断裂熔融作用中单质铁形成的实验研究

断裂熔融作用中单质铁形成的实验研究

认识大地震破裂的作用和变形过程已成为当前科学研究的研究重点。地震破坏机制、滑动过程、物理性质、力学行为、流行性行为、断裂能量和地震源环境是地震因素识别和研究的中心和先进热点。与断层相关的假玄武玻璃通常形成于同震摩擦热温度1000℃以上,被喻为“地震化石”(然而,目前报道的假玄武玻璃多形成于古地震和地下深部并经过后期构造作用出露于地表或者浅地表的钻孔中(为了研究假玄武玻璃的原始特征,1区域地质背景龙门山断裂带位于青藏高原东缘(图1a,b),是四川盆地和青藏高原的分界线,具有显著的地形高差,长约500km,宽约30km,自西向东可分为三条北东-南西向的断裂带:汶川-茂县断裂带、映秀-北川断裂带和灌县-安县断裂带(图1b)(2样本和测试2.1武玻璃的显微研究在WFSD-2钻孔岩心中发现了一条碎裂岩带,深度范围是579.62～599.31m,其中识别出了20余层假玄武玻璃脉体。该条碎裂岩带位于彭灌杂岩体内,其围岩是花岗闪长岩。花岗闪长岩呈浅灰色,主要矿物为石英、斜长石和少量暗色矿物等。碎裂岩具有碎裂结构,主要成分是石英、斜长石、白云母和方解石等,碎屑含量约50%～90%。假玄武玻璃呈黑色、灰黑色、灰白色的脉体注入到碎裂岩中,多数为不规则形态,可分为注入脉和断层脉。厚度较大的脉体中含有大量次棱角状-次圆状的主要成分为长石和石英的碎块。脉体中发现的非晶质成分,及识别出的微晶、气孔、流动构造、微球粒、石英的港湾状边界和熔融构造等显微结构特征表明其是断裂熔融成因的假玄武玻璃脉体,经历的温度高达1730℃(本文以WFSD-2钻孔岩心中579.62～599.31m深度的碎裂岩及其围岩———花岗闪长岩为研究对象(图2a,b)。首先用钻头直径为1cm的便携式钻机在566m和580.65m深度位置附近(图2b)采集8个碎裂岩样品和8个花岗闪长岩样品,编号分别为C1～C8、G1～G8(图2c,d)。然后用切割机将16个样品加工成为直径1cm、高约1cm的圆柱体。将C2～C8和G2～G8共14个样品做高温加热实验,并将C1、G1和高温实验后的C2～C8、G2～G8样品制成光学显微镜薄片和粉末样。取三分之一的样品制成光学显微镜薄片,将剩余样品用无磁玛瑙研钵磨成粉末样,光学显微镜薄片用于光学显微镜和扫描电镜观察,粉末样品用于地球化学分析和岩石磁学测试。2.2实验过程及测试过程高温加热实验在中国科学院上海硅酸盐研究所高性能陶瓷和超微组构国家重点实验室完成。高温实验分为两个阶段,第一个阶段是预热处理,除去矿物颗粒间水分和有机质。将C2～C8和G2～G8共14个样品做预热处理,所需加热炉是真空碳管炉,加热过程在氩气环境和标准大气压(100KPa)进行,逐步从室温加热到100℃、160℃、270℃、320℃,最后到400℃,保温60min。将样品取出,以备下一步的加热实验。高温加热实验主要在高温实时观测系统(ThermoOptical-Measurementsystem)中完成,该系统可实时观测升温/降温过程中样品的形态变化。高温实验在氩气环境和标准大气压(100KPa)中进行,加热前抽真空3次,随后用氩气冲洗,确保无氧的实验环境,防止样品在实验过程中被氧化。C3～C8和G3～G8共12个样品的加热过程如下:C3和G3:加热至700℃,设定加热速度为30℃/min;C4和G4:加热至900℃,设定加热速度为30℃/min;C5和G5:加热至1100℃,设定加热速度为30℃/min;C6和G6:加热至1300℃,900℃前设定加热速度为30℃/min,900～1300℃设定加热速度为20℃/min;C7和G7:加热至1500℃,1200℃前设定加热速度为30℃/min,1200～1500℃设定加热速度为20℃/min;C8和G8:加热至1750℃,1200℃前设定加热速度为30℃/min,1200～1750℃设定加热速度为20℃/min。每个加热实验完成之后恒温保持10min,之后开始降温到室温,降温时间约3.5h,降温过程在氩气环境中进行。X射线衍射分析(PowderX-raydiffraction)用来确定样品的矿物成分。16个样品取粉末样做X射线衍射分析测试,测试工作在北京北达燕园微构分析测试中心有限公司完成。