岩体特征（精选十篇）
岩体特征 篇1
1 边坡锚索支护方式的发展
边坡岩土体的锚固体系由外锚结构、内锚结构和连接体三部分组成。锚索预应力通过两种途径在岩土体中传递以实现加固作用:一是通过锚头压紧岩土体;一是通过连接体将预应力传递给内锚固段周边的岩土体。外锚结构有锚墩、地格梁、锚桩等形式;内锚结构有圆柱形、扩大形、分散形等形式;连接体有刚性材料、柔性材料的区别。
我国岩土预应力锚杆技术普遍应用于边坡工程。预应力锚杆 (索) 支护方式也已从最初的拉力型逐步发展为拉力型、压力型和荷载分散型 (即拉力分散型、压力分散型、拉压分散型) 等。
2 各种边坡锚索的特点
2.1 拉力型锚索
主要依靠内锚固段提供足够的抗拔力, 来保证预应力的施作, 其荷载依赖于固定段索体与灌浆体界面上的剪应力。这种锚索的内锚固段一般有两种形式:一种是采用水泥浆或水泥砂浆将锚固段部分的锚索体固结在岩体的稳定部分;另一种是采用机械式内锚固段, 如胀壳式内锚头。由于机械式内锚头适应性差, 加工量大, 现已很少使用。拉力型锚索结构简单, 施工方便, 造价较低。但拉力型锚索内锚固段受力不尽合理, 锚固段主要承受拉应力, 且在锚固段起始部位应力十分集中, 易造成浆体开裂, 影响抗拔力和锚索的耐久性。
2.2 压力型锚索
借助无粘结钢绞线或带套管线材使之与灌浆体隔开, 将荷载直接传至底部特制的承载体, 通过承载体的挤压作用将荷载由锚固体的底端向锚固体的顶部传递。压力型锚索与拉力型锚索的受力机理不同, 其荷载的分布特点是:在锚索的根部荷载大, 靠近孔口方向荷载明显变小, 这样有利于将不稳定体锚定在地层深部, 充分利用有效锚固段, 从而可以缩短锚索长度;浆体受压, 被锚固体受压范围更大, 可提供更大锚固力;压力型锚索的锚索体采用无粘结钢绞线, 因而多一层防护措施, 如果采用镀锌或环氧喷涂钢绞线外再包裹一层或两层高密度聚乙烯 (PE套管) , 就具有更高防护性能;下锚后可一次性全孔注浆, 这样不仅可以减少注浆工序, 而且即使没施加预应力, 靠浆体和岩土体的粘结力也能起到一定加固作用, 这对于正在滑动的滑坡体加固是很有必要的。
2.3 荷载分散型锚索
将施加的预应力分散在整个锚固段上, 使应力应变分散、减小, 以便克服拉力型或压力型应力集中的不利因素, 确保锚固体不受破坏。这类锚索按其应力性质可分为四种:拉力分散型、压力分散型、剪力型和拉压分散型。
其中拉力分散型锚索的锚索体均采用无粘结钢绞线, 较简单的拉力型锚索是将处于锚固段中不同长度的无粘结钢绞线末端按一定长度剥除高密度聚乙烯 (PE) 套管, 即变为粘结段。当注浆固结后, 锚索预应力通过钢绞线与浆体的粘结力传递给被加固体, 从而提供锚固力。
压力分散型锚索的索体也是采用无粘结钢绞线, 较简单的压力分散型锚索的结构是:在不同长度的无粘结钢绞线末端套以承载板和挤压套。当锚索体被注浆体固结后, 以一定荷载张拉相应承载板上的钢绞线时, 设置在不同深度部位的数个承载板将压应力通过浆体传递给被加固体, 这样对在锚固段范围内的被加固体提供被分散的锚固力。
剪力型锚索也是荷载分散型的一种, 它的结构是在不同长度的无粘结钢绞线末端用环氧砂浆粘结, 靠剪力和压力将预应力分散作用于锚固段。
拉压分散型锚索是在两根无粘结钢绞线下部剥除1m～3mPE套管, 变为拉力型锚固段, 在无粘结段上部安装可移动挤压套和承载板, 变为压力型锚固段, 在另外两根或四根、或六根无粘结钢绞线上也按上两根那样处置, 然后将他们编制在一起。编索时无粘结段呈台阶状布置, 这样就形成了拉压分散型锚索, 它可提供比拉力分散型和压力分散型锚索更为均匀的锚固力。
3 结语
各种边坡锚索其受力性能和方式各不相同, 对不同的边坡岩体, 它们的锚固效果相差很大。因此, 在对边坡进行加固时, 要根据实际的地质条件, 选择合适的锚索类型进行加固, 才能起到良好的边坡加固效果。
预应力锚索对边坡加固的效果明显, 有广泛的应有用前景。
摘要：边坡工程是岩土工程领域中非常重要的分支, 其边坡锚索的结构形式、表面形态、受力特性等的各有不同, 其锚固作用机理也就存在差异。为指导岩体边坡工程中锚索的合理选型, 本文探讨不同边坡锚索类型和受力特征。
关键词：边坡锚索,受力特征,岩土工程
参考文献
[1]肖世国, 周德培.非全长粘结型锚索锚固段长度的一种确定方法[J].岩石力学与工程学报, 2004, 23 (9) :1530～1534.
