氧逸度计算实例
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气体体积计算题
气体体积计算题
问题描述
在化学实验中，经常需要计算气体的体积。
本题给出了一个实际的案例，需要你进行气体体积的计算。
假设在一个封闭的中，有1.5摩尔的氧气气体。
氧气的分子式为O<sub>2</sub>，摩尔质量为32g/mol。
假设的压强为2.0 atm，温度为25°C(即298 K)。
现在要求你计算氧气气体的体积。
解题思路
根据理想气体状态方程，可以使用以下的公式来计算气体的体积：
V = (n * R * T) / P
其中，V代表气体的体积，n为气体的摩尔数，R为理想气体常数，T为气体的温度，P为气体的压强。
计算过程
根据问题描述，已知的参数如下：
- 气体摩尔数 (n) = 1.5 mol
- 理想气体常数 (R) = 0.0821 L·atm/(mol·K)
- 气体温度 (T) = 298 K
- 气体压强 (P) = 2.0 atm
将已知参数代入公式，进行计算：
V = (1.5 mol * 0.0821 L·atm/(mol·K) * 298 K) / 2.0 atm
计算结果
根据计算得到的公式，将已知参数代入计算可以得到：
V ≈ 18.3375 L
因此，氧气气体的体积约为18.3375升。
结论
根据所给条件和计算结果，氧气气体的体积约为18.3375升。
在实际化学实验中，可以根据这样的计算方法来确定气体的体积。
含氧量折算浓度的计算公式
烟气监测二氧化硫折算值如何计算
由于燃烧方式的不同，过剩空气系数也不同，为了统一尺度对排放的二氧
化硫进行监管，国家环保部在制定标准时定义排放浓度时也同时定义了温度
K273、大气压101325pa、烟气过剩空气系数（燃煤a＝1.8，燃油、燃气a＝1.2）等条件，折算到该条件下的排放浓度达到标准规定值即为“达标排放”，超过规定值即为“超标排放”。
环保局的监测数据均按标准折算，以确定是否
超标应予处罚，并按此计算排放总量。
实测值与折算值得出的重量是一样的。
（过剩）空气系数
过剩空气系数是燃料燃烧时实际空气需要量与理论空气需要量之比值，用“α”表示。
计算公式：α＝20.9%/(20.9%-O2实测值)
其中：20.9%为O2在环境空气中的含量，O2实测值为仪器测量烟道中的O2值。
举例：测试时O2实测值为13%，计算出的过剩空气系数α＝20.9%/(20.9%-13％) ＝2.6
国标规定过剩空气系数应按α＝1.8（燃煤锅炉），α＝1.2（燃油燃气锅炉）进行折算。
举例：燃煤，测试时O2实测值为13%，SO2排放值500ppm，计算出的过
剩空气系数α＝2.6，那么根据国标规定，折算后的SO2排放浓度＝SO2实测
值×（α实际值/α国标值）＝500ppm×（2.6/1.8 ）=722ppm
举例：燃油燃气锅炉，测试时O2实测值为13%，SO2排放值500ppm，计
算出的过剩空气系数α＝2.6，那么根据国标规定，折算后的SO2排放浓度＝SO2实测值×（α实际值/α国标值）＝500ppm×（2.6/1.2 ）=1083ppm。
fe元素地球化学
2）铁同位素在共生硫化物间的分布
如果两种矿物的键长不同， 其相应的振动频率也有所不 同，两种矿物间存在质量分 馏，轻同位素优先进入键长 较长、键能较弱的矿物。 黄铜矿( CuFeS2) 为单硫化物， 其阴离子为S2－ 而黄铁矿 ( FeS2) 为对硫化物，其阴离 子为[S2]2－。对阴离子之间具 有强烈的共价键，其键长很 短，对硫离子中S-S之间的距 离小于二倍硫离子半径之和。 相对于黄铜矿，黄铁矿的键 长较短、键能较强。也就是 说，从理论上讲，相对于黄 铜矿，黄铁矿应当富集重同 位素。
2). 表示方法
铁同位素-基本特征
目前对Fe同位素组成的表示方法尚未统一,国际上存在两种不同 的表示方式( δ56Fe和ε57Fe):
所用标样为15块地球火山岩和5块高钛月球玄武岩的平均值,其(56Fe/54Fe)EM=15.7028
所用标样为Fe同位素国际标样IRMM-14,其(57Fe/54Fe)IRMM-14=15.6979
相对丰度
45.9(6) s 27 2.526(24) min 28 364(7) ns 29 30 31 32
8.51(2) min
7/2-
稳定 [>3.1E+22 a]
0+
0.05845(35)
