地球化学系统中的氧化还原反应Word文件下载.docx
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14.26–24949/T+200P/T
–0.05P
SchwabandKustner（1981）
MNO
Mn1–xO–Mn3O4
13.38–25680/T+810P/T
HuebnerandSato（1970）
NNO
Ni–NiO
12.78–25073/T–1.1lgT
+450P/T+0.025P
O’Neill（1987）
FMQ
Fe2SiO4–Fe3O4–SiO2
82.75+0.00484T–30681/T
–24.45lgT+940P/T–0.02P
WCO
WC–WO2–C
14.33–29105/T–1.56lgT
+660P/T
TaylorandFoley（1989）
MW
Fe3O4–Fe1–xO
13.12–32730/T+830P/T
EugsterandWones（1962）
IW
Fe–Fe1–xO
14.07–28784/T–2.04lgT
+530P/T+0.03P
GCC
C–CO2–CO–O2
–0.044–20586/T–280P/T
+lg（10000P）
FrenchandEugster（1965）
应该指出的是，如果不与温度相联系，泛泛谈氧逸度是无意义的。
例如，HM缓冲剂的lgfO2值在800—1200K之间要变化10个数量级（NordstromandMunoz,1986）。
铁是自然界含量最为丰富的变价元素。
不同价态的含铁矿物可以概略地指示氧逸度的相对大小。
由自然铁（Fe）→方铁矿（Fe2+）→磁铁矿（Fe2++Fe3+）→赤铁矿（Fe3+），反映了其结晶时的氧逸度依次增高。
在火山岩中，铁镁矿物和氧逸度之间的平衡主要决定于熔体和斑晶相矿物的总成分。
在相似的温度下，随氧逸度由低到高，铁镁矿物一般将依次出现橄榄石、斜方辉石、角闪石和黑云母。
为讨论问题的方便，人们常用相对于FMQ缓冲剂的氧逸度来表示岩浆系统氧逸度的大小，定义为。
某些火成岩值如为：
接近液相线的各种基性熔岩和大多数亏损型地幔尖晶石二辉橄榄石（mg#=0.90）的=±
2.0，含铁橄榄石斑晶的流纹岩的=0.5—2.0，含斜方辉石和角闪石斑晶的流纹岩和英安岩的=1.0—2.0，含黑云母和/或角闪石斑晶的流纹岩的=2.0—3.0。
大多数洋底玄武岩的相对氧逸度在NNO之下3个lg单位。
富碱贫硅的基性熔岩较之拉斑玄武岩的氧逸度要高许多，并可出现早期结晶的硫酸盐矿物。
洋底玄武岩具有相对稳定的氧逸度的原因是其含有足够量的硫，足以作为500ppmO2的缓冲池。
对于任何富铁玄武岩的分异趋势，为使O2缓冲所需的硫为500ppm。
对于较小富铁的液相下降线，所需硫的浓度更小。
实际上，洋底玄武岩硫的丰度为1000—1800ppm。
这就使整个岩浆通过硫化物氧化为硫酸盐的反应、从而作为一个封闭的化学系统而分异，维持一个相对恒定的氧逸度范围。
在粗安岩-流纹岩质熔体中，硬石膏在>
1.0—1.5的范围稳定存在。
在<
2.5—3.0的区域内，磁黄铁矿（或富FeS的液态硫化物相）稳定存在。
在=1.0—1.5至2.5—3.0区间，硬石膏与磁黄铁矿稳定共存。
8.2岩浆岩的氧逸度
铁是硅酸盐浆中呈两种价态存在的主要元素，Fe2+––Fe3+平衡不仅显著地影响岩浆作用的演化趋势，而且由于Fe2+和Fe3+在熔体相中具有不同的结构，从而影响熔体的性质，例如密度和黏度等。
氧是岩浆中具有相当化学活动性的组分。
岩浆演化过程中氧逸度的变化明显地影响岩浆的结构、流变学性质、化学成分和岩浆系统的相关系。
