氧逸度

岩浆氧逸度的估算及其在斑岩矿床中的应用郭峰汇报提纲一、氧逸度和氧缓冲剂二、影响氧逸度的因素三、氧逸度的估算方法四、应用实例一、氧逸度的概念氧逸度fo2就是有效的氧分压,氧分压就是混合气体总压之下的氧分压力,单位是Pa。fO2一般是通过矿物和岩石中的变价元素的价态来确定，尤其是铁。从自然铁（Fe），方铁矿（FeO），磁铁矿（FeO.Fe2O3）到赤铁矿（Fe2O3），反映fO2愈来愈高。岩浆氧逸度是制约Ｃｕ、Ａｕ成矿的重要因素之一，Ｃｕ、Ａｕ为亲硫元素，岩浆结晶分异过程中如果Ｓ２－大量存在就会导致Ｃｕ、Ａｕ硫化物过饱和而过早沉淀，不利于残余岩浆中Ｃｕ、Ａｕ的富集和晚阶段含Ｃｕ、Ａｕ岩浆流体的形成，因而不利于Ｃｕ、Ａｕ矿床的形成。高氧逸度条件下，岩浆中的硫绝大多数以ＳＯ４２－和ＳＯ２形式溶解在硅酸盐熔体中，硫化物难以达到饱和，从而利于Ｃｕ、Ａｕ在残余岩浆中逐渐富集并最终分配进入岩浆流体相。氧缓冲剂及其类型氧缓冲剂是指一些固定的组合，这些组合在一定的温度压力和水介质中，产生一定的氧逸度。例如，磁铁矿-赤铁矿组合，它们之间的反应为：也就是说，只要磁铁矿与赤铁矿同时共存，fO2就保持其固定值，从而构成了氧的缓冲体系。不同的矿物组合具有不同的平衡氧逸度，从而为实验过程中控制氧逸度提供了手段。4Fe3O4＋O2⇋6Fe2O3氧缓冲剂的类型影响岩浆氧逸度的因素1.地质去气作用对熔体氧逸度的影响硫的去气作用将会影响熔体的氧化还原状态。如下所示但是这种影响程度并不高，一般不超过0.5log单位。2.溶解水对岩浆氧逸度的影响下述反应描述了铁产生氧化的一种机制（Sato,.1978）事实上,当水的含量在4%以下时,几乎所有的水都将与熔浆反应形成羟基离子团。因此对氧化还原状态影响不大。FeS(liq)＋2Fe2O3(liq)＝S2(gas)＋6FeO(liq)FeS(liq)＋3Fe2O3(liq)＝SO2(gas)＋7FeO(liq)2FeO＋H2O＝Fe2O3＋H2影响岩浆氧逸度的因素3.岩浆混溶-混染作用对熔体氧逸度的影响变价元素例如C、H、S、Fe可以影响熔体的氧化还原状态例如矿床成矿流体富含CH4和CO2，这些还原性组分可能来自临近S型花岗岩的混染作用，也可能来自地幔的排气作用。CH4的出现抑制SO2的水解反应转而发生如下反应4SO2(aq)＋4H2O＝H2S(aq)＋3H2SO4(aq)3CH4＋4SO2＝3CO2＋4H2S＋2H2O根据角闪石中Mg含量估算氧逸度适用范围：550℃-1120℃，且-1≤NNO≤+5，对于火山岩中的角闪石斑晶效果最好。Ｒidolfietal.(2008)得出了根据角闪石分子式计算其结晶时氧逸度的公式，并且他们对公式进行了校正：△NNO=1.644Mg*-4.01其中Mg*=Mg+Si/47-[6]Al/9-1.3[6]Ti+Fe3+/3.7+Fe2+/5.2-BCa/20-ANa/2.8+AK/9.5邓晋福（1983）提出了通过Ca/(Ca+Na+K)比值计算角闪石结晶温度的公式：Ca/(Ca+Na+K)=-0.000365344×T（℃）+1.0674根据角闪石中Mg含量估算氧逸度古新世-始新世的岩体氧逸度平均为1.6±0.2.变化范围是1.2-2.1渐新世的岩体氧逸度范围平均为2.6±0.1，变化范围是2.5-2.8中新世的岩体氧逸度范围平均为2.5±0.2，变化范围是2.0-2.9根据云母中Fe2+-Fe3+-Mg图解估算氧逸度云母Fe3+-Fe2+-Mg三元图解(WonesandEugster，1965)这种方法与角闪石Mg的含量计算的氧逸度相近，可以相互验证。根据锆石中的Ce4+/Ce3+和EuN/EuN*比值估算氧逸度要求这个式子，需要以下四个量：锆石中Ce的浓度；熔体中Ce的浓度；Ce（Ⅳ）在锆石-熔体中的分配系数；Ce（Ⅲ）在锆石-熔体中的分配系数。第一个值可以用激光磨蚀-电感耦合等离子质谱（LAICPMS）分析方法直接测定；第二个值可以用全岩的Ce浓度来代替，用电感耦合等离子质谱（ICPMS）分析方法直接测定；而Ce（Ⅳ）和Ce（Ⅲ）可以通过晶体化学公式推导和拟合得出。