地球化学系统中的氧化还原反应Word文件下载.docx

1、14.2624949/T+200P/T0.05PSchwab and Kustner （1981）MNOMn1xOMn3O413.3825680/T+810P/THuebner and Sato （1970）NNONiNiO12.7825073/T1.1lgT+450P/T+0.025PONeill （1987）FMQFe2SiO4Fe3O4 SiO282.75+0.00484T30681/T24.45lgT+940P/T0.02PWCOWCWO2C14.3329105/T1.56lgT+660P/TTaylor and Foley （1989）MWFe3O4 Fe1xO13.1232730/

2、T+830P/TEugster and Wones （1962）IWFe Fe1xO14.0728784/T2.04lgT+530P/T+0.03PGCCCCO2COO20.04420586/T280P/T+lg（10000P）French and Eugster （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8001200K之间要变化10个数量级（Nordstrom and Munoz, 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+Fe

3、3+）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= 0.52.0，含斜方辉石和角闪石斑晶的流纹岩和英安岩的= 1.02.0，含黑云母和/或角闪石斑晶的流纹岩的= 2.03.0。大多数洋底玄武岩的相对氧

4、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500ppm O2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10001800ppm。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1.01.5的范围稳定存在。在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

5、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800C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。Ionov and Wood （1992）应用Ballhaus et al. （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0.51.0个lg单位，与尖晶石的Cr/Al比值具有依赖关系。Ionov and Wood

6、（1992）指出，采用尖晶石相中Fe3O4活度的NellWood模型，可以获得更精确的（0.30.5个lg单位）与实验结果相吻合的氧逸度计算结果。在8001300C下，对于= 0.0080.060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Ballhaus et al. （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（FMQ2）；亏损型MORB和深海橄榄岩呈FMQ1的氧化状态，可能

7、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（=FMQFMQ+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+1FMQ+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（ankarami

8、te）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（ONeill and Wall, 1987）：该反应的氧逸度为：在Mg2SiO4Ni2SiO4二元系中，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