2.737(11) a 稳定 稳定 稳定
3/20+ 1/20+ 0.91754(36) 0.02119(10) 0.00282(4)
Na2[Fe（PO4）2]等；
3）在风化作用中，硫化物矿床氧化带内由于硫化物的氧化形成大量硫酸， 使氧化带中的水强酸性化，铁的活动性增强在酸性围岩中形成铁帽； 4）铁在地表水中主要以真溶液、胶体、悬浮状态的形式存在； 5）在变质作用中，铁不会发生迁移，仅在强酸性介质中Fe2+才能转入溶液。
气体压强计算题
气体压强计算题1. 计算气体压强的公式气体压强可以通过以下公式计算：\[P = \frac{{n \cdot R \cdot T}}{{V}}\]其中：- P 是气体的压强（单位：帕斯卡）。
- n 是气体的物质的量（单位：摩尔）。
- R 是气体常数（单位：朗道常数，取值为 8.314 J/(mol·K)）。
- T 是气体的温度（单位：开尔文）。
- V 是气体的体积（单位：升）。
2. 计算示例假设有一个封闭中装有 2 mol 的氧气，温度为 300 K，体积为5L。
我们可以使用以上公式计算气体的压强。
\[P = \frac{{2 \cdot 8.314 \cdot 300}}{{5}} = 997.44 \, Pa\]因此，这个封闭中氧气的压强为 997.44 帕斯卡。
3. 注意事项- 在使用公式计算气体压强时，需要注意单位的一致性。
常见的单位换算关系如下：- 1 升（L）= 0.001 立方米（m^3）- 1 J = 1 N·m = 1 kg·m^2/s^2- 温度需要转换为开尔文（K）单位，可通过以下公式进行转换：- 开尔文 = 摄氏度 + 273.15- 气体常数 R 的取值为 8.314 J/(mol·K)。
- 当涉及到混合气体或其他特殊情况时，需要考虑Dalton分压定律等相关概念。
这里仅给出了计算单一气体压强的简单情况。
- 在实际计算中，还需要考虑气体状态方程、理想气体、非理想气体等因素，以及其他可能存在的修正因子。
4. 总结这份文档介绍了计算气体压强的公式和示例，以及使用注意事项。
注意，在实际情况中需要根据具体问题的要求，结合相关知识和理论进行综合分析和计算。
以上为简单情况下的计算方法，如果涉及到复杂或特殊情况，请参考相关更高级的气体压强计算方法和理论。
干燥实验数据计算实例
计算实例：空气物理性质的确定：流量计处空气温度t o =35.1(℃)，查表得空气密度ρ=1.11(Kg/m 3) 湿球温度t w =38.6(℃)，t w ℃下水的气化热 (kJ/ kg) γtw =2590。
以第三组数据为例1、计算干基含水量X=（总重量G T -框架重量G D -绝干物料量G C ）/绝干物料量G C=(148.0-88.5-24.48)/24.48=1.4306（kg/kg ）2、计算平均含水量 X A V =两次记录之间的平均含水量=(1.4306+1.3611)/2=1.3958（kg 水/kg 绝干物料）3、计算干燥速率U=-（绝干物料量GC/干燥面积S ）*（△X/△T ）=-（24.48*0.001/0.0232))*(1.3611-4306)/(3*60)=0.0004071 [kg/（s ·m 2）]4、绘制干燥曲线（X —T 曲线）和干燥速率曲线（U —X AV 曲线）5、计算恒速干燥阶段物料与空气之间对流传热系数α[W/m 2℃] wtw t t r Uc -=1000**α Uc —恒速干燥阶段的干燥速率，kg/（m 2•s ）=0.0003352 γtw —t w ℃下水的气化热，kJ/ kg 。
查表P351,t c -t=374-38.6=335.4℃.查表得,γtw =2590 α=3.352*0.0001*2590*1000/(70-38.6)=27.656、计算干燥器内空气实际体积流量V t (m 3/ s) 。
1.3527370273*0258.027327300++=++⨯=t t V V t t 其中： =0.0287 V t0—t 0℃时空气的流量，m 3/ s ；12.1560*2*001256.0*65.02000=∆⨯⨯⨯=ρP A C V t =0.0258t 0—流量计处空气的温度，t 0=35.1℃；t —干燥器内空气的温度，t =70℃； C 0—流量计流量系数，C 0=0.65；A 0—流量计孔节孔面积，m 2。
地球化学思维导图5.第四章 微量元素地球化学
3.