[2]朱玉, 卫军, 廖朝华.确定预应力锚索锚固长度的复合幂函数法[J].武汉理工大学学报, 2005, 27 (8) :60～63.
鄂东南小岩体分布及其基本特征 篇2
鄂东南小岩体分布及其基本特征
鄂东南燕山期小岩体(群)有137处,主要分布在两大层间顺层滑脱拆离带中和毛铺-两剑桥断裂及其附近.小岩体规模小,埋藏浅,形态多为筒状、似直立柱体、蘑菇状、脉状、岩株状、岩墙状.小岩体产状总体倾向南、南东,倾角30°以上.鄂东南小岩体主要为中酸性花岗岩类,侵入期次分为两期七次.岩浆演化从早到晚的趋势为:闪长岩、石英闪长岩、石英二长闪长玢岩、花岗闪长斑岩、花岗斑岩、石英斑岩.部分小岩体与鄂东南六大岩体一样是杂岩体,是岩浆多期次演化的产物.小岩体岩浆来源于深部,与太平洋板块向欧亚板块俯冲作用有关.
作 者：刘晓妮 孔繁河 杨培 刘忠明 朱琳 李红 LIU Xiaoni KONG Fanhe YANG Pei LIU Zhongming ZHU Lin LI Hong 作者单位：刘晓妮,杨培,刘忠明,朱琳,李红,LIU Xiaoni,YANG Pei,LIU Zhongming,ZHU Lin,LI Hong(湖北省地质科学研究所,湖北,武汉,430022)孔繁河,KONG Fanhe(湖北省第二地质大队,湖北,恩施,445000)
刊 名：资源环境与工程 英文刊名：RESOURCES ENVIRONMENT & ENGINEERING 年，卷(期)： 23(4) 分类号：P619.22+2 关键词：小岩体 基本特征 鄂东南岩体特征 篇3
1 理论模型
1.1 基本假设
(1) 处于塑性区(极限平衡区)内任何节点的的正应力与剪应力满足莫尔-库仑强度准则：
其中，为斜面上的抗剪强度；，分别为岩体的粘聚力和内摩擦角；为斜面上的正应力，其值；，为方向余弦。
(2) 分析过程中不考虑体积力的影响。
(3) 岩体是弹塑性材料，且各向同性。
1.2 基本方程
在处于塑性区(极限平衡状态)的岩体，应力满足平衡微分方程：
1.3 本构模型
本研究采用ansys有限元法求解边坡稳定问题时，采用了理想弹塑性模型，其本构模型采Drucker-Prager 准则：
式中：,分别表示应力张量的第一不变量和应力偏张量的第二不变量。、为与岩土材料内摩擦角和粘聚力有关的常数，，。屈服面在平面上为不等角度的六边形的外接圆。
2 高边坡开挖应力场
为了解边坡开挖的力学效应,对K88+680断面边坡进行了二维弹塑性有限元计算分析。计算模型边界为：底部为173m,高为112m,分别为开挖宽度和深度的4倍多，基本可以消除边界对应力的影响。底部取x、y方向
位移约束，侧面施加x方向位移约束。模型网格的稀密对二维弹塑性有限元计算有着一定的影响，为了提高计算精度，所以在开挖区域及周边敏感部位对网格采取加密措施。模型是由5544个节点组成的5688个单元。用“杀死”单元法开挖掉3710个单元。
2.1 计算参数的选取
本次模拟考虑到了地层岩性的差异，计算区域中所涉及的岩体主要有坡积土(Q4dl+el) 和强风化泥灰岩(T2b)，通过岩体物理力学试验和工程地质类比，最后确定了各岩体的计算参数(表1)
摘 要：边坡开挖过程的力学性状变化是一个复杂的过程，同时其塑性区演变趋势也是一个复杂的过程。文章通过假设边坡完全处于理想弹塑性状态，并以Drucker-Prager 准则为本构模型，运用ANSYS有限元软件对巫山至巫溪（巫溪段）公路K88段高边坡开挖过程应力调整过程及塑性区变化过程进行了模拟，得出了开挖过程中应力最大处为坡脚。边坡塑性区是一个动态调整过程，最终位于强风化泥灰岩与弱风化泥灰岩交界处。
关键词：开挖岩体边坡；力学性状；塑性区演变特征
巫山至巫溪(巫溪段)二级公路位于重庆市巫溪县南部地区。起点位于龙溪金家沟，里程K86+000，终点在花栗路口，里程K109+875.993，全长23.875km。路线路段主要跨越大泉山山脉，地形较复杂，沿线多高陡边坡，受岩性影响，有很多高边坡在开挖过程中出现失稳现象。研究路段位于柚子树境内，起止里程桩号K88+840～K88+950，全长110m。该段内边坡为路堑边坡，切坡最高为32m，最低为21m。场地内出露地层主要为第四系全新统残坡积碎石土（Q4el+dl），厚度0.4~1.5m；以及三叠系中统巴东组（T2b3）泥灰岩，厚度大于30m。
1 理论模型
1.1 基本假设
(1) 处于塑性区(极限平衡区)内任何节点的的正应力与剪应力满足莫尔-库仑强度准则：
其中，为斜面上的抗剪强度；，分别为岩体的粘聚力和内摩擦角；为斜面上的正应力，其值；，为方向余弦。
