范文一：什么是玄武岩

什么是玄武岩?

玄武岩(basalt)属基性火山岩。是地球洋壳和月球月海的最主要组成物质，也是地球陆壳和月球月陆的重要组成物质。1546年，G.阿格里科拉首次在地质文献中，用basalt这个词描述德国萨克森的黑色岩石。汉语玄武岩一词，引自日文。日本在兵库县玄武洞发现黑色橄榄玄武岩，故得名。

岩石简介

英文写法为BASALT。

玄武岩是一种基性喷出岩，其化学成分与辉长岩相似，SiO2含量变化于45%～52%之间，K2O+Na2O含量较侵入岩略高，CaO、Fe2O3+FeO、MgO含量较侵入岩略低。矿物成份主要由基性长石和辉石组成，次要矿物有橄榄石，角闪石及黑云母等，岩石均为暗色，一般为黑色，有时呈灰绿以及暗紫色等。呈斑状结构。气孔构造和杏仁构造普遍。玄武岩是地球洋壳和月球月海的最主要组成物质，也是地球陆壳和月球月陆的重要组成物质。1546年，G.阿格里科拉首次在地质文献中，用basalt这个词描述德国萨克森的黑色岩石。汉语玄武岩一词，引自日文。日本在兵库县玄武洞发现黑色橄榄玄武岩，故得名。

玄武岩体积密度为2.8～3.3g/cm3，致密者压缩强度很大，可高达300MPa，有时更高，存在玻璃质及气孔时则强度有所降低。玄武岩耐久性甚高，节理多，且节理面多成六边形。且具脆性，因而不易采得大块石料，由于气孔和杏仁构造常见，虽玄武岩地表上分布广泛，但可作饰面石材不

多。

主要成份

玄武岩的主要成份是二氧化硅、三氧化二铝、氧化铁、氧化钙、氧化镁（还有少量的氧化钾、氧化钠），其中二氧化硅含量最多，约占百分之四十五至五十左右的颜色，常见的多为黑色、黑褐或暗绿色。因其质地致密，它的比重比一般花岗岩、石灰岩、沙岩、页岩都重。

成分

玄武岩根据其成分不同可以分为拉斑玄武岩、碱性玄武岩、高铝玄武岩

结构

按其结构不同可分为气孔状玄武岩、杏仁状玄武岩、玄武玻璃 充填矿物

按其充填矿物不同可分为橄榄玄武岩、紫苏辉石玄武岩等。

SiO2饱和程度

按SiO2饱和程度和碱性强弱，玄武岩被分为两大类：①拉斑玄武岩（即亚碱性玄武岩），是SiO2过饱和或饱和的岩石。不含橄榄石和霞石，以含斜方辉石、易变辉石为特征。它的SiO2与全碱的关系是

(Na2O+K2O)/(SiO2-39)的值小于0.37。

②碱性玄武岩，SiO2不饱和,富碱。含橄榄石和副长石（如霞石）、沸

石等，后两种矿物有时与碱性长石或钾质中长石、钾质更长石一起，呈填隙物产于基质中；不含斜方辉石、易变辉石，仅含富钙的单斜辉石，即透辉石质普通辉石。(Na2O+K2O)/(SiO2-39)的值大于0.37。

产出的构造环境

按产出的构造环境，玄武岩分4种：①发育于深海洋脊的玄武岩。大致以每年1.5×1010吨速率自洋脊涌出，属拉斑玄武岩类，故又名深海拉斑玄武岩，以低含量的K2O、TiO2、全铁和P2O5、高含量的CaO，区别于其他玄武岩。由于海底扩张，来自洋脊的深海拉斑玄武岩成为洋壳的主要组成。②发育于洋盆内群岛和海山的玄武岩。一般由拉斑玄武岩和碱性玄武岩复合构成，其成因可能与上地幔热柱活动有关。③发育于岛弧和活动大陆边缘的玄武岩。一般近深海沟一侧和早期发育的是拉斑玄武岩，规模大，分布广，并可能是细碧角斑岩系列的组成部分；向大陆方向，碱含量增高，为碱性玄武岩，但也可以有拉斑玄武岩与之共生，它们形成于岛弧和造山活动最后阶段或稳定以后，通常规模较小而零散。所谓的高铝玄武岩以及共生的安山岩、英安岩、流纹岩等，出现于岛弧和造山带发育的中期。太古代晚期绿岩带的拉斑玄武岩，在成分和产状上可能相当于新生代岛弧的拉斑玄武岩。④发育于大陆内部的玄武岩。它包括由裂隙喷发的大规模泛流拉斑玄武岩和少量的碱性玄武岩，它们受陆壳花岗物质混染。

月球玄武岩

月球玄武岩是构成月球的主要岩石之一，由月球外层约200公里深处

形成的岩泉，经多次喷发（至少5次）在月表结晶（约1050℃）而成。是月球上最年轻的岩石，形成于距今33～37亿年间，几乎相当于已知的地球最古老岩石。月球玄武岩细粒、多孔，主要由辉石、斜长石和钛铁矿组成。其中辉石含量约50～59%，普通辉石多于易变辉石;斜长石约20～29%，为培长石或钙长石;钛铁矿含量约10～18%。次要矿物有橄榄石、铬铁矿－钛尖晶石、陨硫铁、铁、方英石、金红石、磷灰石、白磷钙矿、铜、云母、镍黄铁矿及若干尚未鉴定出的矿物。月球玄武岩的化学成分变化较大,特别是Al2O3和FeO，分别变化于7～25%和5～25%之间，一般以贫硅，富钛、铁为特点。

范文二：玄武岩的特征 花岗岩的特征

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花岗岩的特征

发布时间:2011-12-10 00:53:53 | 阅读次数:920次

花岗岩的特征

你知道什么样的岩石是花岗岩吗,

岩石是固体地球的主要构成，它本身又是由矿物组成的，而矿物则是由元素组成的，这样的概念已经成为地质界的共识。根据形成岩石的地质作用过程的特点，岩石被划分成火成岩、沉积岩和变质岩三大类。地球上的火成岩(由岩浆固结形成的岩石)按其产状可以划分为火山岩(主要由喷出地表的岩浆固结而成)和深成岩(由侵入于地下深处的岩浆固结形成)。按岩石中SiO2含量不同，岩石学家一般将火成岩

1

划分为超基性岩(SiO263%)。出露最广的火山岩是基性的玄武岩，主要分布在大洋地区;出露面积最大的深成岩是酸性的花岗岩，主要分布在大陆地区。因此，花岗岩是与我们朝夕相处的地质体，被认为与大陆的生长密切相关。什么是花岗岩呢,按照地质辞典的解释，花岗岩“是一种分布很广的深成酸性火成岩，SiO2含量多在70%以上，颜色较浅，以灰白色、肉红色较为常见。主要由石英、长石及少量暗色矿物组成，其中石英含量在20%以上，碱性长石常多于斜长石”。对于这样的解释，非专业人员一般不会感到满意，因为它引入了更多的、人们不熟悉的专业术语，多少有点以词解词的嫌疑。最普通的理解，花岗岩就是石英含量(体积百分比，下同)大于或等于20%、斜长石/(斜长石+碱性长石)=10~65%的深成岩。由此可见，花岗岩的定义和分类命名与其组成矿物的种类及其相对含量有关。由于矿物百分含量界限是人为确定的，而自然界岩石的矿物组成是逐渐变化的，即使专业人员也难于将花岗岩与其类似岩石严格区分开来。由此出现了广义花岗岩(花岗岩类或花岗质岩石)与狭义花岗岩的称谓。广义花岗岩类岩石一般指花岗岩及与花岗岩具密切共生关系、矿物成分以含石英(>5%)和长石为主的中酸性侵入岩(钙碱性岩类及部分钙碱性-碱性岩类的岩石)。

2

一、花岗岩的特征及成因

天然花岗岩是火成岩，也叫酸性结晶深成岩，属于硬石材。由长石、石英及少量云母组成。花岗岩构造致密，呈整体的均粒状结构。常按其结晶颗粒大小分为“伟晶”、“粗晶”、“细晶”三种。其颜色主要是由长石的颜色和少量云母及深色矿物的分布情况而定，通常为灰色、红色、蔷薇色或灰、红相间的颜色，在加工磨光后，便形成色泽深浅不同的美丽斑点状花纹，花纹的特点是晶粒细小均匀，并分布着繁星般的云母亮点与闪闪发光的石英结晶。而大理石结晶程度差，表面很少细小晶粒，而是圆圈形，枝条形或脉状的花纹，所以可以据此来区别这两种石材。

