第八章-地球化学系统中的氧化还原反应
氧化还原反应ppt课件
根据下列反应判断有关物质还原性强弱的顺序 A
H2SO3 + I2 + H2O === 2HI + H2SO4
2FeCl3 + 2HI === 2FeCl2 + 2HCl + I2 A．H2SO3 ＞ I- ＞ Fe2+ B．I- ＞ Fe2+ ＞ H2SO3 C．Fe2+ ＞ I- ＞ H2SO3 D．Fe2+ ＞ H2SO3 ＞I-
电子的得失、共用电子对的偏移
氧化反应 还原反应 二者关系
元素化合价
电子的转移
升高
失电子（偏离）
降低
得电子（偏向）
二者是同时进行的
1．下列变化过程中，元素失去电子的是( D )
A．MnO2 → Mn2＋
B．CuO → CuCl2
C．Ag＋ → Ag2O
D．Sn2＋ → Sn4＋
2.下列说法正确的是（ D ） A.有得、失氧的反应才是氧化还原反应 B.氧化还原反应中，氧化反应与还原反应是先后进行的 C.有电子得失的反应才是氧化还原反应 D.凡是有化合价升降的反应，都是氧化还原反应
高温
C + H2O ===== H2 + CO
CuO + H2 ==== Cu + H2O
物质 CuO
C H2O
C CuO H2
氧化(还原)反应 还原 氧化 还原 氧化 还原 氧化
化合价变化 降低 升高 降低 升高 降低 升高
化合价升高 —— 氧化反应
化合价降低 —— 还原反应
化合价升高，发生氧化反应
Zn + 2HCl ==== ZnCl2 + H2↑
化合价
得失电子
08 碳同位素地球化学a
植物进行光合作用时，吸收CO2和H20的 过程中，使碳稳定同位素发生了分馏作 用，即富集12C而使13C进一步减少。 陆地植物吸收大气中CO2进行光合作用， δ13C值低；而海洋植物则利用海水中碳 酸盐分解产生的CO2进行光合作用， δ13C值高 。
上述反应的动力学机制是12CO2比13CO2 优先被溶解到植物细胞中，优先转化为 磷酸甘油酸，使得细胞质中剩余溶解的 CO2相对富13C，植物或者从根部、或者 在夜间通过叶子的吸呼将富12C的CO2排 走，经过多级的分馏过程使得光合作用 形成的化合物中富集12C。
三、热液体系的碳同位素组成
热液体系中碳主要呈碳酸盐矿物及流体 包裹体中的CO2和CH4气体，极少数情况下 也可能出现石墨。热液流体中碳可有各种 来源： 富12C的幔源深成岩，海相灰碳、生物成 因的有机物等。
某些热液矿床中方解石的δ13C值可能有 很大变化，如澳大利亚某地锡石-硫化物 矿床，其δ13C在-14‰～＋5‰。这种现 象难以用碳源和温度变化来解释，而主 要与热液流体中氧化态碳和还原态碳的 比例变化有关。
在低氧逸度时，CH4的浓度大大增加，这 时： δ13C CH4≈δ13CΣC 因此CH4浓度的变化对与之共存的碳酸盐 原子团的δ13C值产生明显影响。
不管氧逸度的数值大小如何，当pH从6升至 12时，由于CH4成份迅速降低， CO32-占绝对 优势，δ13C H2CO3趋向于接近4‰。 Ohmolo同样给出了热液体系中沉淀方解石 和石墨的δ13C值、稳定界线和pH值、fO2之 间变化的定量相图关系。当然其应用前提仍 然是同位素平衡体系和开放的热液环境。
低温下对于气态CO2、水溶含碳原子团和 CaCO3之间的同位素平衡交换，其δ13C 的增加顺序为： CO2(气)≈CO2(液) < H2CO3 (液) < CO32(液) < HCO31- (液) < CaCO3
氧化还原反应
氧化還原反應
氧化还原反应是化学中一种常见的反应类型，也是化学反应中最重要的一种。
在氧化还原反应中，通常涉及物质的电子转移过程，其中一种物质失去电子被氧化，另一种物质获得电子被还原。
这种电子的转移过程会导致物质的化学性质发生变化，产生新的物质。
氧化还原反应可以发生在各种化学物质之间，包括金属、非金属、离子等。
一个典型的氧化还原反应就是金属与非金属之间的反应。
例如，铁与氧气的反应就是一个氧化还原反应。
在这个反应中，铁的原子失去了电子，被氧气氧化成了铁氧化物，同时氧气获得了电子被还原成了氧化物。
氧化还原反应在我们日常生活中也有很多应用。
例如，电池就是利用氧化还原反应来产生电能的。
在电池中，正极发生氧化反应，负极发生还原反应，通过电子在外部电路中流动，产生电流，从而驱动设备工作。
另外，氧化还原反应还广泛应用于金属冶炼、废水处理、化学合成等领域。
在氧化还原反应中，氧化剂和还原剂是起着重要作用的两种物质。
氧化剂是一种能够接受电子的物质，因此在反应中氧化剂会被还原；而还原剂则是一种能够给予电子的物质，因此在反应中还原剂会被氧化。
氧化还原反应中，氧化剂和还原剂之间的电子转移是通过氧化还原反应的进行。
氧化还原反应是化学反应中一种非常重要的反应类型，它不仅在化学工业中有着广泛的应用，也在我们的日常生活中扮演着重要角色。
通过深入了解氧化还原反应的原理和机制，我们可以更好地理解化学反应的本质，为我们的学习和工作带来更多的启发和帮助。
希望通过本文的介绍，读者们能对氧化还原反应有更深入的了解。
氧化还原反应ppt
氧化还原反应1. 氧化还原反应的概念氧化还原反应是化学反应中最常见的一种类型。
在氧化还原反应中，某些物质失去电子，被氧化为较高的化合价态，同时其他物质得到电子，被还原为较低的化合价态。
这些电子的转移导致了物质的氧化和还原。
氧化还原反应也可以称为电子转移反应。