(2) 分析过程中不考虑体积力的影响。
(3) 岩体是弹塑性材料，且各向同性。
1.2 基本方程
在处于塑性区(极限平衡状态)的岩体，应力满足平衡微分方程：
式中：,分别表示应力张量的第一不变量和应力偏张量的第二不变量。、为与岩土材料内摩擦角和粘聚力有关的常数，，。屈服面在平面上为不等角度的六边形的外接圆。
2 高边坡开挖应力场
为了解边坡开挖的力学效应,对K88+680断面边坡进行了二维弹塑性有限元计算分析。计算模型边界为：底部为173m,高为112m,分别为开挖宽度和深度的4倍多，基本可以消除边界对应力的影响。底部取x、y方向
位移约束，侧面施加x方向位移约束。模型网格的稀密对二维弹塑性有限元计算有着一定的影响，为了提高计算精度，所以在开挖区域及周边敏感部位对网格采取加密措施。模型是由5544个节点组成的5688个单元。用“杀死”单元法开挖掉3710个单元。
2.1 计算参数的选取
本次模拟考虑到了地层岩性的差异，计算区域中所涉及的岩体主要有坡积土(Q4dl+el) 和强风化泥灰岩(T2b)，通过岩体物理力学试验和工程地质类比，最后确定了各岩体的计算参数(表1)
岩 体 (kg/m3)(MPa)(KPa)
坡积土21001500.382521
强风化泥灰岩230018000.326023
弱风化泥灰岩240026000.2613024
灰岩(基岩)240045000.1840035
2.2 初始应力场
岩体的初始应力场, 取正应力以压为正（在ansys中数值上表示为负）, 其大主应力方向在近地表呈不规则的锯齿型，深部接近水平，深部应力值为2.6MPa左右(图1)；小主应力方向在近地表处基本上与坡面轮廓线平行, 深部接近水平，深部应力值为0.57MPa左右(图2)。
2.3 开挖应力场
经计算, 在开挖过程中, 初始应力场不断受到扰动与调整, 开挖区左右及下部的扰动范围在1倍开口宽度以内, 开挖面附近大主应力方向接近垂直开挖面方向, 坡面局部地区由压应力变为拉应力,小主应力方向接近于平行开挖面方向,路基近表面是处于受拉状态。在左右坡脚处存在不同程度的应力集中现象,右边坡脚处最大压应力值为0.17MPa，左边坡脚处最大压应力0.98MPa。
2.4 受拉区域
边坡切削完成后，由于卸荷回弹，整个路基近表面及左切坡的第一台阶中部出现了拉应力区，并受地质构造等因素的影响而呈现出不同的分布形式。在路基上出现呈矩形状拉应力区，其大主应力值为30～75kPa，左切坡上有一个呈等边三角形状的拉应力区，其大主应力值为5～27kPa。
3 塑性区演变特征
根据计算区内的地层结构，在建模的时候分成四层不同岩性的岩体，该边坡分四个阶段开挖来分析其塑性区的演变情况。随开挖深度的增加, 塑性区范围不断增大。当开采深度达到一定深度, 边坡的稳定性就会受到很大威胁。
3.1 第一次开挖
第一次开挖主要是把近地表的坡积土挖除，兼挖强风化泥灰岩层上部，因为原地表斜坡比较陡峭，且开挖坡比高大(1∶0.5~1∶0.3)。此部分开挖后，观察有限元计算结果，可以看出在坡脚除出现了应力集中，并有小范围的塑性变形，其等效塑性应变区的值为：0.395×10-5～0.673×10-4 。
3.2 第二次开挖
第二次开挖是将强风化泥灰岩层切掉，坡脚已达到强风化泥灰岩与弱风化泥灰岩交界处，坡脚虽然有应力集中现象，但是塑性区是出现在层间，与第一次开挖的塑性区是相连接的。塑性区外的弹性区应力有增加的趋势，这是因为此处岩体发生塑性变形，将应力释放转移到弹性区岩体内。塑性应变出现在坡面临空面，其等效塑性区内的值为：0.163×10-4～0.277×10-3 。
3.3 第三次开挖
第三次开挖是沿第二次开挖的基础上往下开挖5m左右，坡角处出现应力集中现场，并出现小范围的塑性区，在强风化泥灰岩与弱风化泥灰岩的交界处的塑性区范围进一步扩大，并出现滑移变形。层间塑性区的等效塑性应变为：0.124×10-4～0.210×10-3；开挖坡脚塑性区的等效塑性应变为：0.124×10-4～0.111×10-3。
3.4 第四次开挖
此次开挖是将边坡切削到路基设计标高，整个路基是处在弱风化泥灰岩层中。强风化泥灰岩和弱风化泥灰岩交界处出现大面积的塑性区，坡脚排水沟处出现应力集中，有塑性区分布，并在路肩上了出现塑性变形。第三阶段的开挖坡脚塑性区消失，这是因为随着开挖的深入，此处的应力集中消失。层间塑性区的等效塑性应变为0.208×10-4～0.187×10-3 ，其值较第三阶段小，这是由于开挖卸荷后应力调整，使得部分变形反弹；坡脚塑性区的等效塑性应变为0.208×10-4～0.229×10-3 。
4 结论