二、花岗岩的特性-物理特性解读

密度:2790-3070 kg/m3

抗压强度:1000-3000 kg/cm2

弹性模量:1.3-1.5x106 kg/cm3

吸水率:0.13 %

肖氏硬度:> HS 70

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3

三、花岗岩的广泛用途

花岗岩得天独厚的物理特性加上它美丽的花纹使他成为建筑的上好材料，素有“岩石之王”之称，还有人用一观、二量、三听、四试来评价好坏。在建筑中花岗岩从屋顶到地板都能使用，人行道的路缘也是，若是把它压碎还能制成水泥或岩石填充坝。许多需要耐风吹雨打或需要长存的地方或物品都是由花岗岩制成的。像是台北“中正纪念堂”的牌子和北京天安门前人民英雄纪念碑都是花岗岩做的。花岗岩过了千年仍历久不衰的特性，著名的埃及金字塔就证明了这一点。

四、花岗岩的产地

花岗岩是一种分布非常广的一种岩石，世界上有许多国家都有出产花岗岩。中国9,的土地(约80多万平方公里)都是花岗岩岩体。

下列是各种不同的花岗岩及它的产地:

亚洲:

将军红花岗岩--产地--山东

玉麒麟 产地--越南

宫廷石、印度中花、咖啡珍珠、蒙地卡罗、印度黑金 产地

4

--印度

山西黑(山西)、玄武黑(福建)、泰山红(山东)、岑溪红(广西)、大红梅(海南岛)、中国红(四川)、黑金刚(内蒙古)、豆绿(江西)、青底绿花(安徽)、雪里梅(河南) 产地--中国

美洲:

Autumn Brown 产地--加拿大

美国白麻、德州红 产地--美国

高蛟红、绿蝴蝶 产地--巴西

欧洲:

瑞典桃木石 产地--瑞典

洞石 产地--意大利

蓝珍珠 产地--挪威

猫灰石 产地--葡萄牙

玫瑰红 产地--西班牙

小翠红、老鹰红、卡门红、绿玛宝、菊花岗 产地--芬兰

非洲:

南非红、森林蓝 产地--南非

五、我国花岗岩的分布

5

我国花岗岩矿产资源也极为丰富，储量大，品种多。据调查资料统计，我国天然花岗岩的花色品种100多种。建筑装饰用花岗岩其花纹、色泽特征及原料产地来命名的。其中较好的有河南僵师菊花青、雪花青石材、云里梅，山东济南的济南青石材，山东平邑的将军红石材，四川石棉的石棉，江西上高的豆绿色，广东中山的中山玉，山西灵邱的贵妃红，桔、麻点白、绿黑花、黄黑花等。 花岗岩取材于地下优质的岩石层，经过亿万年自然时效，形态极为稳定,不用担心因常规的温差而发生变形。花岗岩平台经严格物理试验和选择的花岗石料,结晶细密,质地坚硬。由于花岗石系非金属材料，绝无磁性反应，亦无塑性变形。花岗岩平台其硬度高，因此精度保持性好。

红系列有:四川的四川红、中国红;广西的岑溪红;山东的石岛红石材、平邑将军红石材、五莲红石材、珍珠红石材、海洋红石材、樱花红石材等。

黑系列有:内蒙古的蒙古黑石材、赤峰黑、鱼鳞黑;山东的济南青石材等。

绿系列有:山东的槐花绿石材;江西上高的豆绿、浅绿;安徽宿县的青底绿花;河南的浙川绿等。

花系列有:河南偃师的菊花青、雪花青、云里梅;山东海

6

阳的白底黑花等。

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7

范文三：论玄武岩金矿的地质特征

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,金 矿赋 存于

上尸部 玄岩夹武 三

层、

成 矿 问

题 讨论

玄武 岩与 金 的 系关 东滇 滇 黔 桂一滇 一西 北地 玄区岩武具 普有遍 金 性含倍

表、

、

层 凝灰岩

凝灰质。

碳 质 页、

岩

,中下

部 厂

。大

玻 玄基 岩

层武,

、

拉 玄武岩

斑、

,刀

、

一广

一‘

色 粘 土 杂岩

层

凝岩灰

凝

岩夹 玄灰岩武

,

比世 界 玄武岩 含 金高 ”

莲

花山 背斜 南 翼 近 轴 部 东 向北逆 冲 层 切

断层 及层间剥 离带 为矿控 造构

。

,

是

名 富 其 实的 玄武岩 金 矿 矿源 岩

,

“

,。

武玄 岩 含 金 金与 地的 球化 学 特 性 关 有硫铁

元素铜、

是金

亲,

矿体 与 岩蚀 围变层 间 剥 离带 矿体为似 层状 切

断层 层矿 体为脉 状 二者 汇交 矿 体处富厚

,

既与花 岗岩密类切 关相

也

与,

,

基性

玄 武岩

,

超

基 性岩 关有

,

。

。

金 来

源于上 地

刀

一

呈

深“

”丰

字

型产出

。

以

原 矿 生石为

。

主

,氧化 带 垂

。

慢

,

具深源

性而因

具

慢地

柱 成 的因玄 武 岩 含

’

青山 最 坡型典、

围

岩蚀变为 铁矿黄网

状脉石

英

金是 理所 当 的然 是也金 的源 层

岩

玄武 岩 组底 部大厂 以命 层名地 晴隆 厂大

化

毒砂 化

针 、状

尖

、

,

化硅

矿

一矿

石

由自 然金

铁矿黄

一

、

毒砂

脉石 石 英组与

成面积书

,

。

床为 分布 心中

。,

厚

、

一、

,

其地 他区

、

厚水系沉 积物探化异 砂锅常厂

刁

中其上部 为硅 化 夹 玄武

岩

,高

岭 石 角砾岩化石

岩英

,

粘

土 含

最为高

青

山异坡常

含

一

,

七岩

金

层状

鲡。

火

角砾岩山 透镜

、体

、,

、

一下 部

强 硅化 灰

岩锑为 与萤 含石、

、

异常

区内有 砂 锅厂矿 床点 含

、

一

、

羊地禾

、青

坡山

淹水塘 等

矿层

大厂 锑 矿段

,

含、。 、

一,

青山坡 玄武岩在地 表 下有 原 生 矿 出产

幼

含

,一

未

形 工成业 金 矿 体外围 子 砂 岭 箕廖

英陇大

地

谈一家 子异常梁、

、

面积一

,

,

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老 寨 河一 桃核寨

一

放

马坪 等地 大一

‘”

,。

‘

层

,

最

高一

幼高

,

比区

一上域大 厂 含

层,

区有陇英内大地

大 坪子

、谈家

子

梁

一

倍但 仍无 成 金型 体产矿出 大 厂 代层性表矿金 为龙安县 塘 戈金 矿大

型 ‘“, ,

矿等点干

异 常

沟

一、

尸 中

部上缺 ,

面

积

一

枷,

含

一一。

,

失

尸

幼含单

矿

含

物

,

矿个

体高

最氧 化矿石 为 主

平 。含

立均

、

石

一

”

,

区

内有 干 沟 金

幼

一

五 角 十 面 体二铁黄矿

矿

点残积

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玄武 土芍

状 矿

金幼

、、

,

。

砂 厂异常一

面积

,

枷

,

含

,

一

方

体黄铁 矿 含金 量 比对

幼

。

玄 岩武含

,

、

区

内有砂

厂

北东有 玄

武。

见详

表

状珠土营金 宝矿点

厂砂砂与 锅 厂之间 矿 点等

玄武表岩 金对 比 含

表

资几料

来

,

源

引

演东 平罗老厂 庄 大玄武

黔 西 玄岩武

岩一

尸

西 冶南金 昆明 地质调查 所 罗 孝 桓,

晴 隆玄武

演岩 黔桂区 玄武 岩 滇

黔桂 区 凝灰 岩

厂厂,

等

,,

仓以 礴件

州 区 域地贵质 志

谭 金运 谭运金 ,

,

,”

,

一,

。黔

西 南 大 厂层

球 全武 岩玄

洲

万

贵 州 碧 痕 营 区幅调 报告

部

内维

诺 拉格多夫

,

期第

薛

步高 玄论岩武矿金的地质 特 征

在

川西 北丘洛 也 有 玄岩武金 产矿 出‘ 矿层为 三 叠系 屑碎岩 中 蚀 玄 变 武

岩 ,

”