第四章 微量元素地球化学
5.
、 、 、 、 、 、 、 、Tb、
、 、 、 、 、 。 同位素半
衰期太短，已经不存在。限制研究的为镧系14
个钇
轻稀土LREE：La-Eu
两分法
重稀土HREE：Gd-Lu+Y
三分法：前四为轻，后四+Y为重，中间所有为中
Eu2+与Ca2+晶体化学性质相似，导致Eu以类质
HFSE）：Nb、Ta、Zr、Hf
Nb、Ta、Zr、Hf、Ti、P等，这类元素在变质和
高场强元素（HFSE）
蚀变过程中相对稳定
1.定量了解共生矿物相中微量元素的分配行为
2.为研究岩、热液和古水体中元素浓度提供了途
径：已知B在NaCl和海水间分配系数，通过对盐
湖沉积盆地NaCl中B含量分析，可以反演沉积水
原环境，Ce3+难以氧化层Ce4+
沉积物中稀土元素
稀土元素分配及其应用
岩石成因
变质岩原岩恢复
研究地壳生长的化学演化
主要标准化数据来源
多元素蜘蛛图：目前岩浆岩中，普遍采用
提出的元素不相容性降低的顺序（即总
分配系数增加的顺序）进行排序
.
1
Sun1989
应用：岛弧火山岩Nb/Ta亏损
系数为常数，分析后可以判断是否平衡
6.微量元素分配系数温度计：Ni的橄榄石-单斜辉
石温度计
微量元素：不能形成独立矿物相，分配不受相律
和化学计量限制，而是服从亨利定律，分配平衡
时，微量元素在平衡相之间的化学位相等
溶解氧的计算例题
溶解氧的计算例题
假设我们有一个水样，其中含有溶解氧、氧化剂、还原剂和加入的碘化钾混合液。
我们使用0.01mol/L的硫代硫酸钠标准溶液来滴定这个水样，并得到了两个体积数据V1和V2。
现在我们要计算这个水样中的溶解氧含量。
溶解氧的计算公式为：ρ(O2) = ×1000mg/L。
其中，V1和V2分别是第一瓶和第二瓶水样在滴定时所消耗的硫代硫酸钠标准溶液的体积（mL），0.01是硫代硫酸钠标准溶液的浓度（mol/L），8是1/4氧气的摩尔质量（g/mol），0.005是由试剂带入的溶解氧的校正系数。
根据上述公式，我们可以将V1、V2、0.01、8和0.005代入公式中进行计算，得到水样中的溶解氧含量。
需要注意的是，在实际操作中，为了获得更准确的结果，需要进行多次测量并取平均值。
同时，为了保证结果的可靠性，需要使用高纯度的试剂和精确的仪器进行实验操作。
nox折算到10%o2的公式
nox折算到10%o2的公式摘要：1.引言：介绍nox 折算到10%o2 的公式的背景和重要性2.nox 折算到10%o2 的公式推导过程3.公式的应用实例4.结论：总结nox 折算到10%o2 的公式的意义和价值正文：一、引言Ox 是氮氧化物的总称，主要包括一氧化氮（NO）和二氧化氮（NO2），它们是大气污染物，对人体健康和环境造成很大的危害。
在环保领域，对NOx 的监测和控制至关重要。
在实际应用中，常常需要将NOx 的浓度折算到10% 氧气浓度（10%o2）的形式，以便更好地评估其对环境和人体的影响。
本文将介绍nox 折算到10%o2 的公式。
二、nox 折算到10%o2 的公式推导过程在推导nox 折算到10%o2 的公式前，需要了解一些基本概念。
首先，氧气在大气中的体积分数约为20.8%，即空气中氧气的体积与大气总体积的比值为20.8%。
而NOx 在大气中的体积分数远小于氧气，因此，可以近似认为大气中的氧气浓度为100%。
根据气体混合物的道尔顿分压定律，各组分气体的分压与其摩尔分数成正比。
因此，可以将NOx 的分压与氧气的分压相加，得到大气总分压。
然后，根据氧气在大气中的体积分数，可以计算出大气中10%o2 的体积分数对应的分压。
最后，利用比例关系，可以得到nox 折算到10%o2 的公式。