（1）随着自上而下开挖推进, 应力不断调整，位移、塑性区范围也不断增大。开挖结束后, 左边坡脚处最大压应力0.98MPa 。虽然坡体总体上处于稳定状态, 但通过对应力、位移及塑性区计算结果分析知道,坡面出现了拉应力区,有局部破坏的危险，应力集中区坡脚处。
（2）随着开挖的进行，在强风化泥灰岩与弱风化泥灰岩交界处塑性区范围逐渐扩大，从云图中可以看出有向下滑移的趋势；坡脚处塑性区随着开挖的深入而位置也发生移动。
房山岩体中捕掳体发育特征研究 篇4
1 房山侵入体的基本特征
房山侵入体位于北京市西南约60km、房山县城的边缘, 是一个两次侵入的近圆形的复式岩体, 出露面积约4km2。第一次侵入的为石英闪长岩体, 总面积近2km2, 以暗色中细粒—细粒结构为特征, 分布于岩体的边缘, 被第二次侵入的花岗闪长岩体分割成东、南、北数块。第二次侵入的是花岗闪长岩体, 它是房山侵入体的主体, 面积约45km2。房山侵入体的年龄是由SHRIMP锆石U-Pb法测得的。第一次侵入的石英二长闪长岩 (采样点:东山口, 2008年3月) 锆石U-P b年龄为 (1 3 1±0.1) M a, 蔡剑辉等[1]用同样的方法测得第二次侵入的花岗闪长岩 (中央相) SHR IMP锆石U-Pb年龄为 (130.7±1.4) Ma。岩浆侵入主要由SE向NW斜上方运动, 观察发现房山侵入体中有大量的捕掳体存在, 其中第一次侵入体中的捕掳体较第二次发育。
2 房山侵入体中捕掳体的特征
捕掳体是分布于深成岩体中的规模较小的与寄主岩浆活动有联系的岩石团块并与寄主岩石来源不同, 常来自围岩, 它是在岩浆上侵过程中进入寄主岩石的。根据源深可分为浅源捕掳体与深源捕掳体, 也可依其岩性命名。根据其来源可将包体分为异源包体与同源包体。显然, 捕掳体属于异源包体。本次研究对房山地区4个观察点中的134个捕掳体进行了深入分析。捕掳体多分布于侵入体的顶部和边缘, 定向性不明显, 大小不一, 几厘米—数米, 形态各异呈棱角一次棱角状、次球状—球状等, 常保留原岩的结构和成分。捕掳体分布于岩体的内部, 由于岩浆凝固较晚, 在岩浆中存留时间长, 被变质改造较深。
2.1 捕掳体含量及分布规律
岩体各处都有捕掳体分布, 但很不均匀, 每平方米捕掳体含量为2~3个, 但在东山口北第一采石场, 150m高地南附近有两处包体很丰富, 大部分为捕掳体, 此处应属于侵入体边缘相, 即第一次石英闪长岩侵入。在此处所统计的包体中, 捕掳体含量占绝对优势。
2.2 捕掳体形态
捕掳体的形状, 能反映捕掳体形成后受搬运的距离长短。搬运距离越远, 捕掳体形态变化越严重, 反之, 若搬运距离很近, 则捕掳体形态变化不大。房山岩体内据统计基本上为以棱角状为主 (约占50%) , 其次为次球状及次棱角状, 还有少量的球状。这反映了当岩浆侵入形成捕掳体后, 其受搬运的距离大致为中等距离搬运。长短轴比多数在5∶1至2∶1之间, 最高为6.9∶1。短轴在0~5cm占绝大多数, 而长轴在0~5cm、5cm~10cm之间数量相当。根据长短轴的比例可知, 侵入岩浆的方向大致与长轴方向一致。由于岩浆搬运距离不是很远, 岩浆流动和侵位速度不是很快, 捕掳体的拉长不是很明显, 捕掳体方向基本一致。
2.3 捕掳体大小
边缘相捕掳体数量较多, 大小悬殊, 大多数个体一般较小, 几厘米到十几厘米, 向岩体内部总的趋势是个体有所增大, 大多数长轴为3cm~25cm, 极少数达0.5m甚至1m以上。如果岩浆上升速度很快, 个体较大的捕掳体可能会破裂成个体较小的, 若上升速度很慢, 就会有较大几率保存极少数超大的捕掳体。所以本文认为岩浆携带捕掳体的大小, 与岩浆上升速度有关。
2.4 捕掳体的走向
捕掳体在岩体中通常稀疏分布, 个别地方相对密集。根据134个捕掳体的产状分布, 走向在90°~180°占总体走向的92%, 只有8%极少数在0~90°方向上。这一点与房山侵入体岩浆的运动方向是一致的。这可表明房山侵入体中央流向为NW—SE。
2.5 捕掳体与寄主岩接触关系
绝大多数捕掳体与寄主岩体有清楚的界线, 也有少数呈逐渐过渡关系, 尤其在过渡相和中央相中。捕掳体与寄主岩体接触界限有两种:突变界限和渐变界限。这取决于参加混合岩浆发生接触时的温度反差的大小。当少量高温基质岩浆进入到数量多而温度较低的酸性岩浆中, 就会迅速冷却, 形成截然的边界, 边界清晰, 从而阻止了两种岩浆的混合。经观察, 边界明显的捕掳体在粒度上, 明显比寄主岩石细小, 表明捕掳体和寄主岩体代表两种共存但成分截然不同的岩浆。相反, 如果两种发生混合的岩浆的温度反差不大, 则捕掳体的粒度相对较粗, 与寄主岩体呈渐变接触关系, 边界模糊。