,

,赋

时矿 在 具有利地备层 件条的金 常异区

,

,现发卡 。

含

林

型矿金有

者学组

少

,

要进 找 玄 而武金矿

岩〕 矿 质是由 厂 大 层的

,

反

亦然

也

之件黄铁矿

矿 单物平 均含。

‘ ”,

提

出兴仁 柴 木由 大型卡林 型 金 〔 矿 夜

郎、

笔深者信

,

随着研

工究作

。的

矿尸源 层

,的

深

入

, 玄武岩 金 矿 布分 范围将 更 广泛

一

金质 上 向 迁 移形成

印 的支 燕 山一 期

,

并认 为

玄 岩武 矿 金与卡林 金矿型的 系

关 华在 西 期玄力岩武喷 溢 时 大的厂 层 含 金 现比在 的大

厂 层 金含高得

现 多有 大 的厂层 金 品位

,卡林 型金

的涵 义是 矿 产 沉积于 岩 及浅质

沉 变积岩中

,

矿含岩 性 主要是 碎岩及 屑碳盐酸岩

,

,

泥 堡 幼原生矿,

、

幼

。

戈

‘塘

,

己 是上向

有 一 套

低中温 物矿组 和合 岩围蚀变 的金度粒多

为 次 微一 显 显级微 因属 中低温成热 液 渗流热 卤 水矿金 床“ ” 滇在黔赋桂 矿层位 主 要是 中

。迁 移后

留的残 品金 位 此说 更突 出玄武岩 矿 的金

要重性 区 ,

但却 不能 解释 在没 有 ,

尸

源矿 岩的地。

’

同样可

产 出床 卡型 金矿 现 的实卡 林型 矿金

与玄武是金 岩矿 第的二 个区

‘

,

三

统叠

、

下

三叠

统

、

二 叠统与上 泥下 盆

统

不具 。成备矿矿源 层

笔者 认一为

,

卡林

金 矿 型具 单有一 的 印支 燕,

别

。

黔南

一

西

金 含背 景值含

一一

含 金矿 而克

主山成 矿 期 而玄 武 金岩矿具 有 二 次成 期矿

屯

。‘ ,

’,

是二 者 的 主 要区 别

。

华力在西 期 武岩玄喷 溢 时

,

拉 克值

为

,‘

泰勒

,

,

仅

金

含 底 部 大厂 层 含 温成矿 热液

,

直接 形 成 金含源矿岩 表 印支 燕 山,

略于 克高拉 值克 不 玄象 岩武金矿 有 明 显的矿 源

岩

数少 可 成形工 业 矿

体一

主

、

期低中

、

表

、。

含 古热地热

流除

,对,

,

、

东 黔滇 西 滇与 北 分布 一西系列 玄武岩铜,

但 虽 矿 成 母 矿岩都是 玄 岩

,武, ,

,

几

围岩 直接 形成 卡 林 型 矿金

外同

时 对玄 岩武、

但产 空出 间不 同 铜

,

金矿 含源岩 化

尸

,

‘

进,行 叠加矿化

。

造 与改

矿富 出产金矿 在矿集区 北 之之 西地 区 而且 又 以 玄武

喷溢 岩 尾声的

些地区 又 正

是形

成 武岩玄 矿

、

因而

金

,

玄武岩

金 与卡林矿

、

。

与汤 为主要 含铜 层,

而这

型矿金 具有 同 相中的温低 热 成液矿 矿 石 与脉

石矿物

组合 岩

围岩 蚀变 等 同地 质共 特

征 。,和

、

、

在

有 玄武

,,

厂

‘

,

、

等层地 存共 地

、

区尸

厂层 缺大失 的地区 是否 意味 着玄 武 喷溢 早 期岩 尸 富金更晚 期 爪 更富铜 奋 但 在 西 黔 南 有 既尸与 存共‘

,

’

在

有 构 利 带

堡 等处造,

背

斜、

纵

横 断层

层 间

破碎 带

的地 区

戈塘

,

只 却有

金 矿产的出 没 而 铜有 矿 的 出产,

可

时产 出 同玄武 岩金 矿 与 卡林 金型矿 只 矿是 化比 有重 所不 同

。

堂上

,

、

泥

原 其 尚因研究

待。

因

而

在

找

考参文 献 王

砚耕试 论 黔 西南卡 林金矿型 域成区 模式 矿〔〕 贵地州质

,,

,

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全 名证梁论 李建举 云 堂 南微细浸型金染地质特矿及 找矿征标志

,

西〕南矿产地质

, ,

,

,

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,

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华,

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,

,

一

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,

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州 贵普安县泥 堡 金 矿区某些矿 床 地 质 征特及 矿 方 找探向【 〕讨 州地贵

质

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, 南等盘 地 区浅江地层构质造 金与矿布分式【模〕贵州地 质贵 地质州

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,

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地 州质

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,

等

威地宁区 玄武 岩 铜 矿 地质 特征 【 〕贵 地 州

未刊质

稿

,

,,

峨

眉山 玄武岩 与玄 武岩铜 矿 究研

化

工

矿

产

地

年质

谭

金运 滇桂接壤黔 卡区型林 矿床金 质地【 〕 国中卡林金型【矿〕 中有色总 国司公矿 地产 研质究院 编 南 京

,

南京

大 出学社版,

,

刘东 升 谭 运金王 建 业,

,

等

中的国卡 型 金林矿床〔 〕 国中林卡型金矿【 〕中国有 色总公司矿 产 质研 地院究 编,

京南 南京学大 出版社 杨科伍

,

塘戈 式金 床 之矿 成 因 找及矿 远 初 景

探—

兼

柴论木式 由矿金【〕贵 州地 质

,

,

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一

如

,

,

二第轮 矿 产资源 规 编划制工 作 动

启随 着 前 日 国土 源 部资关 于开 展第 轮矿 二产 源规 资编 制 工划 通 知 作的 下 发,

第 二

轮 产 矿资 的源 编制

,

。

规划 制编 工 作 正 式 启动

,年

月

底前 将 完成省 级 矿 资 源 总产 体 规划,

预审

、稿

第

轮二 矿 产源资 划编规制将以 科发学 展 观统 为

开 领发中 保护

”

从 解缓资 源 束 提 约深 高度。

,

“

在保 护

中 开 发

,

在

,

指 的方导 针出发

,

统

筹 兼顾

,

突 出 点

重

,

体

特现

色

防止 简单 复

重

切、实 挥发好划 在规宏 观 控 和调监 督 管理 等面方 的重 要 用作

在明确 规划 制 编基 的 本 思

路,

正

确

处 理好 各方 面 系 关的基础 上 突出规 划 编

制的 重点 规 划 的衔 接间

。

,

增 强规 划 的瞻性前 和 可 操性作

并认 真做好

认研真 究矿产 资 源 调评查价 与勘 查 和构 优结 化、

、

矿产

源 开资发 利 用总 调 控

量

、

矿 产

源资开 发 利 用 布 局

,

产矿 资源 约 集节 约 用利

。

、

矿 环 境山 保 与恢 护复治理 等 大重问

题是

第 二轮矿产 资

源 规划 制 编的具体 求要

杨

玲 稿

供

范文四：峨眉山溢流玄武岩省高钛玄武岩的两种不同地幔源特征

峨眉山溢流玄武岩省高钛玄武岩的两种不

同地幔源特征

第4o卷第6期

2O1O年l1月

学fig球

University(Earth

科学版)

ScienceEdition)

Vo1.40

NOV.

No.6

2O1O

峨眉山溢流玄武岩省高钛玄武岩的

两种不同地幔源特征

严再飞,黄智龙,陈觅,周家喜,赵

1.中国科学院地球化学研究所/矿床地球化学国家重点实验室, 2.中国科学院研究生院,北京100036

伟

摘要:为探讨和揭示峨眉山高钛玄武岩的幔源特征,以二滩高钛玄武岩为研究对象进行了主要元素,

微量元素和Sr—Nd—Pb同位素的系统研究.研究表明:二滩高钛玄武岩可分为A和B两组玄武岩;两组

岩石间的微量元素(Rb,K,Ba,Th,Nb和Ta)富集程度和微量元素比值(Ba/Nb,Ba/Th,Zr/

Nb,Th/Ia,Zr/Hf)以及同位素比值(Sr/Sr,208Pb/Pb)均存在较为明显的差异.造成这种差异

的原因不是岩浆过程(结晶分异,地壳混染,部分熔融)的不同,而是A组和B组具有

不同的地幔源.A组

具有EMI】特征,可能为富含辉石岩的交代地幔部分熔融所形成;B组则具有EMI

和C组分的混合特征,

可能为交代谱系较宽的地幔物质熔融所形成.