对熔体相Fe2+––Fe3+平衡的研究，可以获得氧逸度变化的信息，因而具有重要的岩石学意义。
8.2.1橄榄石+斜方辉石+尖晶石组合与火成岩的氧逸度
氧逸度是地幔作用过程中一个基本的、但又是了解得较少的一个强度变量。
对上地幔氧逸度的研究具有以下重要意义：
（1）研究上地幔的氧逸度是否适合于富铁金属相的分凝作用而形成地核。
这对于研究地球的早期演化历史至关重要；
（2）上地幔的氧逸度控制着与元素碳（石墨或金刚石）处于平衡状态下C-H-O系统流体相的赋存状态。
C-H-O流体在相对高氧逸度（约FMQ）的氧化条件下，主要呈CO2+H2O。
在中等还原条件下（FMQ缓冲剂以下2—3个lg单位），呈H2O+CH4。
在低氧逸度（IW缓冲剂）的强还原条件下，则主要呈CH4+H2（WoodandVirgo,1989）。
因此，氧逸度通过影响流体相的赋存状态间接地影响含挥发份条件下的上地幔部分熔融作用和地幔交代作用。
氧逸度也直接控制着在地球深部是否存在着永远耗不尽的天然气（O’NeillandWall,1987）？
确定上地幔氧逸度的方法主要有三种：
（1）采用电化学方法直接测定地幔橄榄岩包体的内在氧逸度；
（2）通过分析原生玄武岩的Fe2O3、FeO含量来间接了解上地幔源区的氧逸度；
（3）采用矿物温压计方法，根据相平衡实验或有关的热力学资料，计算地幔岩的矿物组合平衡的氧逸度。
对于上地幔I型（或A型，铬透辉石组合）和II型（或B型，铝普通辉石组合）尖晶石二辉橄榄岩和方辉橄榄岩，其矿物组合平衡的氧逸度可以由以下的平衡反应来计算（MattioliandWood,1988）：
6Fe2SiO4+O2=3Fe2Si2O6+2Fe3O4
olivinefluidorthopyroxenespinel
这一反应可称为FFM（fayalite-ferrosilite-magnetite）缓冲剂。
但是，实际上，由FFM组合计算氧逸度时受到尖晶石相中Fe3O4组分活度-成分关系（模型）的不确定度的严格限制。
因为在地幔尖晶石中，Fe3O4端元组分的含量很低（XFe3O4=0.02—0.10,MattioliandWood,1988）。
对天然矿物的电子探针分析的一般误差将导致氧逸度计算结果相当大的误差。
鉴于此，Ballausetal.（1991）对人工合成的尖晶石二辉橄榄岩、方辉橄榄岩进行了相平衡实验，对ol+opx+spn氧逸度计予以标定。
实验条件为T=1040—1300º
C、P=0.3—2.7GPa。
氧逸度由Fe-FeO（IW）、WC-WO2-C（WCO）、Ni-NiO（NNO）、Fe3O4-Fe2O3（HM）缓冲剂所控制。
选择石墨、橄榄石、PdAg合金作为试样容器。
实验在活塞压力罐中和流体过剩的条件下进行。
结果表明，在实验的温度、压力、成分范围内，尖晶石相的Fe3+/totFe比值是氧逸度的线性函数（fO2=IW,Fe3+/totFe=0.02,WCO,0.10,NNO,0.25,HM,0.75）。
在一定的下，尖晶石相的Fe3+/totFe比值与温度无关，而随尖晶石的Cr含量的增大略有减小，随压力的增大而降低。
在一定的温度、熔融程度、总成分下，尖晶石的Cr/（Cr+Al）比值随氧逸度的升高而增大。
Ballhausetal.（1991）的实验中，尖晶石覆盖了很宽的成分范围：
Cr/（Cr+Al）=0.20—0.85,Fe3+/totFe=0.020—0.80。
因此，有可能对FFM缓冲剂进行标定。
对于橄榄石+斜方辉石+尖晶石（FFM）组合，氧逸度由下式给出：
相对于FMQ缓冲剂的氧逸度为：