2.6 捕掳体中矿物暗/浅比
经过采样及破碎研究, 捕掳体中的暗色矿物主要为角闪石、黑云母, 其次为普通辉石和透辉石。浅色矿物主要为中性长石, 少量石英, 偶见钾长石.但各个捕掳体暗色矿物/浅色矿物比例不尽一致。根据这个比例可估计出捕掳体的位置情况:越靠近中间相, 这个比例越大;反之, 则越小。它反映了房山侵入体的位置概况。
2.7 捕掳体的特殊结构构造
捕掳体与岩浆物质二者之间组分有明显的浓度差, 必然发生交互反应, 一些岩浆物质被带进捕掳体, 另一些成分从捕掳体中被带出而进入岩浆, 因此环绕捕掳体便形成了成分不同但又有联系的同心环带状构造。捕掳体中碳酸盐岩捕掳体最容易变化, 同心环带层最多, 捕掳体演化轨迹清晰。还有其他特殊结构如:交代净边结构, 残核结构等。受限于研究手段, 无法深入研究。
3 结语
(1) 房山地区侵入体中的捕掳体分布广泛, 形态大小各异, 大的可达数米, 小的仅为几厘米, 以棱状及次棱状为主, 可见水滴状、椭圆状等。其走向基本一致, 为90°~120°, 经分析可得房山侵入体中央流向为NW—SE。捕掳体中矿物暗/浅比, 反映了房山侵入体的位置。
(2) 房山地区侵入体中的捕掳体与寄主岩接触关系分为边界清晰和边界模糊, 这取决于参加混合岩浆发生接触时的温度反差的大小。温度反差大, 则边界清晰;反之则小。
(3) 本次研究所观察到的捕掳体特殊构造—同心环带状构造, 其成因是捕掳体与岩浆发生交互反应后而形成的。此次研究还反映了岩浆运动的速度、方向、距离等。
摘要：房山侵入体中的包体划分为捕掳体和微粒包体两大类。依据4个观察点中134个包体的统计, 我们所观察到的大多为第一次侵入形成的捕掳体, 在分析大小, 形态, 磨圆, 走向等要素后, 本次研究对解释房山深成岩岩浆作用提供依据。
关键词：房山侵入体,捕掳体,捕掳体形态
参考文献
[1]乐昌硕.岩石学.1984.
[2]曾佐勋, 樊光明.构造地质学.2008.
岩体特征 篇5
湘东南瑶岗仙岩体岩石化学特征、成因与构造环境
湘东南燕山早期瑶岗仙岩体主要由黑云母二长花岗岩组成.岩石SiO2和K2O平均含量分别为75.83%和4.78%,Na2O+K2O平均8.02%,K2O/Na2O比值平均为1.53,Al2O3平均为12.98%.总体属弱过铝质钙碱性花岗岩类.εNd (t)值为-11.13～-9.13;t2DM为1.70～1.86Ga,与湘桂内陆带花岗岩的.背景值(1.8～2.4Ga)和区域基底的时代(1.7～2.7Ga)相吻合.上述特征表明,瑶岗仙岩体岩浆来源为中地壳结晶基底,属典型S型花岗岩.氧化物构造环境判别图解及区域构造演化背景反映瑶岗仙岩体形成于后造山构造环境.
作 者：作者单位：刊 名：华南地质与矿产英文刊名：GEOLOGY AND MINERAL RESOURCES OF SOUTH CHINA年，卷(期)：“”(3)分类号：P594.1关键词：花岗岩 岩石化学特征 后造山 瑶岗仙 湘东南
岩体特征 篇6
苗家坝水电站位于白龙江中游、甘肃省文县境内, 下距已建成的碧口水电站31.5 km, 设计总装机容量240 MW (3×80 MW) 。自1986年以来, 国电集团西北勘察设计院对苗家坝水电站先后开展了许多勘测设计工作, 并于2006年5月提出了《白龙江苗家坝水电站开发方式研究论证专题报告》, 最终选定坝址为比选方案中的中坝址。目前, 坝肩开挖在即, 对中坝址区的岩体结构特征进行进一步的详细研究将对坝肩边坡及枢纽区其他边坡的开挖设计提供必要的地质依据。
1坝址区地质概况
1.1地形地貌
中坝址上自沙圈坝, 下至杨家沟, 河段长约3.2 km。河流呈“S”型弯转, 中段为流向SE130°、长720 m的平直河道。河谷呈“V”型, 两岸坡高400余m, 平均坡度42°～45°。
1.2地层岩性
据西北勘察设计院的勘察成果, 中坝址区基岩地层主要为长城系碧口群 (Mtu) , 岩性以厚层状变质凝灰岩为主, 间夹砂质板岩和泥质板岩。矿物成分:酸性斜长石含量50%左右, 多呈斑晶;石英含量20%左右, 少数呈斑晶;火山碎屑含量10%左右;蚀变交代矿物含量20%左右, 主要是绢云母, 呈条带状分布, 构成微片理构造。
冲积砂卵砾石层主要分布在河床及其两岸残存的侵蚀堆积阶地上, 厚度10～48 m。
另有分布于各冲沟沟口的洪积碎石、块石层 (一般厚度5～25 m) 、零星分布于坡面及坡脚的坡积碎石土 (厚度0.5～3 m) 、滑坡堆积的碎石块石层 (厚度15～65 m) 等[1]。
1.3地质构造