关键词:高钛玄武岩;微量元素;同位素;地幔源;峨眉山;溢流玄武岩省

中图分类号:P581文献标志码:A文章编号:1671—5888(2010)06—1311—12

TwoDistinctMantleSourcesforHigh—Ti

BasaltsintheEmeishanOverfaIIBasaltProvince

YANZai—fei,HUANGZhi—long,CHENMi,,ZH0UJia,

xi,ZHAOZheng,,DINGWei'

1.InstituteofGeochemistry/StateKeyLaboratoryofOreDepositsGeochemistry,ChineseAcademyofSciences,Guiyang550002,China

2.GraduateSchool,ChineseAcademyofSciences,]3eijing100036,China Abstract:Inordertoprobeandrevealthecharacteristicsofmantlesourcesforhigh—

Tibasaltsinthe

Emeishanoverfallbasaltprovince,majorelements,traceelementsandSr—Nd—

PbisotopesoftheErtan

high—

Tibasaltsaresystemicstudied.It'SindicatedthattheycanbedividedintogroupAandgroupB types.Twotypesofbasahsshowssuchdistinctgeochemicalcharacteristicsasdifferentconcentrationsof

thetraceelements(Rb,K,Ba,Th,Nb,Ta)andtrace—

elementratios(Ba/Nb,Ba/Th,Zr/Nb,Th/La,

Zr/Hf)aswellasdifferentSr/Srand.Pb/..Pbratios.ThedifferencebetweengroupAand groupBisresultedfromdistinctmantlesourcesinsteadofmagmaevolutionprocesses(fractional

crystallizztion,crustalcontamination,assimilation—

fractionalcrystallization,andpartialmelting).

GroupA,withthefeatureofEMII,isprobablygeneratedbypartialmeltingofmetasomaticmantle

enrichedpyroxenite.GroupB,withthemixedfeaturesofEMIand"C"component,isprobabl

yderived

frompartialmeltingofmantle—derivedmaterialswithwidemetasomatiespectrum.

Keywords:high—Tibasalt;traceelements;isotopes;mantlesources;Emeishan;floodbasatts

province

收稿日期:2009—12,04

基金项目:贵州省科学技术基金项目(黔科合J字E2008]z223号) 作者简介:严再飞(1978--),男,贵州安顺人,助理研究员,主要从事岩石学和矿床学方面的研究,E—mail:zaifeiyan78@

hotmail.corn.

大

J

林

吉M

r

叫

J

吉林大学(地球科学版)第4O卷

0引言

形成于大洋和大陆板内的岩浆其地幔源区均含

有富集组分;然而,这些富集地幔组分的起源及

其熔融机制仍然存在较多争论.一种假设认为,这

种富集组分源自循环的俯冲大洋壳,这些俯冲物

质在地幔深处发生熔融,所形成的熔融体在上升过

程中与地幔橄榄岩发生反应并形成辉石岩,而此类

辉石岩被视为板内玄武岩的主要地幔源...另一

种观点则认为,这些富集组分与交代的大陆或大洋

岩石圈有关j.此外,Willbod和Strackelo3认为

除了大洋壳的俯冲,还存在上大陆壳和下大陆壳的 俯冲.Jackson等?研究进一步证实了地幔中的确 存在俯冲的上大陆壳物质.

峨眉山溢流玄武岩为大陆板内玄武岩,自峨眉 山玄武岩的地幔柱成因被提出以来,已取得了大 量的研究成果[I3-18].xu等E将峨眉山玄武岩划分 为高钛玄武岩(HT)和低钛玄武岩(IT),并认为低 钛玄武岩为地幔柱轴部熔融所形成,而高钛玄武岩 为地幔柱边缘的部分熔融所形成.Xiao等.则认 为低钛玄武岩的源区主要为大陆下岩石固地幔,而 高钛玄武岩形成于峨眉山地幔柱头的低度熔融.然 而,张招崇和王福生认为峨眉山玄武岩源区可由 EMI,EMII和DMM不同程度的混合来解释.可 见,对于峨眉山溢流玄武岩的成因仍存在较多争论. 虽然笔者已x,~--滩玄武岩的地球化学和源区特征进 行过探讨l1,但不够系统和全面,缺少精细的刻 画.本文对位于峨眉山溢流玄武岩省中部的二滩玄 武岩Sr—Nd—Pb同位素和主量元素,微量元素(高 场强元素,HFSE)数据进行了系统分析研究.其同 位素和微量元素(高场强元素)比值均出现了较大范 围的变化,并以此来探讨峨眉山高钛玄武岩地幔组 分的多样性及其起源.

l样品采集和分析方法

样品采集地为二滩地区,地处峨眉山溢流玄武 岩省中部.采集的岩石样品相对较为新鲜,但部分 地段风化比较严重,出现球状风化.在本文里,所采 用的样品中绝大多数样品的烧失量均小于2.5, 力求避免风化,蚀变所带来的影响.

采用如下方法对Rb—Sr,SmNd同位素进行

了分析测试.大约100mg全岩粉末样品,加入适 量的Rb一Sr和"SmNd混合稀释剂与纯化 的HF—HCI()酸混合试剂后,在高温下完全溶解. Rb—Sr和REE的分离与纯化是在2mIAG50W X12交换树脂(200~400目)的石英交换柱进行的, 而Sm和Nd的分离与纯化是在石英交换柱用lmL Teflon粉末为交换介质完成的.sr同位素比值测 定采用Ta金属带和TaHf发射剂,而Rb,Sm和 Nd同位素比值测定采用双Re金属带形式.分别 采用Nd/…Nd一0.72l9和St/Sr一0.1194校 正测得的Nd和Sr同位素比值.铷一锶和钐一钕的 全流程本底分别为100Pg和5Opg左右.化学流 程和同位素比值测试可参见文献E20—213.化学分 离和同位素比值测量在中国科学院地质与地球物理 研究所固体同位素地球化学实验室完成,测量仪器 为德国Finnigan公司MAT一262热电离质谱计. 主,微量元素分析见文献[192,Pb同位素分析见文 献[18].

2结果

在本次研究中,根据样品间微量元素比值和同 位素比值等明显差异,将岩石样品分为A和B两 组.

2.1主量元素

本文中所采用的主量元素均具有玄武质熔岩特 征(表1),数据来自文献[18—19].A组样品的 Si()质量分数变化范围相对集中,绝大部分为 45,52;B组样品的SiO质量分数变化相对较 大,为42,54.A和B组的MgO质量分数变 化范围相似,大部分样品为5,1O%,少数几件样

品小于5.此外,A组中样品ERT一18的MgO

质量分数高达l9.68,B组中样品ERT7的

MgO质量分数高达17.93,为苦橄质玄武岩.在

硅一碱图中,多数样品表现为亚碱性系列,少数样品

则表现为碱性系列(图1).

A组的Ca()质量分数变化范围相对较宽,为

4.75,14.18;而B组的Ca()质量分数为

5.76,12.0(图2a).两组样品中TiO和

FeO质量分数变化范围均相似,且TiO质量分数

均大于2.5%,具有高钛玄武岩特征.A组中

TiO与MgO之问具有明显的负相关性(图2b),而

B组的相关性较差.两组样品间Al().含量差异较

为明显,A组普遍低于B组,且与MgO之间均具有

负相关性(图2c);两组样品中Fe()与MgO之问均

不见明显相关关系(图2d).A和B组中NaO,

第6期严再飞,等:峨眉山溢流玄武岩省高钛玄武岩的两种不同地幔源特征1313 图l二滩高钛玄武岩SiO一(K:0+Na:0)图解(碱性和

亚碱性区域划分据文献[23],TAS的分类据文献

[24])

Fig.1SiO2(wt%)VS(K20+Na2O)%relationshipsfor

groupAandB组lavasoftheErtanarea(The boundarybetweenthealkalineandsubalkaline

fieldsisfromMiyashiro[23].Thefieldsforthe

TASclassificationschemeofLeMaitreeta1. [24])

Ko和P.().与MgO之间均显示出不同程度的负

相关性(图2e,f,g).两组样品中Na.0含量的变化

范围相似(图2e),PO也具有相似的特征(图2g);

而A组的K()含量则明显高于B组.从烧失量

(I0I)来看,两组样品的蚀变程度相当(图2h).两 组样品中K和Nb之问均显示出良好的正相关性 (未显示),说明样品受风化和蚀变作用的影响不明 显.