Ballhausetal.（1991）采用最小二乘法拟合实验资料，得到如下氧逸度计算公式：
式中P的单位为GPa，，，。
为了简化计算，上式中消去的相当于理想部分的斜方辉石一项。
以上公式仅适用于地幔岩，不应该外推到>
0.15的富铁岩石。
对于更富铁的岩石，消去斜方辉石的简化是不正确的。
该方法也不适用于石榴石二辉橄榄岩和金刚石稳定区的条件。
因为在高和低氧逸度下，会出现镁方铁矿不符合化学计量性质或尖晶石相Cr2+的替代作用。
实际应用表明，将上式应用于低至约800º
C的温度下，仍可获得合理的结果。
应该强调指出，虽然在上式中未出现斜方辉石，但是，只有在橄榄石和斜方辉石同时存在而使系统的得以缓冲的条件下，所计算的氧逸度才是正确的。
IonovandWood（1992）应用Ballhausetal.（1991）的方法，发现与实验平衡的Ol+Opx+Spn组合的氧逸度并不一致，其误差达0.5—1.0个lg单位，与尖晶石的Cr/Al比值具有依赖关系。
IonovandWood（1992）指出，采用尖晶石相中Fe3O4活度的Nell—Wood模型，可以获得更精确的（0.3—0.5个lg单位）与实验结果相吻合的氧逸度计算结果。
在800—1300º
C下，对于=0.008—0.060的地幔尖晶石，其Fe3O4的活度为：
式中Ni为以4个氧为准计算的尖晶石分子式中元素的数量。
反应的氧逸度为：
由该式计算的氧逸度误差为±
0.5个lg单位。
氧逸度的岩石学应用
将Ballhausetal.（1991）的方法应用于典型的地幔岩和地幔衍生的原生熔体，揭示了如下的氧逸度变化趋势：
未亏损的、富集型地幔源区及其衍生的熔体呈中等还原状态（≌FMQ—2）；
亏损型MORB和深海橄榄岩呈≌FMQ—1的氧化状态，可能代表了最上部大洋岩石圈的典型的氧逸度条件；
富集型MORB和交代的尖晶石方辉橄榄岩更为氧化（=FMQ—FMQ+1）；
而岛弧玄武岩（IAB）和阿拉斯加型侵入体是最为氧化的火成岩（（≌FMQ+2）。
上述结果对于了解地幔作用具有以下重要意义：
（1）地幔交代作用伴随着氧化作用。
如果将计算的交代样品的氧逸度作为下限，则富集组分的氧化状态可能在FMQ+1∽FMQ+2之间；
（2）如果计算的岛弧岩浆的氧逸度（FMQ+2）代表地幔源区的氧化状态，则在火山弧下的硫化物是不稳定的。
亲铜元素在部分熔融过程中具有不相容元素的行为。
如果原生岛弧岩浆富含亲铜元素，那么，阿拉斯加型超镁铁侵入体、岛弧苦橄岩、富辉橄玄岩（ankaramite）质次火山岩通常含有铂族元素矿床显然是一种巧合。
与此类似，还原性的碳也是不稳定的，但可以出现碳酸岩或碳酸岩质熔体。
（3）在会聚板块边界，相对氧化的岩石圈的再循环有可能导致氧化状态的长期变化。
这可能是控制上地幔大规模的氧逸度结构的主要因素。
如果考虑在形成金刚石的过程中，氧化的再循环物质（富CO2的硅酸盐或碳酸岩熔体）与还原的（IW）岩石圈相互作用，则含金刚石岩石圈的低氧化状态，可以解释为地球历史早期阶段的残余，当时的上地幔总体上处于更加还原的状态。
上地幔氧逸度的的下限
如果上地幔二辉橄榄岩、方辉橄榄岩处于足够还原的氧逸度条件下，则最终将分凝出富Ni的金属相。
在绝大多数橄榄岩中，一般不含富Ni的金属相。
因此，富Ni金属相的分凝反应曲线，可以限定上地幔氧逸度的下限。
Ni分凝反应可表示为（O’NeillandWall,1987）：
该反应的氧逸度为：
在Mg2SiO4—Ni2SiO4二元系中，Mg、Ni在橄榄石两个八面体结晶位置上呈理想混合，即。
在地幔橄榄岩中，Ni2SiO
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