经西北院的勘察, 坝址位于碧口——太平川复式倒转背斜北倒转翼, 岩层呈单斜构造, 倾向下游偏右岸, 走向NW275°～300°, 倾向SW, 倾角45°～55°, 发育断层按走向可分为顺层断层和层间挤压带 (走向275°～300°, 倾向SW, 倾角45°～55°, 延伸长度300～1 000 m, 代表性顺层断层有F1、F9、F12等) 、 NW组断层 (走向NW310°～355°, 倾向NE, 倾角40°～60°, 出露长度200～1 000 m, 代表性断层有F3等) 以及NEE组断层 (走向NE75°～85°倾向SE, 倾角65°左右, 出露长度600～1 000 m, 该组断层不发育) 。
坝址区构造裂隙十分发育, 主要为中、高倾角裂隙, 缓倾角裂隙仅占4.1%。裂隙按产状分为5组。其中以NW组最发育, NWW组次之, NEE组不发育[1]。
2坝址区结构面统计及优势结构面特征
2.1坝址区岩体结构面调查
本研究的现场工作在坝址区附近共调查了坝址区左、右岸不同部位岩体的结构面共计255条, 在右坝肩712 m高程完成90 m结构面测线1条。所统计的结构面包括岩体的板理面、节理裂隙面和断层面, 其分布位置为:进水口、泄洪排沙洞边坡处8条;右坝肩边坡720 m高程附近6条, 745 m高程附近11条, 753 m高程附近13条, 791 m高程附近4条, 800 m高程附近4条, 825 m高程附近7条, 860 m高程附近22条;右岸坝轴线下游厂房后边坡750～760 m高程附近16条;右岸泄洪排沙洞出口边坡处8条;左岸导流洞进口边坡处8条;左坝肩边坡710 m高程测线及附近117条, 735～760 m高程附近24条;左岸导流洞出口边坡处7条。所调查部位涵盖了中坝址区与主要枢纽相关的各关键边坡位置, 点、面、高程上均有控制。
2.2坝址区岩体结构面发育总体特征
岩体结构特征很大程度上取决于岩体中的结构面发育程度及其不同结构面在岩体中的组合状况[2], 因此, 掌握结构面发育特征是研究岩体结构特征的关键。根据在坝址区所调查的结构面的产状, 绘制了坝址区结构面等密图 (图1) 。
2.2.1优势结构面
由图1 (a) 可以看出, 坝址区主要优势结构面有3组, 第一组产状为30°～70°∠40°～65° (以下统称为Ⅰ组结构面) , 约占统计数的28%, 尤以产状45°～55°∠50°～60°的结构面最为发育;第二组产状为110°～130°∠80°～88°或290°～310°∠85°～88° (以下统称为Ⅱ组结构面) , 约占统计数的14%;第三组产状为185°～235°∠40°～60° (以下统称为Ⅲ组结构面) , 约占统计数的27%, 其中又以产状为210°∠50°的结构面最为发育;其余为随机节理, 约占统计数的30%。
三组主要结构面在统计范围内总体占到69%, 优势明显。
从图1 (b) 可以看出, 在坝址区右岸主要优势结构面有3组, 第一组产状为20°～60°∠40°～70° (相当于前述的Ⅰ组结构面) , 约占统计数的27%;第二组产状为110°～130°∠77°～87°或290°～310°∠75°～84° (相当于前述的Ⅱ组结构面) , 约占统计数的17%;第三组产状为190°～230°∠44°～84° (相当于前述的Ⅲ组结构面) , 约占统计数的28%;其余为随机节理, 约占总统计数的28%。
从图1 (c) 可以看出, 在坝址区左岸主要优势结构面只有2组:第一组产状为30°～70°∠40°～70° (相当于前述的Ⅰ组结构面) , 约占统计数的30%, 尤以产状为45°～55°∠55°～60°范围内的发育最甚;第二组产状为180°～230°∠42°～70° (相当于前述的Ⅲ组结构面) , 约占统计数的22%;相当于前述Ⅱ组的结构面在此发育程度弱减到仅占份额的13%;其余为随机节理, 约占总统计数的35%。
据此, 可以认为:① 坝址左、右岸结构面发育趋势基本一致, 即以前述Ⅰ、Ⅲ组最发育, Ⅱ组次发育;② 左、右岸坡结构面发育略有差异, 表现在左岸坡体中Ⅱ、Ⅲ组结构面的发育程度弱于右岸坡体;③ 随机结构面的发育以走向NEE和近NS向的两个方向最为突出。
2.2.2各组结构面成因及特征
各主要结构面组的成因、产状见表1。
Ⅰ组结构面的发育受控于层面, 根据沟谷切割出的崖壁观察, 在埋藏较深部位都表现为层间法向断续节理。一般为平直, 局部面略有波状起伏;面壁比较粗糙;结构面一般为闭合, 局部微张, 张开度一般为0.4 cm左右;薄膜充填 (在面壁上多处可见铁质锈染) , 局部为石英脉充填, 石英脉厚度一般为0.5～1.5 cm;结构面面壁多为干燥, 未见地下水活动;该组结构面在坡面附近规模达Ⅲ、Ⅳ级的结构面在左、右岸结构面的平均间距一般为2.2 m, 最大约4.0 m, 结构面的延展长度一般为5 m以上, 连通率一般为60%。