具体推导过程如下：设大气中NOx 的体积分数为x，氧气的体积分数为y，则有：x + y = 1（大气总体积为1）根据道尔顿分压定律，有：P(NOx) = n(NOx) * R * T / VP(O2) = n(O2) * R * T / V其中，P(NOx) 和P(O2) 分别为NOx 和氧气的分压，n(NOx) 和n(O2) 分别为NOx 和氧气的摩尔数，R 为气体常数，T 为绝对温度，V 为体积。
由于大气中氧气的体积分数为y，因此，可以得到：P(O2) = y * P(total)其中，P(total) 为大气的总分压。
说明黑体字标出部分是老师划得考点,斜体字部分是个人认为比较重要
亲铁元素：Fe、Ni、Co、P、(As)、C、Ru、Rh、Pd、Os、Ir、Pt、Au、Ge、Sn、Mo (W)、(Nb)、Ta、(Se)、(Te)在岩浆中，K用D（总分配系数）来替代。
F为残余液体量分数，平衡结晶分异：结晶的晶体与残余液体保持平衡状态残留液体中某些微量元素的浓度CL 可用下列方程进行模拟C l = C O / [D + F(1-D)]其中C O: 初始液相浓度F: 残余液体的量分数部分熔融作用实比过程：岩石按原有矿物的比例进行熔融的过程。
在整个熔融进程中，变，从而总体分配系数也不改变。
这是一种为了计算方便而采取的简化处理，Di » 1.0 (相容元素)在熔体中浓度很低，尤其是对低度部分熔融 (low F) 高度不相容元素强烈富集在初始部分熔融很少量的熔体中，随着部分熔融程度的增加而明显降低极不相容元素：当 F → 1 液相中每种微量元素的浓度 = 等于其源岩中的浓度如果我们直到很低度部分熔融岩浆中某元素的 C L 源区该元素的浓度批式部分熔融实例： 1 体积换算成重量 C C 1F L O =利用一个相容元素，一个不相容元素，不相容元素变化量远远大于相容元素1）相容元素变化量远远大于不相容元素二、主要造岩矿物和副矿物对岩浆微量元素含量的影响钾长石：高Rb（6.12）、Sr（3.87）、Eu（1.13），极低REE（0.00x斜长石：高Sr（4.4）、Eu（2.15），低Rb（0.04），较低REE，低黑云母：平坦，Rb（3.26），Sr（0.12），Ba（6.36）角闪石：DK>DRb，但都<0.1，富集REE，尤其是中REE，分配曲线峰型斜方辉石：Eu小，略微左斜单斜辉石：REE左斜，比斜方辉石影响大因为整体含量高石榴石：Rb、Sr、Ba、K都极低，重稀土强烈富集锆石：左斜，Eu负异常磷灰石：峰，Eu负异常榍石：峰。
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3.5 几个计算实例前面几节简要介绍了地球化学热力学的基本内容。
本节仅举几个计算实例，说明地球化学热力学方法在地球化学研究中的应用。
由于成功的例子极多，本节的例子只是沧海一粟，且都是很简单的。
3.5.1橄榄石—石英组合不稳定性的热力学计算矿物学和岩石学的实际观察表明，在各种产状的岩石中都不存在橄榄石—石英的稳定共生组合。
这种现象已从热力学相平衡计算得到了解释。
虽然橄榄石通常是镁橄榄石（Mg2SiO4）和铁橄榄石（Fe2SiO4）两种端元成分构成的连续固溶体，但是为了使处理问题简单起见，本例中暂且以纯镁橄榄石端元代表泛指的橄榄石。
实验岩石学早已获得在常压下Mg2SiO4-SiO2的二元系相图（图3.3）。
实际上它是MgO-SiO2二元系相图的一部分。
相图中Mg2SiO4－SiO2是典型的异成分熔融型的。
在Mg2SiO4和SiO2之间存在着组成为MgSiO3的顽火辉石相。
它在1557℃（即B点——转熔点）发生异成分熔融，生成镁橄榄石和液相，其逆向反应为降温过程中镁橄榄石与液相反应生成顽火辉石，在顽火辉石和石英之间存在低共熔点（A点）。
由相图表明在此体系中可能的稳定共生组合是镁橄榄石与顽火辉石；顽火辉石与石英；而镁橄榄石与石英的共生组合是不能稳定存在的。