式中EuN、SmN、GdN分别为该元素实测值的球粒陨石标准化值锆石中的Ce4+/Ce3+和EuN/EuN*比值估算氧逸度（1）冈底斯铜矿带含矿斑岩中的锆石Ce4+/Ce3+比值自东向西降低，是由于含矿岩浆在上升过程中东部较西部受到了更多的上地壳物质的混染。（2）冈底斯铜矿带含矿斑岩的锆石Ce4+/Ce3+＞260，δEu＞0.4这一参数可作为冈底斯铜矿带今后普查找矿工作的一个评价标志。辛洪波，20080.52730.43530.5341δEu291.94263.83492.5Ce4+/Ce3+南木冲江拉抗俄锆石中的Ce4+/Ce3+和EuN/EuN*比值估算氧逸度古新世-始新世的Ce4+/Ce3+比值为6-66.8，平均为25.7±18.4，δEu为0.08-0.61，平均为0.32±0.14渐新世的Ce4+/Ce3+比值为18.6-66.0，平均为50.1±20.5，δEu为0.19-0.56，平均为0.36±0.14中新世的Ce4+/Ce3+比值为32.3-141.9，平均为74.3±30.1，δEu为0.36-0.87，平均为0.63±0.12利用锆石中的Ti含量计算氧逸度利用锆石中的Ti含量计算氧逸度按(Qiuetal.,2013）计算出浙江北南部侏罗纪桐村斑岩体锆石氧逸度为FMQ＋2.7，临近的沙坪沟岩体为FMQ＋3.2，大宝山岩体为FMQ＋3.5，白垩纪上界首岩体则为FMQ-1.1，可见该区Mo-多金属矿床普遍与氧逸度较高的侏罗纪岩体有关，而与还原性的白垩纪岩体基本无关。根据磁铁矿-钛铁矿矿物对估算氧逸度主要是根据Fe-Ti氧化物的平衡来计算氧逸度，然而，这些矿物在缓慢冷却或者由于热液的蚀变会产生再平衡。一般我们采集的新鲜的火山岩或次火山岩来分析磁铁矿和钛铁矿，同时要确定这两种矿物是同时形成的，例如两者都存在于基质中，或者都是斑晶。古新世-始新世的氧逸度为FMQ-1.2~FMQ＋0.8，平均为FMQ-0.2±0.8渐新世没有合适的样品中新世的氧逸度为FMQ+1.3~FMQ+2.9，平均为FMQ+2.2±0.7根据矿物组合定性估算氧逸度硬石膏和富S磷灰石及磁铁矿的大量出现，表明矿床的成矿母岩浆具有富S、高氧逸度特征，这种富S、高氧逸度的岩浆具有很大的携带Cu、Mo等成矿元素的潜力，是岩浆运载巨量成矿物质的必要条件。在这种高氧化性的岩浆体系中，还原态的(S)硫化物相不易达到饱和，即不会形成大量与硅酸盐熔体不混溶的硫化物相或硫化物沉淀，也就不会造成硅酸盐熔体中成矿元素Cu、Mo等的亏损；从而在岩浆演化后期成矿流体出溶时，大量的成矿物质进入流体相，随着热液冷却和沸腾富集成矿。矿床中若普遍发育的热液硬石膏和磁铁矿，则表明其成矿流体继承了这种富S、高氧逸度的特征。1.赤铁矿和磁铁矿的共生可能预示着有大型的斑岩铜矿。对于大型的斑岩矿床，磁铁矿可能会进一步的被S042-氧化结晶成为赤铁矿，释放出OH-，从而促进磁铁矿的形成，导致磁铁矿和赤铁矿交替生长。因此使氧逸度在赤铁矿-磁铁矿缓冲线附近，PH在6-8之间。2.形成斑岩铜矿的最佳氧逸度和PH环境是：同时富含SO42-和Fe2-，即处于磁铁矿-赤铁矿缓冲线以下、FMQ＋2（高出铁橄榄石＋石英-磁铁矿缓冲线两个数量级）以上的偏碱环境。根据矿物组合定向估算氧逸度应用实例氧逸度与斑岩矿床密切相关，但组分特征(包括碱度、成岩类型、SiQ2含量、KO含量等)、化学演化程度和结晶分异作用程度(包括高温、低温两种状态)也决定着矿床的成矿潜力桐村矿床含矿斑岩的氧逸度、演化程度和地壳混染程度均较德兴斑岩铜矿高。但从矿石品位、矿床规模来看，桐村和德兴相比不占优势。这就是说，桐村成矿源岩的高氧逸度反而没有带来大规模的Cu矿化应用实例一方面，Cu被认为具有幔源成因，而Mo大多来自地壳，故桐村成Mo而德兴成Cu。另一方面Cu矿主要与未分异的I型花岗岩有关，陆壳混染往往稀释了岩浆中的Cu含量，故分异越弱，越有利于成Cu，可类比德兴岩体；反之，高度分异的氧化I型花岗岩可形成Mo／Cu值高的矿床，类比桐村岩体。