左、右岸岸坡岩体中的Ⅱ组结构面一般多为平直, 面壁粗糙;薄膜充填 (在面壁上多为铁质锈染, 坡面附近的该组结构面中可见泥质充填) ;结构面一般为闭合, 局部微张, 张开度一般为0.5 cm左右;根据左岸90 m测线的结构面统计, 该组结构面平均间距为9.0 m, 局部间距为0.3 m;结构面的延展长度一般为2 m左右, 连通率一般为80%;结构面面壁多为干燥, 未见地下水活动。
Ⅲ组结构面中的厚层状变质凝灰岩间以及变质凝灰岩与薄层状板岩间的层面一般为平直面;面壁一般较为粗糙;层面多为闭合, 一般无充填;厚层状变质凝灰岩平均厚度一般为3.0～5.0 m, 薄层状板岩平均厚度一般小于50 cm;层面平均间距一般为3.0 m;结构面面壁多为干燥状态, 未见地下水活动迹象。
厚层状变质凝灰岩中所谓的显性片理面, 是岩体中隐性片理面在卸荷松弛 (左岸) 或卸荷-倾倒拉裂变形 (右岸) 等作用下逐渐显现的结果, 一般分布于距坡面水平距离约5～15 m深度范围内 (据平硐PD102、PD104观察) 。此类结构面一般多为平直, 面壁一般为粗糙;多为张开无充填或者有泥质松散充填, 张开度一般为3～5 cm, 最大达10 cm以上。此类结构面发育处的岩体结构松散, 岩体沿片里面多破裂成薄饼状, “饼”厚一般为3.0～10.0 cm, 坡面处显性片里面平均间距一般为3～5 cm;结构面延展一般受控于Ⅰ组结构面, 坡面附近延展长度一般为5.0～6.0 m, 连通率一般大于85%;结构面面壁多为干燥状态, 未见地下水活动迹象。
据现场观察, 厚层状变质凝灰岩中的显性片理面主要存在于距坡面水平距离5～15 m深度范围内的强烈松弛变形岩体中。随着卸荷变形程度的减弱, 坡体内部的片理面主要改变为以隐性方式存在, 一般在肉眼下难以观察到。坡面附近岩体在卸荷松弛、拉张弯曲等作用下, 岩体的变形开裂将主要沿着本以隐性方式存在的片理面发生。
随机结构面一般多为平直, 面壁粗糙, 薄膜充填 (在面壁上多为铁质锈染) , 结构面一般为闭合;延展长度一般大于1.0 m, 连通率一般为80%以上;结构面面壁多为干燥, 未见地下水活动迹象。
3坝址区岩体结构分类
在本项目研究中按《水利水电工程地质勘察规范》 (GB50287-99) 的岩体结构分类标准进行分类。
根据现场基岩露头调查、平洞观察结果和前述的工程边坡岩体的岩石类型和岩体结构面发育特征, 坝址区范围内岩体大致可划分为两个分带, 一个分带是边坡岩体表层带 (以下统称Ⅰ分带) , 一般为边坡面至坡体内水平距离5～15 m范围的岩体, 另一个分带是以水平距离5～15 m为界的坡内岩体 (以下统称Ⅱ分带) 。
3.1岩体结构Ⅰ分带
该分带岩体主要为厚层状变质凝灰岩和间夹的薄层状砂质板岩或泥质板岩在边坡表层的卸荷-倾倒拉裂变形 (右岸) 及卸荷-滑动-弯折破坏带 (左岸) 。
受三组优势发育结构面和一些随机结构面的切割以及风化、松弛和重力作用, 表层岩体出现明显的倾倒拉裂变形 (右岸) 和卸荷滑动弯折 (左岸) 破坏迹象[3]。此带内岩体中的厚层状变质凝灰岩的显性片理面发育, 带内结构面局部张开, 少量泥质或岩屑松散充填或无充填;显性片理面呈层状分布, 与其他方向的裂隙交错切割, 将带内的岩体分割为薄板状、薄片状、饼状和碎块状, 局部为大块或条块状。整体上岩体的完整性很差 (完整性系数在0.3以下) , 结构面密度很大 (平均间距一般为3.0～5.0 cm) , 初步估计其RQD值一般小于5%。
该分带主要分布于坝址区坝轴线所在河谷左、右岸岸坡表层5～15 m的岩体中, 原因是:①这段河道的延展方向与坝址区优势发育的Ⅰ、Ⅲ结构面走向小角度相交, 分别在左、右岸构成了顺坡或反坡;②在此情况下, 表层岩体沿结构面容易发生顺层滑动变形 (如左岸的苗家坝小滑坡及其附着体——F12断层上盘变形体) 和倾倒拉裂变形或者卸荷—滑动—弯折破坏。
3.2岩体结构Ⅱ分带
Ⅱ分带内岩体为厚层状变质凝灰岩和间夹的薄层状砂质板岩或泥质板岩, 厚层状变质凝灰岩平均厚度一般为3.0～5.0 m, 薄层状板岩平均厚度一般小于1.0 m。
岩体中优势发育的结构面有三组:①为厚层状变质凝灰岩的层面及砂质或泥质板岩的板理面 (即Ⅲ组结构面) , 而变质凝灰岩中的片理面一般呈隐性的形式;该组结构面延展规模最大, 平均间距一般为3.0 m;②为与层面走向近于相同而倾向相反的构造结构面 (即Ⅰ组结构面, 倾角一般为40°～65°) , 该组结构面平均间距约为2.2 m, 最大间距约4.0 m, 延展长度一般为5.0 m以上, 连通率在60%左右;③第三组结构面 (即Ⅱ组结构面) 为产状110°～130°∠80°～88°或290°～310°∠85°～88°的构造结构面, 该组结构面近于直立, 走向与坡向大角度相交, 平均间距为9.0 m, 局部较密集, 间距为0.3 m;结构面的延展长度一般为2 m左右。