2.2微量元素

微量元素数据见表1,数据来自严再飞等. A和B组中Ni和Cr与Mg之间均显示正相关性 (图3a,b),二者的Ni含量变化范围也相当;但A组 的Cr含量明显高于B组,且正相关性也更显着(图 3b).此外,极少数样品有较高的Ni,Cr含量,如A 组中ERT一18的Ni质量分数为1268×10,,Cr 质量分数为2607×10一;B组中ERT一7,ERT,8 的Ni质量分数分别为1412×10,1443×10一, Cr质量分数分别为2783×10,,2764×10.这 可能与样品中含橄榄石和尖晶石有关,但样品 ERT8的MgO质量分数仅为5.43.不相容微 量元素Ba和Rb在两组样品中也表现出了不同的 特征,A组中Ba,Rb含量普遍高于B组,且其含 量的变化范围也更大(图3c,d).两组玄武岩中的 Sr含量均较低,但A组有更大的Sr含量变化范围 (图3e).高场强元素Zr,Nb则表现出明显的特 征差异.B组的Zr含量普遍高于A组,且B组的 zr含量经历了低一高低的转变(图3f);相反,A 组的Nb含量则普遍高于B组,且A组的Nb含量 与Mg之问呈负相关,而B组不具有这种相关性 (图3g).Ce在两组样品中则显示出了不同的相关 性,A组中Ce与Mg呈一定的正相关关系,而B组 中Ce与Mg具有明显负相关性(图3h).值得注 意的是,两组样品的Zr/Hf比值出现了明显分异,A

组的Zr/Hf比值较低(6.90,23.41),B组的Zr/Hf 比值较高(31.26,38.07);而Nb/Ta比值的变化范 围不大.这可能与岩浆的结晶分异,部分熔融或 (和)地幔源物质的不均一性有关.

2.3Sr—Nd—Pb同位素

在A组和B组中分别挑选了4个和2个样品 进行同位素分析,分析结果见表1,其中A组的Pb 同位素比值数据来自严再飞等』】.分析结果表明: 两组样品的Sr同位素比值.Sr/Sr均具有富集特 征,但A组的.Sr/Sr比值要明显高于B组,其比 值分别为0.706973,0.707474和0.704659, 0.704833.与Sr同位素比值不同的是,A组和B 组的.Nd/…Nd值的变化范围非常相似,分别为 0.51237O,0.512672和0.512359,0.5127O1. 二者的SrNd同位素比值之间均不存在明显相关 性,但A组具EMII特征,B组具EMI特征(未显 示).两组样品的Pb同位素比值也具有富集地幔 特征,其比值的变化范围见表1.

3讨论

为了解释二滩高钛玄武岩(A组和B组)中的 主量元素,微量元素比值和同位素比值的差异,将 从岩浆过程,地幔源组分的地球化学特征和岩浆的 形成与时空演化三方面进行探讨.

3.1岩浆过程

3.1.1结晶分畀作用

A组和B组玄武岩中的主,微量元素均反映 了不同的地球化学趋势(图2,图3).如Al:()., TiO:和NaO伴随MgO的降低而增加,这与橄榄 石分异作用的影响一致;Ni和Cr含量随Mg值的

降低而降低,这也与母岩浆中橄榄石和单斜辉石分

第6期

1600 l400 l200 lOOO 0800 Z

600 4OO 2O0 0

900 8OO 70O 0600 蛊500 4O0 3OO 2OO lOO O

3OO 250 02OO I50 1OO 50

0

70

6O

50

S40 Z

^30 2O

10

O

严再飞,等:峨眉山溢流玄武岩省高钛玄武岩的两种不同地幔源特征

3OOO 25OO .

2000 15O0 l000 5OO 0

2O0 l80 l60 l40 l2O l0O 80

60

40

20

0

30O

250

2O0

】50

lO0

50

O

1OO

80

6O

40

2O

O

1315 405060708090405060708090

Mg#

图3Mg与微量元素变化图解

Mg#

Fig.3Mg—numberVStraceelementvariationsfortheErtanbasalts

Mg#一100×Mg/(Mg+Fe+)

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吉林大学(地球科学版)第4O卷 表1二滩玄武岩Sr,Nd,Pb同位素组成

TablelCompositionsofSr,NdandPbisotopesfortheErtanbasalts

注:A组的Ib同位素数据来自严再飞等;计算,d(f),(.Pb/Pb),(..Pb/Pb)和(Pb/Pb)的时

间,259Ma;角标i表示初

始值;208Pb/Pb一(Pb/!Pb测量值29.476)/(.Pb/.Pb测量值一9.307)L22].

异作用所产生的影响一致.虽然A组的Sr含量普 遍高于B组,但两组样品均有明显的Sr负异常(图 4a,b),而Eu无异常(Sr和Eu在斜长石中都是强相 容的).Xu等认为:斜长石的结晶分异作用导致 了峨眉山玄武岩的负Sr异常;而Eu无异常则与氧 逸度有关,氧逸度导致岩浆中形成了高比值的 Eu/Eu.近来对丽江苦橄质玄武岩的研究则认 为,这种sr负异常而Eu无异常的现象主要为蚀变 作用所导致1]...然而,A组和B绀样品中的Sr和 Eu与不活泼元素(如Nb)问具有良好的相关性(未 显示),因此蚀变对Sr和Eu的影响并不明显.此 外,A组出现明显的Zr负异常(图4a),而B组无Zr 异常(图4b),A组和B组之间出现了明显的Zr/Hf 比值分异.大量研究表明,熔体中单斜辉石和角闪 石的结晶分异作用能使其Zr/Hf比值发生分 异l2..j;但单独的单斜辉石和角闪石分异并不能 明显改变Zr/Hf的比值'.因此,部分熔融, 源区不均一性,混合或混染作用等都是必须考虑的 因素.结晶分异作用并不能解释二滩高钛玄武岩A 组和B组之间明显的Zr/Hf比值差异. 3.1.2地壳混染作用

A组和B组均无Nb,Ta负异常,说明二滩高 钛玄武岩受地壳的混染作用不明显,这与较早前峨 眉山高钛玄武岩的研究结果一致l】.A组和B组 的Sr/Sr与SiO,Rb和K之间缺少相关性,这也 排除了地壳混染和AFC的可能.此外,两组样品间 的Ba/Nb,Ba/Th,Zr/Nb和Th/Ia比值也显示了 差异性,但与"Sr/Sr均不具有明显的相关性(图

5),说明A组和B组不受地壳物质的混染.这与 Xu等纠的结果不完全一致,Xu等?认为部分峨 眉山高钛玄武岩(HT1)经历了AFC作用. 3.1.3部分熔融条件

由于A组和B组的微量元素具有富集地幔特 征(图4a,b),与OIB相似,因此A组和B组的熔体 形成深度应该都处于石榴石稳定区[.两组熔岩 样品的轻稀土(IREE)相对重稀土(HREE)均明显 富集(图6a,b),这也说明熔体中的石榴石主要以残 留相存在.

Yb/Sm和Tb/Yb对熔融程度有很好的指示意 义.(Yb/Sin)一(Tb/Yb)相关图解表明,A组和 B组的熔融程度有所区别(图7).A组的熔融程度 第6期严再飞,等:峨眉山溢流玄武岩省高钛玄武岩的两种不同地幔源特征

型

迤}

二三一

工

为1,5,来自石榴石区的熔体占6O,87, 大多数样品为80,87;B组的熔融程度为 3,7,来自石榴石区的熔体占5O,87,大 多数样品为50,7O.这说明形成A组的熔体 熔融深度比形成B组的熔体熔融深度普遍要深,暗 示部分熔融可能是导致两组岩石微量元素比值发生 分异的原因之一.需要强调的是,这些数据并非真 正反映了真实的熔融状态,因为这些数值可能随着 不同的熔融模型而发生改变,但在石榴子石稳定区 发生熔融是肯定的.

从以上论述可知,A组和B组之间熔融条件的

差异并不显着.因此,两组样品问微量元素比值和 同位素比值的明显差异并非部分熔融所导致,可能 与地幔源的不同(不均一性)有关.

