质温度计实际上还在尤瑞的脑子里，而不在他的手上，因为尤瑞面临二个难题。第一个是碳酸盐氧同位素的温度效应太小，当时质谱仪无法测量。依尤瑞的计算，如果温度差一度，碳酸盐的氧同位素比值（18O16O）只有十万分之五的差异；而当时最好的质谱仪只能量出温度约10度的氧同位素比值。在海洋里，10度几乎就是温带与两极地区的温差！因此，尤瑞必须将质谱仪的灵敏度提高10倍。借着一组优秀同事的协助，费了二年多的时光，他们克服了这困难。

接着，第二个难题是为了检验与补充尤瑞的理论计算，他必须以实验方法，导出一个碳酸盐氧同位素的温度方程式。加州大学斯克里普斯海洋研究所提供了养殖海洋贝类的恒温水槽，尤瑞及他的同事爱普斯坦（S.Epstein）开始分析在不同温度下生长贝类的氧同位素组成。可是现生贝类的壳里不只是含有碳酸钙，还有少量的有机质。这些有机质里的氧同位素会干扰碳酸盐里氧同位素的信号，使分析出的结果无法反映出碳酸盐氧同位素应有的温度效应。在尤瑞及爱普斯坦的努力下，他们总算发展出一套可靠的标本处理程序，把贝壳里不需要的有机质除去，单单分析碳酸盐里氧同位素的组成。他们分析的结果终于得到了所要的碳酸盐氧同位素的温度方程式，也证实了当初尤瑞的理论计算，基本上是正确的