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1、第八章地球化学系统中的氧化还原反应缓冲剂、硅酸盐熔体氧逸度、硅酸盐熔体2+-3+平衡、变质岩氧逸度氧化-还原反应在水溶液、硅酸盐熔体、变质岩中都是常见的现象，这里对氧化-还原反应电化学方面暂不讨论，而以实例集中探讨氧逸度问题。8.1 氧逸度缓冲剂（马鸿文辑，2001）氧逸度是影响岩浆演化途径、岩浆不混溶作用、岩浆的物理性质、以及岩浆系统相关系的重要参数。在岩石学和热力学研究中，常用氧逸度缓冲剂表示系统氧逸度的大小。常见的氧逸度缓冲剂和氧逸度（2）计算式缓冲剂相关系表送式义献2。32。414.26724949200-0.05P(1981)1-飞。413.38725680810(1970)一12.
2、78N507311+4500.025PO(1987)24飞。4-282.75+0.00484T0681724.45940-0.02PO(1987)-2-C14.33729105.56+660(1989)3。4-1-13.12432730830(1962)一1-14.07N8784204+5300.03PO(1987)CN-O2-0.044t20586N80(10000P)(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，缓冲剂的2值在8001200K之间要变化10个数量级（，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
3、。由自然铁()一方铁矿(2+)一磁铁矿(23+)一赤铁矿(3+),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，人们常用相对于缓冲剂的氧逸度AlgfoFMQ)来表示岩浆系统氧逸度的大小，定义为lgfo2(FMQ)=lgfo2-lgfo2(FMQ)。某些火成岩Algfo/FMQ)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(=0.90)的AlgfolFMQ)=+2.0,含铁橄榄石斑晶的流纹岩的Algfo2(F
4、MQ)=0.52.0,含斜方辉石和角闪石斑晶的流纹岩和英安岩的lgf02(FMQ)=1.02.0,含黑云母和/或角闪石斑晶的流纹岩的Algfo2(FMQ)=2.03.0。大多数洋底玄武岩的相对氧逸度在之下3个单位。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，足以彳乍为50002的缓冲池。对于任何富铁玄武岩的分异趋势，为使02缓冲所需的硫为500。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1000-1800。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
5、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lgfo2(NNO)1.01.5的范围稳定存在。在lgf02(NN0)o.i5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xCpn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2+的替代作用。实际应用表明，将上式应用于低至约800OC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asiO2得以缓冲的条件下，所计算的氧逸度才是正确的。(1992)应用.(1991)的
6、方法，发现与实验平衡的组合的氧逸度并不一致，其误差达0.51.0个单位，与尖晶石的比值具有依赖关系。(1992)指出，采用尖晶石相中3。4活度的一模型，可以获得更精确的(0.30.5个单位)与实验结果相吻合的氧逸度计算结果。在80013000c下，对于XFe3O4=0.0080.060的地幔尖晶石，其3。4的活度为：*3O4=lg(NFe2心/4)1/T(406NAl653NMgN内229NCr由.346NMgN式中为以4个氧为准计算的尖晶石分子式中元素的数量。反应6Fe2SiO4+。2=3Fe2Si2O6+2Fe3O4的氧逸度为：lgfO2-lgfO2(FMQ)220/T(K)0.35-36
7、90P(GPa)/T-12lgXO；CGCC/VOl2/t+GI/zM17M2Opx*ISpn-2620(XMg)/T3lg(XFeXFe)2lgaFe3O4由该式计算的氧逸度误差为0.5个单位。氧逸度的岩石学应用将.(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(Algfo2(FMQ)-2);亏损型和深海橄榄岩呈AlgfOMFMQ)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；富集型和交代的尖晶石方辉橄榄岩更为氧化（AlgfO2（FMQ）1）；而岛弧玄武岩（）和阿拉斯加型侵入体是最为氧化
8、的火成岩（lgfO2（FMQ）冬）。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1久之间；（2）如果计算的岛弧岩浆的氧逸度（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（）质次火山岩通常含有柏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。
9、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2的硅酸盐或碳酸岩熔体）与还原的（）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，则最终将分凝因此，富金属相的分凝反(O ,1987):(960 1820K)出富的金属相。在绝大多数橄榄岩中，一般不含富的金属相应曲线，可以限定上地幔氧逸度的下限。分凝反应可表示为Ni2si04glivine)=2Ni(melt)SiO2O2该反应的氧逸度为:-AG.,Olmeltlgf02lgaNi2SiO4-lgaSiO2-2lgaNi2.303RTAGNi2SiO4(180)=-36560+118.10T-13.108TlnT在2424二元系中，、在橄榄石两个八面体结晶位置上呈理想混合，即aOl2SiO4=(XOl2SiO4)2。在地幔橄榄岩中，24组分的含量较低(XO；2SiO4=0.09-0.11