3.2地幔源特征

不相容微量元素Rb,K,Ba,Th,Nb, Ta在A组和B组中的含量是不同的.B组中除了 ERT一19和ERT一26的Rb,Th含量明显较高 外,其它的元素含量普遍低于A组(图6a'b).上述 讨论已说明,结晶分异作用和部分熔融不可能是导 致A组和B组之间Rb,K,Ba,Th,Nb,Ta差异的 图4二滩玄武岩不相容微量元素配

分图(原始地幔值据

McDonoughandSun[.1) Fig.4Primitivemantle-normalized

incompatibletraceelement diagramsoftheErtanbasalts (Primitivemantle

normalizationfactorsare fromMcDonoughand

Sunr)

主要原因.这种差异可能暗示了A组和B组是由 不同地幔源物质熔融所形成的或是A组的地幔源 物质经历了更为富集的交代作用.两组样品间微量 元素比值Ba/Nb,Ba/Th,Zr/Nb,Th/La的明显差 异(图5),进一步印证了A组和B组是由不同物质 慢源熔融所形成的可能性...此外,两组样品的 LREE/HREE比值均明显高于原始地幔比值,这也 要求每个组的地幔源必须是富集的... 由于部分熔融和结晶分异作用均不会影响Sr,

Nd和Pb同位素比值,因此这些比值往往反映其 物源的特征.二滩高钛玄武岩A组和B组具有不 同的同位素比值特征,尤其是sr同位素比值的差异 显着(图5).A组的Sr/Sr比值(0.7069,

0.7074)具EMII特征,B组的Sr/Sr比值

(0.7046,0.7048)具EM1特征.在Pb/.Pb 与Sr/Sr的图解中(图8),B组位于EMI与共同 组分"C"(commoncomponent)之间,C组分是亏损 的,被认为是所有地幔端元的共同起源.,来源于 深部地幔.这说明B组的地幔源具EMI和C组分 的特征,可能是深部地幔柱上升至石榴石稳定区时 发生部分熔融,地幔柱的部分熔融体和EMI混合

第6期严再飞,等:峨眉山溢流玄武岩省高钛玄武岩的两种不同地幔源特征1319

图6二滩玄武岩稀土配分图(球粒陨石值据McDonoughandSun)

Fig.6Chondite-normalizedREEdiagramsfortheErtaqbasalts(Chonditenormalizationfact

orsarefromMcDonoughand Sun[6])

图7(Tb/Yb)r—fYWSm)图解(底图据文献[17]) Fig.7Plotsof(Tb/Yb)Pvs(Yb/Sm)PfortheErtan

basalts

二滩高钛玄武岩A组和B组虽然都具有富集 特征,但富集程度有所不同.A组的微量元素普遍 比B组的更富集,尤其是Rb,K,Ba,Th,Nb和Ta (图4a,b).A组微量元素含量的变化范围窄(图 4a),稀土元素也具有相似特征(图6a),说明其地幔 源组分比较单一,可能主要为富含辉石岩的地幔源, 辉石岩的熔融深度较深【4].这种地幔源由循环的大 洋岩石圈熔融体交代地幔橄榄岩所形成.,且具

有富集地幔EMII特征.B组的微量元素和稀土元 素均有较宽的变化范围(图4b,6b),说明其地幔源 物质的交代谱系较宽或地幔源由两种或两种以上的 图8二滩玄武岩Pb/Pb与"sr/sr图解(EM一1和 EM一2据Hofmann…,C组分据Hananand Grahamr..])

Fig.8Plotsof.Sr/.'Srvs.Pb/.PbfortheErtan

basalts(EM—IandEM—IIarefromHofmannr, CcomponentisfromHananandGraham[..])

物质混合所成.此外,B组的Sr/.Sr比值也明显

低于A组.因此,B组的地幔源与A组的地幔源有 明显区别.B组的St/踮Sr和Pb/Pb值位于

EMI和C组分(亏损物质)之间也说明了这一点 (图8);即交代富集的地幔组分熔融体与亏损的深 部地幔柱物质在岩浆通道中发生混合或具有较宽交 代谱系的地幔物质发生熔融,从而形成了B组. 那么,A组和B组的岩浆在时空上的演化是否

吉林大学(地球科学版)第4O卷

(2)造成A组,B组两组岩石问明显地球化学

差异的主要原因并非岩浆过程(结晶分异,地壳混 染,部分熔融)的不同所导致,而是地幔源的不同导 致了二者问的差异.

(3)A组具EMII特征,可能为富含辉石岩的

交代地幔部分熔融所形成.B组则具有EMI和C 组分的混合特征,可能为交代谱系较宽的地幔物质 熔融所形成.

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图9二滩玄武岩Pb/Ph与"Nd/Nd图解

Fig.9Pb/PbVS'Nd/'"NdfortheErtanbasaltsF2I

存在对应关系呢?图7表明,A组在石榴石区形成 的熔体比例普遍高于B组,且熔融程度相对较低,r3] 说明形成A组的熔融深度大于彤成B组的熔融深 度,这与A组的Zr含量明显低于B组的Zr含量一 致,因为Zr在石榴石中是强相容的.由于峨眉山溢E43 流玄武岩是在短时间内快速喷溢而成,因此A组和 B组的形成并无时问上的明显差异.同时,A组和 B组在空间的分布上也无明显差异,在采样剖面的l_. 底部均有A组和B组分布,而在中上部则主要为A 组.这可能是处在较深部的熔融体(形成A组)在一一 上涌过程中诱发了较浅部物质(形成B组)的熔融, 由于这两种熔融体向上快速喷溢并无混合,因此造 成了A组和B组的空间分布格局.在熔体通道被r] 打开后,深部熔体快速溢出地表,所以剖面中上部主 要分布有A组.

上述的岩浆形成模式很好地解释了A组和B 组的时空分布格局,这表明B组由不同物质的熔融 体混合所形成的可能性不大,因为这与A组没有受[8] 到其它熔体混合的影响是相矛盾的.因此B组应 该是由具有较宽交代谱系的地幔源物质熔融所形成 的.

L9

4结论

(1)根据地球化学特征的不同,二滩高钛玄武岩 可被分为A组和B组两组岩石.A组的不相容微 量元素(Rb,K,Ba,Th,Nb和Ta)富集程度高于B 组,其St/Sr,PbPb比值也明显高于B

组.此外,两组岩石之问的微量元素比值(Ba/Nb, Ba/Th,Zr/Nb,Th/La,Zr/Hf)也出现明显分异.[11]

第6期严再飞,等:峨眉山溢流玄武岩省高钛玄武岩的两种不同地幔源特征1321 [12]

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范文五：昆明玄武岩红土物质组成的剖面特征

第 25 卷 第 4 期 Vol . 25 No . 4 昆 明 理 工 大 学 学

报 2000 年 8 月Aug. 2000

Journal of Kunming U nversit y of Science and Technology

Ξ

昆明玄武岩红土物质组成的剖面特征

黄 英 , 符必昌 , 付君蕖 , 李琴书

()昆明理工大学 电力工程学院 ,云南 昆明 650051

摘要 : 在对昆明某地玄武岩红土进行现场勘察的基础上 ,对其剖面的物质组成取样进行了研究.

结果表明 :玄武岩红土剖面的物质组成由地表向下呈有规律的变化 , 化学成分以 SiO, FeO, 2 2 3

AlO为主 ,随剖面深度的增大 ,SiO逐渐增大 , FeO和 AlO逐渐减少 ;烧失量 、p H 值 、比表面 2 3 2 2 3 2 3

积 、阳离子交换量都逐渐减小 . 颗粒组成上细下粗 ,具中等分散性 ,粘粒含量不高 ,天然含水率

小 ,土颗粒密度大 ,低塑性 ,不具膨胀性 ,有一定崩解能力. 这充分反映了同一剖面上红土化作用

从上到下逐渐减弱的变化规律.

关键词 : 玄武岩红土 ;化学成分 ;颗粒组成 ;剖面特征

文献标识码 :A() 中图分类号 : P642113 文章编号 :1007 - 855 X200004 - 088 - 05

引言0

云南素有“红土高原”之称. 在昆明盆地分布有大量红土 ,是建筑 、农业 、林业 、制砖等行业的重要场 所 ,涉及到土体的开发利用以及研究岩土的工程地质特性问题. 关于其它母岩形成的红土已进行了较多

1 ,2 的研究,而由玄武岩风化成的红土因其母岩的固有特性而不同 于 一 般 的 红 土 , 至 今 对 其 研 究 的 很 3 少,对其进行系统的研究非常必要. 因而 ,为了探明玄武岩红土的工程地质特征 ,我们对昆明某地的玄 武岩红土进行了现场的细致勘察 ,在了解野外岩性特征的基础上 ,沿剖面不同深度取样在室内进行了化学

组成和颗粒组成测试 ,以探讨玄武岩红土沿垂向的变化规律 .