2. 氧化还原反应的特征氧化还原反应有以下几个特征：•电子转移：在氧化还原反应中，电子从一个物质转移到另一个物质。
这个过程涉及到自氧化还原反应的两个半反应，一个是氧化半反应，一个是还原半反应。
•氧化与还原：氧化还原反应中，发生氧化的物质失去电子，还原的物质得到电子。
这个过程中，氧化剂接受电子，被还原，而还原剂失去电子，被氧化。
•氧化态与还原态：氧化还原反应中，氧化剂的氧化态减小，还原剂的还原态增大。
3. 氧化还原反应的常见类型3.1 燃烧反应燃烧反应属于氧化还原反应的一种特殊类型。
在燃烧反应中，燃料物质与氧气反应，产生二氧化碳、水等产物，释放出能量。
在这个过程中，燃料物质失去电子，被氧化，氧气得到电子，被还原。
3.2 金属与酸反应金属与酸反应也属于氧化还原反应。
在金属与酸反应中，金属失去电子，被氧化，同时酸接受电子，被还原。
这个反应会产生金属盐和氢气。
3.3 元素的氧化与还原许多元素可以氧化或还原，这也是氧化还原反应的一种常见类型。
例如，氧的氧化态为-2，但在氯气中，氧可以被氧化为氯气中的+2态。
同时，氯气可以还原氧，使其氧化态下降。
3.4 单质与化合物的反应氧化还原反应中，单质与化合物的反应也是常见的类型。
在这种反应中，单质可以被氧化为化合物，化合物也可以被还原成单质。
4. 氧化还原反应的重要性氧化还原反应在生活和工业中都有重要的应用。
以下是一些例子：•铁的氧化还原反应导致了铁的生锈，这是日常生活中经常遇到的一个问题。
•电池中的化学反应就是氧化还原反应。
电池的作用是将化学能转化为电能。
•氧化还原反应在许多工业过程中起着关键作用，例如金属的提取和水的电解。
第八章地球化学系统中的氧化还原反应
缓冲剂 相关系表达式 文献 2O 3–3O 414.26 –24949200–0.05P 13.38 –25680810 12.78–25073–1.1 +4500.025P 82.75+0.00484T –30681–24.45940 –0.02P 14.33–29105–1.56+660 13.12 –32730830 14.07–28784–2.04+5300.03P –0.044 –20586–280(10000P)(1981) 1––3O 4(1970) –O ’ (1987) 24–3O 4–2O ’ (1987)–2–C (1989) 3O 4–1–(1962) –1– O ’ (1987)C –2 ––O 2(1965)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 800—1200K 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222 222 2的相对大小。
由自然铁 ()→方铁矿( 2+)→磁铁矿( 23+)→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。
地球化学探索地球内部的化学反应与作用
地球化学探索地球内部的化学反应与作用地球作为我们生存的家园，其内部的化学反应与作用对于地球的演化、地质过程以及自然资源的分布起着至关重要的作用。
地球化学作为一门研究地球内部化学成分和过程的学科，为我们揭示了地球内部的奥秘，本文将介绍地球化学在探索地球内部的化学反应与作用方面的重要成果。
一、地球内部的化学成分地球的内部可以分为地壳、地幔和地核三个层次，不同层次的物质组成不同，其中化学元素的分布情况直接决定了地球内部的化学反应与作用。
地球化学家通过对地壳和岩石的取样研究，确定了地壳的主要化学成分，如氧、硅、铝等元素的含量，这对于理解地壳的形成和演化过程至关重要。
同时，地球化学家通过地震波观测以及对火山岩石和钻孔样品的研究，揭示了地幔的化学成分。
地幔主要由铁、镁、铝等元素组成，这些元素的含量和分布对于地幔的物理状态以及热对流作用有着重要的影响。
地球化学揭示出地幔中的化学反应与作用是地球内部热力学平衡的重要因素。
地核是地球内部的最深部分，由铁和镍等重元素组成。
对地核的研究可以帮助我们了解地球内部的高温高压环境以及地球磁场的起源和演化。
地球化学揭示了地核中的放射性元素衰变是地内部持续释放的重要能量，这种能量对地球热力学和地球动力学的研究有着重要的意义。
二、地球内部的化学反应地球内部的化学反应是地球演化和地壳形成的基础。
其中最重要的反应之一是岩石和矿石的熔融。
地球化学家通过实验模拟和地质观测发现，在地幔和地壳的高温高压环境下，岩石和矿石可以发生熔融，形成岩浆和矿脉等地质现象。
这些熔融反应不仅决定了地球表面的构造和地貌，还是形成矿产资源的重要过程。
此外，地球内部的化学反应还包括水的溶解和氧化还原反应等。
地球的水圈是地球系统中至关重要的一部分，水的存在和循环与地球内部的化学反应密切相关。
地球化学家的研究表明，地下水通过与岩石相互作用可以发生溶解反应，改变岩石的化学组成并影响地下水的质量。
此外，地球内部的氧化还原反应也是关键的化学过程，相关研究对于了解地下矿产资源的形成和分布具有重要意义。
人教版化学必修一氧化还原反(演示课件)
2 . 在反应＋M4nO2+4H－C1l = ＋M2nCl2+2H2O+C0l2↑中，
Cl 元素化合价升高，被 氧化 ，发生 氧化反应； Mn 元素化合价降低，被 还原 ，发生 还原 反应。
3.下列反应中属于氧化还原反应的是( C )