样品的磁化率测试由KLY-4旋转卡帕桥完成,测试工作在中国地质科学院地质力学研究所自然资源部古地磁与古构造重建重点实验室完成。样品的磁滞回线在中国科学院地质与地球物理研究所古地磁与年代学实验室完成。磁滞回线测量的仪器是Micromag3900型振动磁强计,最大磁场强度为1T。χ用于样品的显微结构观察的仪器是OlympusBX51光学显微镜和扫描电镜(LEOStereoscan440Scanningelectronmicroscopy),并用SEM-EDX(energydispersivespectrometry)获得半定量的矿物成分。测试工作在中国地质科学院地质研究所完成。将光学显微镜薄片表面镀一层纳米级厚度的白金薄层,用于扫描电镜观测,观测距离是6.8mm。扫描电镜的工作环境是15keV和4nA。3结果3.1x射线衍射下xrd碎裂岩及高温加热实验后样品的XRD测试结果见表1和图3a。碎裂岩样品在室温、400℃和700℃三个温度段的主要矿物类型是石英、斜长石、白云母和方解石,其中方解石和白云母是后期蚀变形成的矿物。900℃的C4含有石英、斜长石和白云母,而1100℃的C5只含有石英和斜长石。1300℃时开始出现方石英,C6含有石英、斜长石和方石英。经历了1500℃的C7只含有方石英。经历了1750℃的C8含有石英、斜长石和少量方石英。C5、C6、C7和C8样品的XRD谱图在10°～40°的2θ范围内出现一个峰带,指示存在有非晶质物质(花岗闪长岩及高温加热实验后样品的XRD测试结果见表1和图3b。在室温的主要矿物类型是石英、斜长石、白云母和方解石,其中方解石和白云母是后期蚀变形成的矿物。400℃和700℃两个温度段的主要矿物类型是石英、斜长石、白云母和方解石。与碎裂岩样品相似的是经历了900℃的G4含有石英、斜长石和白云母,而1100℃的G5只含有石英和斜长石。1300℃时也开始出现方石英,G6含有石英、斜长石和方石英。经历过1500℃的G7为非晶质状态。经历过1750℃的G8含有石英和斜长石。G5、G6、G7和G8样品的XRD谱图在10°～40°的2θ范围内出现一个峰带,指示存在有非晶质物质(3.2岩石磁学3.2.1磁化率碎裂岩及高温加热实验后样品的重量磁化率和χ花岗闪长岩岩及高温加热实验后样品的重量磁化率和χ3.2.2铁磁性信号的变化代表样品的磁滞回线结果见表2和图5。黑色曲线为顺磁校正前磁滞回线,灰白色曲线为顺磁矫正后的磁滞回线。未经历过高温实验的碎裂岩和花岗闪长岩的磁滞回线在顺磁矫正前表现为一条直线(图5a,j)。高温实验后的样品的磁滞回线显示了较强的铁磁性信号。实验温度为400℃(C2和G2)、700℃(C3和G3)和900℃(C4和G4)的样品的顺磁矫正后的磁滞回线在磁场0.3T时发生饱和(图5b-d、5k-m);而实验温度为1100℃(C5和G5)、1300℃(C6和G6)、1500℃(C7和G7)和1750℃(C8和G8)的样品的顺磁矫正后的磁滞回线在磁场>0.6T时才发生饱和(图5e-i、5n-q)。3.3气孔构造和微球粒碎裂岩含有50%～90%的碎块,这些碎块的边界不规则,其成分主要是石英、长石及暗色矿物等。碎块充填在暗色基质中,粒径从数微米到数毫米不等(图6a-c)。碎裂岩的围岩是花岗闪长岩,其中的碎块主要来自于花岗闪长岩的磨碎和旋转。花岗闪长岩样品主要含有石英、斜长石和暗色矿物,其中斜长石可见蚀变现象(图6d-f)。碎裂岩加热到400℃和700℃后降温到室温的结构特征与原岩相比,颜色变浅而结构特征并没有发生明显的变化(碎裂岩样品C5和花岗闪长岩样品G5加热到1100℃后可见大量的粒径<10μm的形态不规则的气孔(图7a,b、图8a,b)和针状长石微晶(图9a)。加热到1300℃的碎裂岩样品C6和花岗闪长岩样品G6中存在大量的气孔构造和微晶(图7c,d、图8c,d)。气孔多为圆形,直径较大,从几微米到几毫米不等,气孔体积约为样品的30%～50%。微晶多为褐色群组出现,单个微晶为针状,宽度为几微米,长度为几十到几百微米。扫描电镜下可观察到呈树枝状、网状等分布的灰白色针状微晶(图9b)。这些微晶多分布在气孔的边界。在样品的边界,可观察到大量亮白色的直径≤1μm的球状微粒,有些形状呈不规则状(图9c)。