диссертация (1097652), страница 44
Текст из файла (страница 44)
5.3.2. Ферримагнитная минералогия. Прежде чем приступить к обзору литературы по вопросу самообращениянамагниченности природных и синтезированных ферримагнетиков, которое наблюдаетсяв лаборатории на образцах горных пород, важно обратить внимание на их химическийсостав. Поэтому, остановимся более подробно на магнитной минералогии горных пород[Трухин, 1973; Грабовский, Пушков, 1954].Минералы, входящие в состав горных пород, могут быть диа-, пара- либоферро-, ферри- и антиферромагнитными.
Кварц и полевой шпат - диамагнитныеминералы; оливины, пироксены, биотиты - парамагнетики. Ферримагнетизм горныхпород связан с присутствующими в них различными минералами группы окислов,содержащими в виде основных компонентов Fe2+, Fe3+ (например: магнетит, гематит,ильменитидр.),обладающимиферримагнитпымиантиферромагнитнымупорядочением, а ферромагнетизм – с самородным железом.Ряд окислов образует серии твердых растворов.
Наиболее распространены вгорных породах серии твердых растворов магнетит-ульвошпинель (титаномагнетиты) игематит-ильменит (гемоильмениты), гидроокислы железа. Все остальные вместевзятые магнитоупорядоченные минералы встречаются и гораздо реже, чем феррошпинели,сульфиды, самородное железо и др. Соответственнохарактеристикигорныхпородоченьмал.ихРассмотримвкладвкороткомагнитныеосновныехарактеристики носителей намагниченности в горных породах.5.3.2.1.
Феррошпинели и титаномагнетиты.Большая группа минералов кубической сингонии имеет структуру минерала шпинелиMgOAl2O3. Элементарная ячейка феррошпинели представляет собой куб, состоящий из 32анионов кислорода, между которыми имеются 64 тетраэдрических (А) и 32октаэдрическнх (В) промежутка, частично заполненных катионами Fe2+, Мg2+, Мn2+,Zn2+, Ni2+, Co2+, Fe3+, Al3+, Сг3+, Mn3+, Ti4+, Мn4+. Общая формула феррошпинелиMe 2x+ Fe13−+x[Me12−+x Fe 3x+ ]O4 (в скобках указаны ионы, занимающие октаэдрическне позиции). Вслучае титаномагнетитов 2Fe3+ замещены Fе2++Ti4+. 217 Титаномагнетит является твёрдым раствором магнетита (Fe3O4) и ульвошпинели(Fe2TiO4). Феррошпинели часто встречаются в магматических и метаморфическихпородах.
Титаномагнетит встречается в подавляющем большинстве континентальных иокеанских магматических пород. Они местами образуют крупные скопления и имеютбольшое практическое значение. Химическая формула титаномагнетита как твёрдогораствора магнетита и ульвошпинели записывается так: x Fe3O4 (1 − x)Fe2TiO4 .Впервые титаномагнетиты были синтезированы от магнетита до ульвошпинелияпонскими учеными Акимото, Кацурой, Иосидой [Akimoto et al., 1957].
Каквысокотемпературныеобразованиятитаномагнетитынаиболеераспространенывмагматических породах, и состав их в последних обычно изменяется от Fe2,2Ti0,8O4 доFе2,3Ti0,2O4, не считая примесей (Баддингтон, Линдсли [Buddington, Lindsley, 1964]).Кроме титана в титаномагнетитах часто присутствуют магний, марганец, кальций,алюминий, хром, ванадий и др., их суммарное содержание обычно не превышает вэффузивах 10%.Титаномагнетит метастабилен и сохраняется в породах лишь при быстромохлаждении.Начинаяпримернос300÷400°Снавоздухетитаномагнетитокисляется - разрушается с образованием агрегата магнетита или близкого ему по составутитаномагнетита с прорастаниями обычно по направлению [111] гемоильменита, которыйв дальнейшем окисляется до минералов серии псевдобрукита (Fe2TiO5-FeTi2O5), рутила(TiO2); ниже температуры 300÷400°С обычно в присутствии воды титаиомагнетит можетокисляться, сохраняя однофазное состояние, образуя дефектные метастабильныетитаномагнетиты - титаномаггемиты, дефектность вызвана вакансиями, образованнымипри окислении Fe2+→Fe3+ (О'Рейли, Бенерджи [O’Reilly, Banerjee, 1967] и др.).
Процессоднофазного окисления титаномагнетита наблюдается практически на всех подводныхокеанскихбазальтах.Входенизкотемпературногоокислениисобразованием3+титаномаггемита сохраняется постоянное отношение Fe ≥ 2 , но изменяется Fe 2+ . ВакантнаяFeTiструктура титаномаггемита неустойчива, в результате титаномаггемиты при нагреве легкоразрушаютсясобразованиемагрегатамагнетитаилиблизкогокмагнетитутитаномагнетита с прорастаниями гемоильменита, чаще близкого по составу к ильмениту.Величина магнитного момента титаномагнетита зависит от соотношения Fe2+ иFe3+, то есть степени окисления.