A CaCO3 ＋ 2HCl
CaCl2 ＋ CO2↑ ＋ H2O
B. Na2O ＋ H2O
① MnO2＋4HCl=MnCl2＋Cl2↑＋2H2O ② Cu + 2H2SO4(浓) = CuSO4 + SO2 ↑+2H2O ③ SO2 + 2H2S == 2H2O + 3S ④ 3Cl2 + 8NH3 == 6NH4Cl + N2 ⑤ Cl2 + 2NaOH = NaClO + NaCl + H2O ⑥ S + 2KNO3 + 3C = K2S + N2↑ + CO2↑
2NaOH
电解
C. 2H2O
2H2 ＋ O2
D. 2Fe(OH)3 Fe2O3 + 3H2O
[问题]化合价的升降是什么原因引起的？
NaCl 的形成过程
失去e-
Na
Cl
失去e-后
得到e-后
Na+ [ Cl ]-
Na+ Cl -
失电子，化合价升高，被氧化
００
＋１ －１
2Na＋Cl2 ＝＝ 2Na Cl
第三节 氧化还原反应
第一课时
Fe2O3 + 3CO = 2Fe + 3CO2的反应属于 哪种基本反应类 型？
一、氧化还原反应
1.概念：
（1）从得失氧：有物质得失氧的反应 得氧物质 被氧化 发生氧化反应
氧化还原反应(PPT)
+7-2
+6 +4 0
C.2KMnO4====K2MnO4+MnO2+O2 ↑ （分解反应）
D.Ca(OH)2+CO2====CaCO3↓+ H2O （复分解反应）
课堂小结
一、多角度认识氧化还原反应
1.从得失氧的角度 2.从化合价升降的角度 3.从电子转移的角度 二、氧化还原反应和四大基本反应类型的关系
氧化还原反应
一、多角度认识氧化还原反应
1.从得失氧的角度可得出氧化还原反应的定义： 一种物质失去氧，同时另一种物质得到氧
的反应，叫做氧化还原反应（同步伴随）。
得到氧，被氧化(氧化反应)
CuO +H2 Cu+H2O
失去氧，被还原（还原反应）
练一练
请从得失氧的角度判断下列反应 是否为氧化还原反应？
失氧, 被还原(还原反应）
+4
CaCO3 ==== CaO + CO2↑ 不是
0
0 点燃 +4 -2
C + O2 ==== CO2 是
+2 +4
-1
+2 -1
+4
CaCO3 + 2HCl ==== CaCl2 + CO2↑ 价是否有变化把化学反应分为： 氧化还原反应 非氧化还原反应
我们初中学过的四大基本反应类型有哪些？
H2O+CO2
+1 +4 -2
H2CO3
化合价升高，被氧化
想一想
1、什么是稳定结构？ 稀有气体原子结构（最外层为2e-或8e-）
2、原子在化学变化中，都有通过不同方式达到稳定 结构的趋势。方式有哪些？
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
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，缓冲剂的值在800—1200K之间要变化10个数量级( , 1986)。
2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()→方铁矿(2+)→磁铁矿(23+)→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(FMQ)lgf Δ2O 来表示岩浆系统氧逸度的大小，定义为(FMQ)f lg lgf (FMQ)lgf Δ222O O O -=。
某些火成岩(FMQ)lgf Δ2O 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(FMQ)lgf Δ2O = ±2.0，含铁橄榄石斑晶的流纹岩的(FMQ)lgf Δ2O = 0.5—2.0，含斜方辉石和角闪石斑晶的流纹岩和英安岩的(FMQ)lgf Δ2O = 1.0—2.0，含黑云母和/或角闪石斑晶的流纹岩的(FMQ)lgf Δ2O = 2.0—3.0。
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，足以作为500 O 2的缓冲池。
对于任何富铁玄武岩的分异趋势，为使O 2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(NNO)lgf Δ2O >1.0—1.5的范围稳定存在。
在(NNO)lgf Δ2O <2.5—3.0的区域内，磁黄铁矿（或富的液态硫化物相）稳定存在。
在(NNO)lgf Δ2O =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（马鸿文辑，2001）铁是硅酸盐浆中呈两种价态存在的主要元素，2+–– 3+平衡不仅显著地影响岩浆作用的演化趋势，而且由于2+和3+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2+––3+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）处于平衡状态下系统流体相的赋存状态。
流体在相对高氧逸度(约)的氧化条件下，主要呈22O。
在中等还原条件下（缓冲剂以下2—3个单位），呈H24。
