第13 卷第 2 期高压物理学报Vol. 13 ,No. 2 1999 年6 月CHINESE JOUR NAL OF HIGH PR ESSURE PHYSICS June ,1999
称呼后缀Ξ高岭石的高温高压相图及其地学意义
龚自正a ,b谢鸿森a 经福谦b谭华b 毕延b
(a. 中国科学院地球化学研究所地球深部物质实验室，贵阳550002) (b. 中物院流体物理研究所冲击波物理与爆轰物理实验室，成都523 信箱610003)
摘要用阻抗匹配法和PZT 压电探针技术，在100 G Pa 的冲击压力范围内测量了初始密度分别为1. 375gΠcm3 和2. 001gΠcm3 两种孔隙度叙永石样品的Hu g oniot 状态方程。根据其p 2ρ 线所给出 H H
的高温高压相变点，用G rüneisen 状态方程计算其相变点压力所对应的温度，并结合常压下受热相
变的温度值，建立了“高岭石/ Al2 O3 + S iO2 + H2 O”的温度2压力相平衡图。通过该相图与线性地热
线的交点推断：高岭石至少可在上地幔50km 深处作为一种含水(OH- ) 矿物而稳定存在；或在俯冲
板块中至少于133km 深处作为一种含水(OH- ) 泥质沉积物的过渡相而存在。
关键词高岭石冲击压缩Hug oniot 方程高温高压相图上地幔水
中图法分类号O521. 2 O522. 2
1 引言
地球内部的流体(水、C O2 等) 对壳幔演化、板块俯冲和板块碰撞等重大的地球动力学问题以及岩浆演化、矿床形成、深部地震等都具有十分重要的作用和影响，因而成为当代地学研究的前沿和主题之一[ 1 ] 。一般说来，地球内部的水主要以OH- 形式赋存于在地球深部稳定的含水矿物之中，并在一定的温度压力环境下释放出来。近几年来，大量的高温高压实验研究揭示，有许多含水镁硅酸盐和名义上无水的矿物可在上地幔、过渡带、乃至下地幔的温压环境下作为含水矿物而稳定存在[ 1 ] ，这对人们认识地球内部的水提供了丰富的矿物学依据。然而，迄今为止人们对含水铝硅酸盐的相关研究却开展得极少。本文以叙永石(一种多水高岭石) 为对象，在0～100 G Pa 范围内通过对其冲击压缩线的实验测量，研究其高温高压稳定性，初步构制其高温高压相图，并据此讨论其地学意义。
2 实验
样品材料采自四川省叙永县，化学组成如表1 所示。其SiO2 与Al2 O3 的理论摩尔比为2 ¬1 ，与高岭
石相同，但因其分子结构中含有结晶水，故水的含量比高岭石的高，叙永石的主要粉晶谱线d 值:9. 955 (100) 、4.434 (68) 、2.561 (28) 、2. 490 (27) 、2.249 (16) , 表现出结晶较差的“10nm 多水高岭石”粉晶特征。冲击加载实验在中物院流体物理研究所冲击波物理与爆轰物理实验室的一级和二级轻气
炮上进行。图1、图2是实验装置示意图。用轻气炮驱动飞片( 弹丸) ，使之达到几千米每秒的
Ξ中国工程物理研究院科学技术预研基金资助，编号为9401101 。龚自
正：男,1964 年12 月生，博士。
1998209213 收到原稿,1998212216 收到修改稿。
2 104
高 压 物 理 学 报 第 13 卷
高速 ，然后与基板碰撞 ，实现对样品的冲击压缩 。用压电探针技术[ 2 ] 测量样品中的冲击波速
度 ，用阻抗匹配法[ 2 ,3 ]
确定样品的冲击压缩状态 。在飞片/ 基板的对称碰撞条件下 ，只要已知飞 片 (基板) 的 Hugoni ot 参数 ，并测得飞片击靶速度和样品中的冲击波速度 ，则样品中的冲击压缩 状态可完全确定 。 实验中 ，飞片击靶速度由磁飞行体方法测量 ，样品中的冲击波速度 D 是由压电探针给出
的冲击波通过样品前后两个界面的走时信号来计算 。选用平均初始密度分别为 1. 375g Πcm
3
和 2. 001g Πcm 3
的两组样品进行冲击压缩实验 。实验中飞片及基板材料选用 93W ( 4. 2Ni · 2. 45Fe0. 35CoW 合金) 和纯铝 , 它们的 Hugoni ot 参数分别取自文献 [ 4 ] 和 [ 5 ] 。飞片的尺寸为
<35mm ×2mm ，基板的尺寸为 <35mm ×1. 5mm ，样品的尺寸为 <18mm ×2. 5mm 。
表 1 叙永石的化学成分
T able 1 Chemical composition of halloysite sample
Oxides
SiO 2 TiO 2 Al 2 O 3 C aO Mg O FeO Fe 2 O 3
MnO