1 昆明玄武岩红土的野外特征

经过对现场玄武岩红土多次反复认真细致的勘察 ,可以得出昆明玄武岩红土在垂直剖面上随深度增 大 ,具有以下的野外特征 :

() 1土体色泽 :玄武岩红土的外观色泽较暗 ,上部色彩均匀 ,呈褐红色 ; 随深度的增加 ,颜色变浅变亮 ,

中部呈混杂的褐黄色 ;下部可见强风化的玄武岩 ,其上夹紫色 、黑色斑点 ;

() 2土体颗粒 :在自然状态下 ,玄武岩红土给人的野外直观感觉是颗粒粗糙 、松散 、粘性少 、含水率小等 粉质土的特性 ,有一定透水性 ,水稳性不强 ,干土容易分散. 上部颗粒松散细小 ,用木捶敲打有轻微响声 , 具团粒形状 ;中部颗粒变粗 ,较坚硬 、致密 ,可看出大颗粒由细颗粒组成 ,具团粒形状 ,用木捶不容易捶散 ,

声音较响 、清脆 ;底部破碎的强风化玄武岩 ,呈小块状 ,不致密 ,较轻 ,感觉散 ,用手捏即碎成较细的粉末状 ,

用木捶敲打感觉闷声不清脆 ;

() 3土体完整性 :在自然状态下为较松散的土体 ,在剖面的上部尤为明显. 由于该剖面长期没有植被

4 覆盖 ,暴露在空气中 ,水分蒸发快 ,土体会因含水率降低产生收缩 ,且红土又具有以收缩为主的特性,在 剖面上土体由此形成的裂隙极为发育 ,从产生到发展的速度很快 ,在干旱气候条件下 ,新挖剖面数日内便 被收缩裂隙将土体切割得松散破碎. 裂隙发育程度从地表向下逐渐减弱 ,较多的裂隙存在于土体上部 ,以 竖向裂隙为主 ,水平裂隙较少 ,接近地表处呈张口竖向裂隙 ,裂隙上宽下窄 ,往下裂隙减少 ,逐渐趋于尖灭 ;

() 4土体干湿状态 :整个剖面土体给人的观感比较干燥 ,尤其是剖面的上部较干 ,随深度增加 ,土体的

湿度增大.

Ξ ( ( ) 收稿日期 :1999 - 10 - 14 ; 基 金 项 目 : 云 南 省 科 委 应 用 基 础 研 究 基 金 项 目 编 号 : 97 E048 M ; 国 家 自 然 科 学 基 金 项 目 批 准 号 :

)59968002

第一作者简介 :黄英 ,女 ,1963 年 9 月生 ,硕士 ,副教授 ;主要研究方向 :特殊土的工程地质特性

昆明玄武岩红土化学组成的剖面特征2

红土是在一定地质历史时期 ,母岩在独特的气候条件下经历风化作用 、微团粒化作用 、红土成土作用

5 三个红土化作用过程之后形成的地质体. 因而 ,红土的工程地质性质与其物质成分密切相关 ,而物质成分又取决于母岩的类型和它们所遭受的红土化作用的条件和程度. 不同母岩形成的红土 ,其物质组成不 同 ,昆明玄武岩红土的化学组成见表 1 和表 2 所示. 表中 : 由地表向下土层编号为 D?D?D? 2 - 1 2 - 2 2 - 3

本文重点讨论红土层物质组 D?D,D?D?D为红土层 ,D?D为玄武岩强风化层. 2 - 4 2 - 5 2 - 1 2 - 2 2 - 32 - 4 2 - 5

成的变化规律 .

表 1 昆明玄武岩红土的化学组成

w / % 质量分数 土层 SiO/ RO 2 2 3 编号 含量比 分子量比 SiOAlOFeOO NaO RO K CaO MgO 22 32 32 2 2 3 D28 . 24 30 . 42 23 . 14 0 . 66 0 . 30 0 . 24 0 . 012 53 . 56 0 . 53 1 . 06 2 - 1 D31 . 32 29 . 53 23 . 01 0 . 28 0 . 29 0 . 24 0 . 012 52 . 54 0 . 60 1 . 20 2 - 2 D33 . 47 29 . 18 21 . 86 0 . 39 0 . 54 0 . 26 0 . 09 51 . 04 0 . 66 1 . 32 2 - 3 D31 . 09 31 . 00 24 . 85 0 . 50 0 . 50 0 . 02 0 . 06 55 . 85 0 . 56 1 . 13 2 - 4 D2 - 5 31 . 65 29 . 17 25 . 00 0 . 25 0 . 42 0 . 02 0 . 04 54 . 17 0 . 58 1 . 19

表 2 昆明玄武岩红土的其它成分和阳离子交换量

++2 +2 +比表面积 CEC E K ENa ECa EMg 土层 烧失量 有机质 易溶盐 p H 值 - 1- 1- 1- 1- 12 - 1 编号 / molg? / mol?g / mol?g / mol?g / mol?g / % / % / % / mg

D14 . 57 0 . 59 0 . 059 6 . 5 118 . 9 0 . 170 1 0 . 002 6 0 . 044 8 0 . 105 8 0 . 016 9 2 - 1 D12 . 41 0 . 72 0 . 010 6 . 0 92 . 2 0 . 133 5 0 . 001 8 0 . 036 0 0 . 067 9 0 . 027 8 2 - 2 D12 . 21 0 . 19 0 . 010 5 . 9 87 . 8 0 . 110 9 0 . 014 4 0 . 012 9 0 . 057 8 0 . 025 8 2 - 3 D12 . 54 0 . 05 0 . 015 6 . 0 65 . 9 0 . 115 5 0 0 . 022 9 0 . 060 8 0 . 031 8 2 - 4 D12 . 19 0 . 09 0 . 008 6 . 2 81 . 1 0 . 098 3 0 0 . 023 4 0 . 050 9 0 . 024 0 2 - 5

从以上两个表可以看出 ,玄武岩红土的化学组成由地表向下呈规律性变化 :

() 1昆明玄武岩红土的化学成分以 SiO, FeO, AlO为主 , 这 三 种 成 分 占 总 量 的 80 %以 上 , 其 中 2 2 3 2 3

2 () ( ) FeO含量 在 20 %以上高于其它母岩形成的红土,倍半氧化物 RO指 FeO+ AlO之和的含量 2 3 2 3 2 3 2 3 在 50 %以上 ,其它化学成分钙 、镁 、钾 、钠氧化物的含量很少 ,在 2 %以下. 说明该地红土遭受了强烈的风 化淋滤作用 ,致使碱和碱土金属大量流失 ;

() 2二氧化硅与倍半氧化物含量比 SiO/ RO为 0 . 53,0 . 66 ,二氧化硅与倍半氧化物的分子比 SiO/2 2 3 2 RO为 1 . 06,1 . 32 ,可见其分子量比值比含量比值正好大 1 倍 ,且由于 RO的含量较高 ,硅与倍半氧化 2 3 2 3

物的比值较低 ,属于典型红土 ,这和野外观察到的结果是一致的 ;

() 3随着剖面深度的增加 ,SiO的含量逐渐增大 , FeO,AlO的含量逐渐减小 , SiO/ RO含量比和 2 2 3 2 3 2 2 3 SiO/ RO分子量比逐渐增大. 表明土层长期在氧化环境中 ,地表水的垂直渗透 、淋溶 、脱硅作用使土中 2 2 3

游离的 SiO向下迁移 、积聚 , FeO,AlO在土层上部相对富集 ,碱和碱土金属离子分解和溶失 ,因而土的 2 2 3 2 3

化学组成有自地表向下逐渐过渡变化的特点 ;

25 卷 第 ?90 ? 昆 明 理 工 大 学 学 报

有机质含量比下部多 ,因而上部烧失量大于下部 ;且上部颗粒比下部颗粒细小 ,说明上部颗粒的分解程度

( 大于下部 ,而 p H 值增大有利于颗粒的分解 ,因而剖面上部土体的 p H 值大于下部 ; 而阳离子交换量 以钙

) 离子交换为主从上到下逐渐减小 ,说明上部土体的活动能力强 ,下部土体的活动能力弱 . 理论上 ,上部土 体的红土化作用程度高 ,形成的矿物稳定 ,离子交换能力应当减小 ,这里出现相反现象 ,有待进一步研究.

以上分析说明 ,同一剖面的红土化作用程度从上到下逐渐减弱.

昆明玄武岩红土的颗粒组成3

为了探讨玄武岩红土垂向上颗粒组成的变化规律 ,沿剖面不同深度取样分别进行了加分散剂和不加 分散剂的颗粒组成分析 ,试验过程中观察到的现象见表 3 所示 ,颗粒大小组成见表 4 所示.