SEM-EDX结果显示这些微球粒中铁元素含量>90%,部分接近100%。加热到1500℃的碎裂岩样品C7和花岗闪长岩样品G7中可观察到大量的流动构造、气孔构造和微球粒(图7e,f、图8e,f)。流动构造的颜色为褐色、灰黑色,可见定向分布的微球粒。扫描电镜下,这些微球粒为亮白色,粒径为几百纳米到几微米不等,切面可见环带构造(图9d,e)。微球粒有两种分布特征,一种定向分布在熔融基质中,一种分布在气孔内壁上。SEM-EDX结果显示这些微球粒中铁元素含量>90%。熔体中可见残余的形状不规则的石英碎屑(图9d)。加热到1750℃的碎裂岩样品C8和花岗闪长岩样品G8中也观察到大量的流动构造、气孔构造和微球粒(图7e,f、图8e,f)。流动构造的颜色为灰黑色和浅褐色,可见定向分布的微球粒。气孔内部可见黑色的边界。微球粒的粒径为几百纳米到几微米不等(图9f)。微球粒的分布特征与加热到1500℃的样品一致,但数量增多。小型微球粒(直径<1μm)呈规则的多边形形态,图9g中可见一个规则的八边形组成的微球粒。随着微球粒的生长,中型微球粒(直径>1μm)的规则形态比较模糊,但仍然可以识别其多面体的形态特征(图9h)。然而,大型的微球粒(直径>3μm)并不能观察到多面体的形态特征,其边界通常吸附一些杂质(图9i)。SEM-EDX结果显示这些微球粒中铁元素含量>90%。熔体同样中可见残余的形状不规则的石英碎屑。4讨论4.1高温下铁元素和微量元素的含量花岗闪长岩和碎裂岩在900℃时产生脆性破裂,后期受流体作用形成的方解石发生热解并消失。花岗闪长岩和碎裂岩在1100℃时发生熔融作用,白云母热解消失,形成了少量非晶质成分,并形成了气孔和少量针状长石微晶。1300℃时可见大量的气孔和微晶,表明高温是形成微晶的重要条件。然而,温度>1500℃的高温实验后的样品中并没有看到微晶构造。经历了1300℃、1500℃和1750℃高温的样品中可见大量的微球粒,SEM-EDX结果显示这些微球粒中铁元素含量超过80%,在去除有机质后可以达到90%～100%。铁元素含量高和几乎无氧元素的结果表明这些微球粒是单质铁。这些单质铁微球粒的形态特征和元素含量与橄榄岩和铬铁矿中发现的单质铁(单质铁是陨石和月球岩中常见的铁磁性矿物,其居里温度为765～780℃(直接反应:C+Fe间接反应:CO+Fe碳的气化:C+CO在讨论还原性气体CO下熔渣的高温反应时也发现了单质铁,并认为随着温度的升高,高价铁会逐渐还原成低价铁,且单质铁的析出温度不低于1200℃。花岗闪长岩和碎裂岩的高温实验表明单质铁形成于≥1300℃的高温熔融作用中。前人研究表明单质铁析出的高温实验的还原剂主要有碳和氢气(碎裂岩和花岗闪长岩的磁滞回线结果表明高温实验前样品主要含有大量的顺磁性矿物(图5a,j),碎裂岩和花岗闪长岩中的暗色矿物包括含铁的角闪石与黑云母(图6),因此,样品中的顺磁性矿物可能是角闪石和黑云母。不同温度段的顺磁性矿物的含量变化并不明显(表2和图5),尽管在1750℃时明显增加,但是其对磁化率值的贡献远小于铁磁性物质(表2)。经历了400～900℃高温的样品的顺磁矫正后的磁滞回线在0.3T附近发生了饱和,指示了磁铁矿的磁性特征(4.2铁元素成岩的形式地震活动是瞬间释放能量的过程,但很难在自然地震过程中直接观察断裂滑动的摩擦热能及其温度。近年来,对不同岩石的快速摩擦实验可以再现地震断层活动过程、形成摩擦热,可以用来研究滑动摩擦弱化作用及断层岩(假玄武玻璃和断层泥)的物理化学性质等(其中,μ是摩擦系数,ρ是密度,C在以花岗岩类岩石作为实验材料进行的快速摩擦实验中,滑移速度是1.5m/s,轴向应力是1.5MPa,在10s的实验过程中形成了熔体,熔体中铁元素富集(自然界中,来自地幔的物质和陨石都经历了高温作用。综上所述,我们认为粘土矿物、硅酸盐含量较多的断层泥在同震滑移中因热增压机制的出现很难形成单质铁;而花岗岩、安山岩、辉长岩、闪长岩等岩浆岩和糜棱岩在流体作用弱、硫化物含量低的还原性环境中易在大地震滑移中形成单质铁。因此,熔融作用中形成的单质铁指示了流体作用弱、硫化物含量低及含有大量还原物质的环境。WFSD-2钻孔岩心的假玄武玻璃的显微结构观察和化学成分测试(SEM-EDX)表明熔体中含有大量的铁元素和少量的氧元素,并且不含硫元素(图9m),经过化学分子式配比计算后