下面从热力学相平衡计算解释上述现象。
镁橄榄石与石英不能稳定共生可以表示为下列反应式，Mg2SiO4＋SiO2=2MgSiO3 （3.31）镁橄榄石石英顽火辉石如果我们能够证明，在三种矿物相各自都能稳定存在的温度—压力范围内，该反应的自由能均小于零，就意味着在该温压范围内，式（3.31）反应均自发地向右进行。
亦即证明了镁橄榄石和石英的组合是不稳定的，它们将发生反应形成顽火辉石。
式（3.31）中的三个矿物相若都是组成不变的纯相，该反应的反应自由能△Gr（T，p）为，由热力学数据手册查得矿物相标准生成自由能数据如表（3.1）。
（相对于元素的，单位：kJ/mol）同时查得各矿物相的摩尔体积（J/bar）分别为：=2×3.1470－4.3790－2.2688=－0.3538＜0于零，因为p永远大于等于1。
表明压力增大有利于式（3.31）反应自发地向右进行，亦即压力增大不利于镁橄榄石和石英的稳定共生表3.1中矿物相的标准生成自由能数据代入下式计算反应自由能，（3.31）反应都是自发地向右进行的。
总之在有意义的温度—压力范围内，镁橄榄石和石英是不能稳定共生的。
本例中为了计算方便起见，直接采用了数据手册中给出的不同温度下矿物相的标准生成自由能数据，实际上也可以由矿物相的焓、熵和热容等数据，根据热力学关系式，计算不同温度条件下的标准生成自由能，然后再计算反应自由能，结果是一致的。
有兴趣的读者可以查阅有关手册所列数据自行计算。
3.5.2硬玉—石英—钠长石体系的相平衡计算根据都城秋穗的变质相系理论，他将变质作用划分成三个相系，即高压相系、中压相系和低压相系。
兰晶石—红柱石—矽线石体系和硬玉—石英—钠长石体系的相平衡分界线，对于确定变质相系可能的温压范围具有重要意义（图3.4）。
下面以硬玉—石英—钠长石体系为例，计算此体系的相平衡分界线。
该体系的相平衡反应为：NaAlSi3O8NaAlSi2O6+SiO2 (3.33）钠长石硬玉石英钠长石硬玉石英如果三种矿物相都是组成不变的纯相，那么在任意温度一压力条件下，式（3.33）反应的反应自由能为，在一定的T，p条件下达到平衡时，侧△G r（p，T）=0，则上式为：若△V与p，T无关，上式左端的积分式简化为进而，（3.34）由有关手册查得数据，计算△V和反应自由能以及平衡压力p，结果如下：＝6.0400＋2.2688－10.0070＝-1.6982（J/bar）根据表（3.2）所列的式（3.33）反应的平衡温度和压力，在p-T相图上画该体系中相平衡分界线（图3.5）。
与上例相同，为了计算方便起见，我们直接使用手册中列出的，不同温度的矿物标准生成自由能数据作计算。
如果采用矿物相的焓、熵和热容等数据也可计算，通常这种计算很繁琐，下面以计算该体系在400K时的平衡压力p为例，作一示范。
由手册查得矿物相的标准生成焓、标准熵和定压热容数据如下：式（3.34）计算公式展开如下：（3.35）已知T＝400K△a＝－2.3821×102△b＝1.4075×10-1△c＝4.3691×103△d＝－4.9193×106△E＝－2.2722×10-5代入已知数据计算，=0.1385（kJ/mol）=0.3821（J/mol·K）将所有数据代入式（3.35）=4.7（kbar）对于其他温度，只要在计算式中代入不同的T值，即可算得该温下的平衡压力p。
有兴趣的读者可自行计算。
3.5.3 Fe－O2体系的逸度—温度图解氧逸度是地球化学研究中的一个重要参数，它反映了环境的氧化还原程度，它对于元素的赋存形式和元素的迁移运动都是重要的影响因素之一。
铁在不同的氧化还原环境中以不同的矿物相稳定存在，利用含铁矿物相的共生组合确定氧化还原特征，在内生作用中尤其重要。