Na 2 O
少年电脑世界K 2 O
P 2 O 5
H 2 O Total
Mass fraction( %) 45. 54 0. 017 37. 39 0. 11 0. 15 0. 017 0. 009 < 0. 0061 0. 029 0. 0024 0. 012 16. 31 3 99. 58
3 It includes structu ral water (OH - ) 10. 67 % and crystal molecularwater ( H O ) 5. 6
4 % , determined with TG
A method.
图 1 实验装置剖面图
Fig. 1 Cross section of target assembly
3 结果及讨论
3. 1 冲击 Hugoniot 线
图 2 冲击波速度测量装置的压电探针布局图
Fig. 2 Arrangement of PZT pins for shock wave
velocity measurement
对两种不同初始密度的样品各进行了 8 发实验 ，样品的冲击波速度 D 和波后粒子速度 u
实验数据及其线性拟合见图 3 ，得到的冲击压力 p H 和密度 ρH
的实验点及其拟合曲线见图 4 。 从图 3 、图 4 并结合文献 [ 6 ] 的分析结果可以认为 ，在实验压力范围内两种初始密度样品的
Hugoni ot 线各自呈现为如下不同的相区域 : 即低压相区 (LPP :Low pressure phase ) 、高压相区 (HPP : Hi gh pressure phase ) 和 混 合 相 区 ( M P : Mixed phase ) 。具 体 地 讲 , 对 初 始 密 度
ρ0 = 1. 375g Πcm 3
的 样 品 , 低 压 相 区 压 力 范 围 为 0 ～ 12. 69 GPa , 高 压 相 区 压 力 范 围 为 22. 90 ～
3
46. 64 GPa 、12. 69～22. 90 GPa 压力之间则为混合相区 ；对初始密度
ρ0 = 2. 001g Πcm 的样品 ，低压
相区压力范围为 0～35. 77 GPa 、35. 77～95. 48 GPa 压力之间为混合相区
(已含部分高压相区成 分) ，而并无明显的高压相区出现[ 6 ]
。
在低压相区和高压相区 ，用最小二乘法对样品的冲击波速度 D ( km Πs ) 和波后粒子速度 u (km Πs ) 数据分别进行线性拟合 ，得到相应的 D 2 u 关系式
+
0 0 ρ 2
v
c v
v 0
第 2 期
龚自正等 : 高岭石的高温高压相图及其地学意义
105
胡卫锋年龄对密度 ρ = 2. 001g Πcm 3
对密度 ρ = 1. 375g Πcm 3
3. 2 高温高压相图
的样品
D = 1. 73 + 1. 72 u
(0 ≤ u ≤2. 76)
D = 2. 69 + 1. 37 u (3. 12 ≤ u ≤5. 02) 的样品
D = 0. 24 + 1. 89 u (0 ≤ u ≤2. 15) D = 2. 47 + 1. 12 u (2. 93 ≤ u ≤4. 47)
(1a )
(1b )
叙永石在压力2密度平面上的 Hugoni ot 线所呈现的三个相区分别是以高岭石结构为主
(含 少量叙永石结构) 的低压相区 、高岭石与 Al 2 O 3 、SiO 2 、H 2 O 混合物的混合相区和以莫来石
为主 要特征的高压相区[ 6 ]
。即叙永石在高温高压下先失去结晶水而转变为高岭石结构 ，然后高岭 石在高温高压下脱去结构水 (OH - ) 。高岭石在高温高压下脱去结构水 (OH - ) 的反应可表示 为[ 6 ,7 ]
Al 2 Si 2 O 5 (OH ) 4 →Al 2 O 3 + 2SiO 2 + 2H 2 O
(2)
其中 ，由低压相区进入混合相区标志着高岭石在高温高压下脱去结构水的开始 ，也就是说低压 相区和混合相区的分界线便是反应的相平衡边界线 。建立“高岭石/ (A l 2 O 3 + SiO 2 + H 2 O ) ”的 温度2压力相图的方法是 : 根据叙永石的 p H 2ρH 线所给出的低压相区和混合相区的相变点压 力 ，用 Gr ünei se n 状态方程计算相变点压力所对应的温度 ，得到其高温高压相变点的温度 、压力 值 。
假定 ρ0γ0 =ργ(γ为 Gr ünei se n 系数 ,ρ为密度 ，下标“0”代表零压下的值) ，且定容比热 c V [ 3 ]