在低氧逸度(缓冲剂)的强还原条件下，则主要呈42( , 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’ , 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2O3、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( , 1988)：624 + O2= 322O6+ 23O4这一反应可称为()缓冲剂。
但是，实际上，由组合计算氧逸度时受到尖晶石相中3O4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，3O 4端元组分的含量很低(3O4=0.02—0.10 , 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， . (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，对氧逸度计予以标定。
实验条件为1040—1300ºC 、0.3—2.7 。
氧逸度由()、2()、()、3O 42O 3()缓冲剂所控制。
选择石墨、橄榄石、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3 比值是氧逸度的线性函数(2, 3 0.02, , 0.10, , 0.25, , 0.75)。
在一定的(FMQ)lgf ΔO2下，尖晶石相的3 比值与温度无关，而随尖晶石的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()比值随氧逸度的升高而增大。
. (1991)的实验中，尖晶石覆盖了很宽的成分范围：() = 0.20—0.85, 3 = 0.020—0.80。
因此，有可能对缓冲剂进行标定。
对于橄榄石+斜方辉石+尖晶石()组合，氧逸度由下式给出：Spn Mgt Opx Fs OlFa 000O22lga 3lga 6lga 2.303RTV P ΔH ΔS T Δlgf ++---= 相对于缓冲剂的氧逸度为：Spn MgtOpx Fs OlFa 0FMQ 0FFM 0FMQ 0FFM 0FMQ 0FFM O22lga 3lga 6lga 2.303RT )V Δ P(V ) H H (Δ)S ΔS T(Δ(FMQ)lgf Δ++------=. (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：/T )2630(X 4lgX 2lgX /T)X 3200(16lga 400P/T 2505/T 0.27(FMQ)lgf Δ2Spn Al SpnFe3SpnFe22Ol Fe Ol Fa O2+++----+=++式中P 的单位为，+++=33Spn Fe3R /ΣFe X ，+=3Spn Al RAl/ΣX ，)Fe /(Fe Fe X 322Fe2+++++=。
为了简化计算，上式中消去的相当于OlFa a 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OlFe X >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Spn Cr X 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SiO2a 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0.5—1.0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3O 4活度的—模型，可以获得更精确的(0.3—0.5个单位)与实验结果相吻合的氧逸度计算结果。
在800—1300ºC 下，对于Fe3O4X = 0.008—0.060的地幔尖晶石，其3O 4的活度为： Cr Mg Cr Al 2Cr Al Mg 2Al 2Fe3Fe2Fe3O4N 346N N 199N 229N N 653N 1/T(406N/4)N lg(N lga +++++=++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43622242O 2Fe O Si 3Fe O SiO 6Fe +=+的氧逸度为：SpnFe3O4Opx M2Fe M1Fe 2Ol Mg OlFeO2O22lga )X 3lg(X /T )2620(X - 12lgX -/T 3690P(GPa)-0.35220/T(K)(FMQ)lgf lgf ++++=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((FMQ)lgf Δ2O ≌—2)；亏损型和深海橄榄岩呈(FMQ)lgf Δ2O ≌—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((FMQ)lgf Δ2O —1)；而岛弧玄武岩()和阿拉斯加型侵入体是最为氧化的火成岩(((FMQ)lgf Δ2O ≌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1∽2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，则最终将分凝出富的金属相。