В процессе окисления ионы Fe2+ занимаютоктаэдрические позиции (до окисления они находились в октаэдрических и втетраэдрических местах), в результате растет нескомпенсированная часть магнитногомомента подрешётки В. Этот факт, а также увеличение степени упорядоченности 218 структуры и уменьшение размеров элементарной ячейки титаномагнетита ведут квозрастанию IS и ТС. Появление же вакансий при образовании титаномаггемита ведет куменьшению IS.
Коэрцитивная сила при окислении титаномагнетита имеет тенденцию кувеличению в результате разрушения гомогенного зерна и появления макроструктуры,внутренних напряжений, дислокаций.Судя по результатам термообработки, во всех изверженных породах содержитсятолько одна первичная магнитная фаза. Преимущественно - это титаномагнетит.Многофазные варианты в большинстве случаев связаны не с различными генерациямимагнитных минералов, а с их окислением, распадом и соответственно неполнойгомогенизацией при термообработке.
5.3.2.2. Твёрдые растворы гемоильменитов. Гематит α-Fe2O3 - один из конечных членов раствора x FeTiO 3 ⋅ (1 − x)Fe 2 O 3 [Uyeda, 1957],широко распространенный в природе, является скошенным антиферромагнетиком,обладающим очень малой IS. Точка Кюри гематита ТС ≈700°С. У чистого ильменита(FeTiО3) второго крайнего члена раствора температура Нееля приблизительно равна 68°К,а у гематита - 948°К. Точка плавления гематита лежит в интервале температур1700÷1800°С, а ильменита 1470°С.Минералы гемоильменитовой серии, представляющие собой твердые растворыгематита и ильменита, обладают ромбоэдральной структурой с параметрами решетки,соответствующими химическому составу x FeTiO3 ⋅ (1− x)Fe2O3 , между а = 5,42 A длягематита и а = 5,54 A для ильменита [Akimoto, 1957] соответственно и точки Кюри серии взависимости от состава лежат между температурами Кюри гематита и ильменита.Минералы ильменито-гематитовой серии с 1>х≥0,45 являются ферримагнетиками, а при0.5>х≥0 - антиферромагнетиками с наложенным слабым ферромагнетизмом.
Образцытвердых растворов, соответствующих области слабого ферромагнетизма, обладают посравнению с ферримагнитными разностями высокой коэрцитивной силой и малойостаточной намагниченностью.Твердые растворы, обнаруживающие при комнатной температуре ферримагнетизми поэтому обусловливающие магнитные свойства горных пород, ограничены узкиминтервалом составов 0,8>х≥0,45. Часть твердых растворов, входящих в эту область,обладает способностью приобретать обратную (самообращённую) термоостаточнуюнамагниченность.
Уеда [Uyeda, 1957] определил эту область: 0,45<х<0,6. Образцы с0,45≤х≤0,5 непосредственно после синтеза при Т=1200°С и последующего охлаждения 219 обнаружили только прямую термоостаточную намагниченность и лишь после повторнойтермообработки (медленное охлаждение от Т=1000°С) намагнитились в обратномнаправлении.Способностьферримагнитнойгемоильменитовивобластиантиферромагнитнойсоставов,областями,пограничнойприобретатьмеждуобратнуюнамагниченность является отличительной чертой гемоильменитов.
5.3.3. Самообращение намагниченности гемоильменитов. В 1951 году, после выхода в свет работы Л.Нееля [Néel, 1951], Т. Нагата [Nagata etal.,1951a,1951б]обнаружилвлабораториисамообращениетермоостаточнойнамагниченности на изверженных горных породах (дацитах) горы Харуна, содержащихгемоильмениты.Традиционнополагают,чтоэтобылопервоедокументальноесвидетельство самообращения намагниченности горных пород, поэтому работа Нагаты1951 года [Nagata et al., 1951a, 1951б], наравне с работой Л. Нееля того же года [Néel,1951], также является ключевой работой для изучающих самообращение.
Более поздниеавторы даже ввели специальный термин: самообращение намагниченности «Харунатипа». Однако Е. Кнеллер своей книге “Ферромагнетизм” [Kneller, 1962] сообщает, чтосамообращение остаточной намагниченности образца карбонильного железа наблюдалосьуже в 1922 году. Как будет показано ниже, в последующие годы, самообращениенамагниченности образцов горы Харуна было многократно воспроизведено разнымиавторами [Yu, 2000; Ozima, Funaki, 2001; Ozima et al., 2003].С 1951 года, когда было заявлено о существовании физических механизмовобразования обратной NRM то есть, механизмов самообращения намагниченности горныхпород, и самообращение намагниченности было экспериментально получено влаборатории, стал актуальным вопрос физического механизма образования обратнойNRM в каждом конкретном случае её обнаружения в природе: в ГМП обратногонаправления или в результате действия одного из механизмов самообращения? Поэтомупри обнаружении обратной NRM последующие авторы предпринимали попытки выяснитьконкретную причину её образования.В 1951, после выхода в свет работ Л.
Нееля и Т. Нагаты, A. Рош [Roche, 1951]изучил 35 лав гор области Авернь (Франция) и обнаружил, что часть изученных имобразцов обладает обратной NRM. Изначально автор допускал, что обратная NRM моглаобразоваться как в результате инверсий ГМП, так и в результате самообращениянамагниченности.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