为常数时 ，冲击温度 T H 可用下式计算 γ0
0 C 0 γ0 T H = T 0 ·ex
p
v ( v 0 - v ) + 0
2
exp - V
( v 0 - v ) · 0怎样学好化学
(3)
∫
- λη γ0 ·ex p -
(
v - v ) d v (1 - λη) 3
v
图 3 叙永石冲击波速度2粒子
速度实验数据及其线性拟合
Fig. 3 S hock velocity vs particle velocity
and linear fits for halloysite
图 4 Fig. 4 叙永石的压力 ( p H ) 2密度 (ρH )
实验数据及其拟合曲线 S hock pressure ( p H ) vs d ensity (ρH )
and their fits for halloysite
106 高压物理学报第13 卷
式中: T0 为环境温度(通常取为293 K) ,η= 1 - v/ v0 , v 为Hugoni ot 线上的比容( v = 1/ρ) , v0 为实验样品的零压下初始比容( v0 = 1/ρ0 ) , C0 和λ分别是冲击波速度( D) 和波后粒子速度( u) 线性关系式 D = C0 +λu 中的两个系数，分别由(1a) 式和(1b) 式给出。γ0= αΚo s/ρ0 c p ，其中α
- 6[ 8 ]
为体膨胀系数, c p 为定压比热, K os 为等熵体积模量。对高岭石,α≈4 ×10 , c p = 1. 193JΠ(g·K) [ 8 ] , K= 32. 2 GPa[ 9 ] ,ρ = 2. 5gΠcm3 ，则有γ= 0. 43 。
os 0 0
对初始密度为2. 001gΠcm3 和1. 375gΠcm3 的样品，由(1a) 式和(1b) 式可知其脱水压力分别
为35. 77 GPa 和12. 96 GPa ，由(3) 式可得对应的脱水温度分别为925 K和1020 K。常压下高岭石受热脱水的温度是833 K[ 7 ] 。由以上三点构制的“高岭石/ Al O + SiO + H O”的温度- 压力相
2 3 2 2
平衡边界线如图5 所示。图5 与Duffy 和Ahrens[ 10 ] 得到的方镁石(Mg(OH) 2 ) 的温度压力相图、Wunder[ 11 ] 等得到的类黄玉(Al SiO (OH)) 的温度- 压力相图的形状是十分相似的。
3. 3 讨论
2 4 2
一般说来，地热梯度的最大值约为
10 ℃Πkm[12 ] ，这一温度梯度对应于正常
地幔中地表热流最大的地区; 地热梯度
的最小值约为 4 ℃Πkm[12 ,13 ] ，这一温度梯
度对应于较冷的俯冲板块中的值。对地
热线作线性近似,10 ℃Πkm和4 ℃Πkm线
性地热线亦在图5 中给出，它们与“高岭
石/ Al2 O3 + SiO2 + H2 O”的温度- 压力平
衡相线的交点分别为(1. 7 GPa ,880 K) 和
(4. 5 GPa ,940 K) 。这两个交点的温度压
力值分别与地球深部约50km 处和
133km 处所对应的温度压力值相当。据此，可作如下推断: (1) 高岭石可在上地幔约50km 深处保持稳定, 是该深度以上稳定的含水(OH- ) 矿物之一; (2) 高图 5 “高岭石/ Al2 O3 + SiO2 + H2 O”的温度- 压力相图及与地热线的比较
Fig. 5 C omparison of the calculated phase diag ram f or halloysite with linear geothermal gradients
岭石作为一种泥质沉积物可在俯冲带中长时间内保持稳定，直至俯冲带进入上地幔约133km 深处，它才发生脱水分解将水释放出来，高岭石是俯冲板块内物质交换和相互作用过程中的中间过渡矿物相之一。
参考文献
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10Du ffy T S , Ahens T J . J G eophys Res ,1991 ,96(B9) :14319～14330
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12 Ahrens T J . Nature ,1989 ,342 :122～123
13 Peacock S M. Tectonics ,1990 ,9 :1197～1211