另外含铁矿物相的共生组合在实验地球化学中是常用的氧逸度缓冲剂。
本例计算在不同温度下Fe－FeO，Fe－Fe3O4，FeO－Fe3O4和Fe3O4－Fe2O3等共生组合稳定平衡的氧逸度条件。
这些含铁矿物共生组合的反应方程如下：2Fe＋O22FeO （3.36）3Fe＋2O2Fe3O4（3.37）6FeO＋O22Fe3O4（3.38）4Fe3O4+O26Fe2O3（3.39）若含铁矿物都被认为是组成不变的纯相，而氧气是总压为1bar气相中的一个组分，那么在不同温度下式（3.36）—（3.39）反应的标准反应自由能分别为，应的平衡氧逸度分别为：为计算简便，我们仍在手册上查得FeO、Fe3O4、Fe2O3等含铁矿物相在不同温度下的标准生成自由能（表3.3），分别代入式（3.40）—（3.43）计算得到不同共生组合的平衡氧逸度值（表3.3）。
由温度和氧逸度值绘制图解（图3.6）。
由图中可见Fe-FeO共生组合在高温下才能稳定存在，低温下它是不稳定的。
表 3.3不同温度下的含铁矿物相标准生成自由能及计算的氧逸度3.5.4 Fe-H2O体系的Eh-pH相图此例讨论在地表条件下，Fe与H2O的相互作用。
Fe在不同的氧化还原和酸碱度条件下，将以不同的形式存在于水中，通过热力学计算，表明各种形式的含Fe相能够稳定存在的Eh-pH范围，即绘制Eh-pH相图。
在本例的Fe-H2O体系中我们仅考虑Fe的存在形式Fe（金属Fe），Fe2+(aq)，Fe3+(aq)，Fe(OH)2和Fe(OH)3等几种。
1）确定水的稳定场范围天然水是一种成分复杂而多变的溶液，但是一般陆地淡水中溶解的总量在300ppm左右。
为了处理问题简单起见，采用纯水的稳定场范围代表天然水的稳定场范围。
纯水在一定条件下分解为H2(g)和O2(g)，用方程表示：2H2O(l) 2H2(g)＋O2(g)它可以表示为两个半电池反应，2H2O(l) O2(g)+4H+(aq)+4e（3.54）H2(g) 2H+(aq)+2e （3.55）学方法计算纯水稳定场上、下限的pH和Eh范围。
式（3.44）的反应自由能·mol，E为电动势，即地球化学中的Eh，n为半电池反应中的电子数。
-237.141kJ/mol。
代入上式得到，Eh=1.23-0.059pH。
（U，表示为图3.7中U线的方程，下同）。
同理，对纯水的稳定性下限可以计算如下，式（3.45）的反应自由能Eh=－0.059pH（L）2）确定Fe-Fe（OH）2和Fe（OH）2-Fe（OH）3的相的相平衡界线Fe＋2H2O Fe（OH）2＋2H+＋2eEh=-0.046-0.059pH （G）同样，Fe（OH）2+H2O=Fe（OH）3+H++eEh=0.27-0.059pH（D）3）确定Fe2+-Fe3+的优势场分界线Fe2+=Fe3++eEh＝0.77（A）由于Fe离子的价态变化仅与氧化还原条件有关，而与酸碱度无关，所以优势界线的性质是截然不同的。
读者要仔细体会它。
4）确定Fe3+-Fe（OH）3、Fe2+-Fe（OH）2和Fe2++Fe（OH）3以及Fe-Fe2+的稳定场分界线Fe3++3H2O Fe（OH）3+3H+=0Fe2++2H2O Fe（OH）2+2H+=6.14 (I)形式为主。
确定Fe2+-Fe（OH）3的分界线Fe2++3H2O Fe（OH）3+3H++e=1.00-1.77pH（B）确定Fe-Fe2+的分界线Fe Fe2++2e即平行于Eh的水平线。
由（A），（B），（D），（E），（G），（H），（I）表示的界线方程绘在Eh-pH图上（图3.7）。
在水的稳定场内其他分界线用实线表示，在稳定场外的其他分界线用虚线表示，说明是亚稳态。
在分界线包围的区域内均以一种Fe的存在形式为主。
如Fe3+，Fe2+，Fe（OH）3，Fe（OH）2等。