表 3 颗粒组成分析中观察到的试验现象

/ mL 土样在量筒中位置 土层 是否加 下沉 水质 颜色 悬浮物 编号 分散剂 速度 0 . 5 h 48 h D420 125 2 - 1 深 ()黄红色 较混 较多 较慢 D243 129 2 - 2 不加 ? 浅 ? ? ? D235 125 2 - 3 分散剂 ()较透明 清 少 快 D110 80 2 - 4 D108 80 2 - 5

D,D加分散剂 混 褐红色 多 慢 2 - 1 2 - 5

表 4 昆明玄武岩红土的颗粒组成

颗粒组成 / % 土层 加分散剂 不加分散剂 编号 0 . 1,0 . 05 0 . 05,0 . 005 ,0 . 05 0 . 05,0 . 005 0 . 1< 0="" .="" 005="">< 0="" .="" 002="">< 0="" .="" 005="">< 0="" .="" 002="" d15="" .="" 5="" 32="" .="" 5="" 52="" .="" 0="" 41="" .="" 7="" 24="" .="" 6="" 69="" .="" 1="" 6="" .="" 3="" 4="" .="" 0="" 2="" -="" 1="" d19="" .="" 1="" 38="" .="" 1="" 42="" .="" 5="" 32="" .="" 0="" 15="" .="" 8="" 82="" .="" 6="" 1="" .="" 6="" 2="" -="" 2="" d19="" .="" 1="" 33="" .="" 4="" 47="" .="" 5="" 37="" .="" 5="" 9="" .="" 0="" 89="" .="" 8="" 1="" .="" 2="" 2="" -="" 3="" d22="" .="" 2="" 52="" .="" 0="" 26="" .="" 0="" 15="" .="" 5="" 12="" .="" 0="" 86="" .="" 4="" 1="" .="" 6="" 2="" -="" 4="" d16="" .="" 1="" 52="" .="" 9="" 31="" .="" 0="" 16="" .="" 5="" 11="" .="" 5="" 86="" .="" 9="" 1="" .="" 6="" 2="" -="" 5="">

从表 3 和表 4 可以看出 :

() 1试验现象 :随着剖面深度的增加 ,不加分散剂 ,水质由混 ?清 ,颜色由黄红 ?透明 ,悬浮物由多 ? 少 ,颗粒沉降速度由慢 ?快 ,48 h 后土样在量筒中基本达到同一位置. 而加分散剂后 ,水质混 ,呈褐红色 , 整个量筒中都是悬浮颗粒 ,下沉慢. 由此可以看出分散剂的加入对红土颗粒的分散作用 ;

() 2中等分散性 :加分散剂后 ,土中小于 0 . 1 mm 的颗粒占 100 % ,但粘粒含量不高 ,在 42 . 5 %,

1 52 . 0 %之间 ,其中胶粒含量为 32 %,41 . 7 % ,小于其它类型红土的粘粒含量. 说明昆明玄武岩红土因 含较多的 FeO,它不仅使土的基质为红色 ,更重要的在于它对土颗粒之间的的连结作用强 ,形成不易分 2 3

散的稳固的集合体 ,因而细颗粒含量不高. 不论是否加分散剂 ,测出红土的颗粒组成都属级配不良的土 ;

() () (3分散效果 :不加分散剂时 ,测出的粘粒含量很小 在 7 %以下,而粉粒含量很高 在 69 . 1 %,

) 89 . 8 %之间,且随深度增加 ,粉粒含量增大 ,成为粉质土 ,与野外勘察结果一致. 加分散剂后 ,粘粒含量增 加 ,粉粒含量减小 ,说明加分散剂分散的是粉粒 ,它实际上是粘粒的集合体 . 加与不加分散剂 ,测出的颗粒 组成相差很大 ,不加分散剂测出的颗粒组成反映红土的自然存在状态 ,而加分散剂测出的颗粒组成才是玄 武岩红土真正的颗粒组成 .

昆明玄武岩红土的物理性质指标见表 5 所示.

表 5 昆明玄武岩红土的物性指标

液限 塑限 液性指数 塑性指数 液塑比 自由膨胀率 含水率 土层 土颗粒密度 编号 F/ % I I ωωωω G w / % / s LpLpL p

D29 . 6 2 . 95 57 . 6 49 . 5 - 2 . 46 8 . 1 1 . 16 9 . 0 2 - 1 D15 . 1 2 . 98 63 . 5 53 . 5 - 3 . 84 10 . 0 1 . 19 17 . 0 2 - 2 D29 . 2 2 . 98 61 . 9 51 . 4 - 2 . 11 10 . 5 1 . 20 25 . 0 2 - 3 D39 . 0 2 . 98 72 . 1 52 . 5 - 0 . 69 19 . 6 1 . 37 13 . 0 2 - 4 D46 . 8 2 . 99 74 . 6 55 . 2 - 0 . 43 19 . 4 1 . 35 13 . 0 2 - 5

表 5 表明 :

() 1天然含水率小 :该剖面红土由于没有植被覆盖 ,长期暴露在外面 ,受昆明日照强及风大的影响 ,因 而天然含水率较小 ,特别是在剖面的上部 ,含水率很小. 除 D特殊情况外 ,随着剖面深度的增大 ,含水 2 - 1

率呈增大的趋势 ;

1 () 2土颗粒密度大 :玄武岩红土的土颗粒密度较大 ,在 2 . 95 以上 ,大于一般红土的土颗粒密度,但随剖面深度变化不大. 这是与玄武岩红土发育程度高 , FeO的含量较高 ,形成的游离 FeO较多 ,颗粒较粗 2 3 2 3 不易分散有密切的关系. 研究表明 :粗颗粒的密度较大 ,含铁量相对较大 ,红土颗粒的高密度主要与其游

6 离 FeO的高含量有关; 2 3

() 3低塑性 :玄武岩红土的液塑限较高 ,液塑比较小 ,塑性指数和液性指数都很小 ,随剖面深度变化不

7 大 . 按塑性图分类,属“M H”类土 ,土体处于坚硬状态. 这主要是与其天然含水率较小和粘粒含量不高有关 ;

() 4不具膨胀性 :玄武岩红土的自由膨胀率较小 ,在 9 %,25 %之间变化 ,随剖面深度增加呈增大的趋

8 3 势 . 按自由膨胀率小于 40 %的膨胀性标准判断,玄武岩红土不属于膨胀性土 ,一般不具有膨胀性;

() 5有一定崩解性 :玄武岩红土具有一定的崩解特性 ,用水浸泡即可分散 ,土块浸水 2 min 左右即可崩 解破碎成细颗粒. 随着剖面深度的增加 ,土体的崩解性减弱 . 其崩解能力的大小与红土化作用程度和与 此所含的游离 FeO的多少密切相关. 2 3

结论5

昆明玄武岩红土具有显著的垂直剖面特征 :

() 1玄武岩红土在野外剖面从上到下以其颜色由褐红变褐黄 ,颗粒由细到粗 ,裂隙由多到少 ,含水由干 到湿等粉质土特性为其野外显著的剖面特征 ;

() 2玄武岩红土的化学成分仍以 SiO, FeO,AlO为主 , FeO含量较高 , SiO/ RO比值较小 ,随剖 2 2 3 2 3 2 3 2 2 3 面深度的增加 ,SiO的含量逐渐减少 , FeO,AlO的含量逐渐增大 ,反映红土所遭受的淋滤作用是由上 2 2 3 2 3

到下逐渐减弱 ;

() 3玄武岩红土的烧失量 、p H 值 、比表面积 、阳离子交换量等指标随剖面深度的增加逐渐减小 ,反映了 同一剖面红土化作用程度从上到下逐渐减弱 ;

() 4玄武岩红土以具有中等分散性 、粘粒含量不高 、天然含水率小 、土颗粒密度大 、液塑限高 、低塑性 不具膨胀性 、有一定崩解性区别于其它类型的红土 ;

() 5关于玄武岩红土的其它剖面特征有待于进一步研究.

25 卷 第 ?92 ? 昆 明 理 工 大 学 学 报

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The Sect ion Propert ies of the Substance Composit ion

of the Ba salt Laterite in Kun ming Area

HUAN G Ying , FU Bi - chang , FU J un - qu , LI Qin - shu

( ) The Faculty of Elect ric Power Engineering , Kunming U niversit y of Science and Technology , Kunming 650051 ,ChinaAbstract : This paper analyses t he substance co mpo siting of t he basalt laterite sectio n , based o n site investiga2 tio n t he basalt laterite in Kunming area . The research result s show s t hat t he substance co mpo sitio ns of t he basalt laterite sectio n exist s t he change regulatio ns f ro m t he gro und surf ace to deep , SiOand FeOand AlO2 2 3 2 3 are t he main chemical co mpo sitio ns. The SiOincreases gradually , but t he FeOand AlOdecrease gradual2 2 2 3 2 3 ly , t he bur ning quantit y , t he p H values and t he catio n exchange capacit y decrease gradually wit h t he increas2 ing of t he sectio n dep t h . The grain co mpo sitio ns of t he laterite sectio n is t hin up and t hick deeply , t he des2 perse is mediate , t he clay centent and t he nat ural moist ure centent and t he plastic are low , t he specific gravit y is larg , it does not have t he swelling and has t he definite collap se . It f ully respo nses t hat t he laterizatio n of t he same sectio n decreases gradually f ro m t he gro und surf ace to deep .

Key words : Basalt laterite ; chemical co mpo sitio n ; grain co mpo sitio n ; sectio n p roperties

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