PHASE DIAGRAM OF HALLOYSITE UND ER HIGH PRESSURE AND TEMPERATURE AND ITS GEOPHYSICAL IMPL ICATIO N S
Gong Zizheng1 ,2 ,Xie Hongsen1 ,Jing Fuqian2 ,Tan Hua2 ,Bi Yan2
(1. Material Laboratory of the Earth , s Interior , Institute of Geochemistry ,
Chinese Academy of Sciences , P. O . Box 91 , G uiyang 550002)
(2. La b oratory for Sh o ck W ave and Detonation Physics Research ,
Institute of Fluid Physics , CA EP , P. O . Box 523 , C hengdu 610003)
ABSTRACT Hugoni ot measurements for halloysi te with two different initial densities have been per2 formed at the shock pressures up to about 100 GPa. Three distinct regi ons appear along their Hugoni ots.
qe3是什么3
For the samples of ρ0= 1. 375gΠcm ,a l ow2pressure phase (LPP) exists within the shock pressure up to about 12. 69 GPa ,a mixed phase region(MP) begins at 12. 69 GPa and ends at about 22. 90 GPa ,and then a high2pressure phase ( HPP) occurs at shock pressures between 22. 90 GPa and 46. 64 GPa. The fitted lin2 ear D2 u relations of its LPP and HPP can be expressed respecti vely as D = 0. 24 + 1. 89 u and D = 2. 47 + 1. 12 u , D is the shock wave velocity and u the particle veloci ty ( kmΠs) . For the samples with ρ0= 2. 001gΠcm3 ,the pressure ranges of its LPP ,MP are covering 0～35. 77 GPa ,35. 77～95. 48 GPa ,respec2 tively ,and no HPP obviously shows on its Hugoni ot . The fitted linear D2u relations of its LPP and MP are D = 1. 73 + 1. 72 u and D = 2. 69 + 1. 37 u ,respectively. p2T phase boundary is determined approximate2 ly by the Mi e2Grünei son equati on of state using the present parameters. It is compared with the linear geo2 thermal lines of 10 ℃Πkm and 4 ℃Πkm,and suggested that halloysite m ay be stable at depth about 50km in upper mantle or as a transient phase in subducting slabs at depth of about 133km.
KEY WO RDS kaolinite ,shock compression ,Hugoni ot E OS ,phase diagram ,upper mantle ,water.
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