总体上讲, 本分带内岩体的结构主要受控于层面、片理面和隐性片理面, 岩体整体较为完整, 呈厚层状结构特征。基于此, 将该分带的岩体结构定为厚层状结构[4]。
4结语
根据岩体结构的分类, 左、右岸岩体由表及里被分为了Ⅰ、Ⅱ两个结构分带。在左、右两岸, Ⅱ分带内岩体结构特征近于一致, 同属厚层状结构。Ⅰ分带在左、右两岸的共同特征是岩体结构破碎, 但变形破坏的方式不同。左岸的Ⅰ分带内岩体多以沿层面或板 (片) 理面卸荷—滑动—弯折的模式发生破坏, 而右岸则以倾倒拉裂变形破坏模式为主。
根据开挖设计, 左、右岸坝肩永久边坡形成后, 在边坡范围内Ⅰ分带破碎岩体已被清除, 但对边坡上部未开挖部分的坡体仍需进行详细的踏勘, 以明确该分带存在的部位及规模, 并对由此而形成的危石、松动体进行必要的清理, 以确保下部施工期及大坝运行期的安全。
摘要：坝肩边坡稳定性评价的基础是其岩体结构特征的研究。根据现场勘察和室内分析, 苗家坝水电站中坝址区岩体中主要结构面有3组, 另还有零星随机结构面。这些结构面的相互组合在左右岸深部岩体中均构成厚层状结构岩体, 而在左右岸岸坡表层受不同结构面的控制呈现不同的表层岩体变形破坏特征。研究结果对坝肩开挖设计具有重要的指导意义。
关键词：结构面组,岩体结构特征,变形破坏形式
参考文献
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岩体特征 篇7
1 地质特征
大地构造位置处于中央造山系中段祁连造山带和北秦岭造山带的接合部位, 主体隶属于秦岭褶皱系西段-西秦岭中部, 分跨南、北秦岭两大构造单元, 位于青藏高原东北缘, 是甘肃省重要的铅、锌、金等多金属成矿带。区内出露的地层有泥盆系、石炭系、二叠系、三叠系、白垩系、新近系及第四系地层。自晚泥盆世以来, 经历了海西期、印支期、燕山期、喜山期等多期次构造变动。印支期, 是区内全面碰撞、隆升成山时期。秦岭板块向北俯冲碰撞, 出现以块断裂陷、剪切平移作用为主的板内造山阶, 同时沿秦岭微板块南北边缘广泛发育了印支期碰撞型花岗岩体[2], 如图1所示。
碌础坝岩体呈岩基状侵入于泥盆系及石炭系灰岩、砂板岩地层中, 岩体与围岩呈侵入接触关系, 围岩不同程度的发生热力接触变质作用, 是区内出露面积最大的侵入岩, 约170.8km 2。结合五和湾黑云母二长花岗岩Rb-Sr法和K-Ar法测定年龄平均值 (208.5±1.0) Ma (样品由成都地矿所于1992.1~5月测定) 及区域构造运动综合分析认为, 碌础坝超单元为印支期侵出, 时代为三叠纪。在2004~2006年进行的甘肃宕昌—石桥镇地区矿产远景调查中, 根据岩体接触关系、岩性及结构特征, 碌础坝地区花岗岩可归并为一个超单元、五个单元, 见表1。
碌础坝超单元内各单元在平面上大体呈同心环状分布, 由外向内 (亦是由老到新) 依次为γδrk-ηγTw-ηγTj-ηγTd-ηγTt, 它们之间均呈脉动接触。主要特征是在较早的单元一侧有烘烤现象, 有时有较晚期单元的岩脉侵入, 在晚期单元一侧发育有冷凝边, 有时可见早期单元的捕虏体。
2 地球化学特征
根据QAP图解, 如图2所示, 碌础坝超单元主要岩性为二长花岗岩类, 但各单元岩性总体上仍具有成份-结构双重演化序列的特点, 岩石化学分析结果见表2。从表2可以看出, SiO2含量为63.4%~72.61%, 平均约67.02%, 变化较大, 表明岩体是经过多期次侵入形成的, Al2O3含量为13.03%~16.78%, 平均约15.19%, TiO2含量为0.17%~0.65%, 平均约0.46%, 低钛, Na2O含量为2.40%~4.67%, 平均约3.38%, K2O含量为3.44%~5.73%, 平均约4.34%, 除太阳坡单元K2O
1.白垩系河湖相砂砾岩, 2.岩山晚期超基性火山喷发岩, 3.石炭系滨海-浅海相非稳定型含炭细碎屑岩夹碳酸盐岩, 4.泥盆系滨海-浅海-次深海次稳定型陆屑-碳酸盐岩, 5.向斜构造, 6.背斜构造, 7.区域性大断裂, 8.正断层, 9.逆断层, 10.平移断层, 11.印支期花岗闪长岩, 12.印支期二长花岗岩, 13.整合地质界线, 14.不整合地质界线, 15.岩层产状, 16.断层/褶皱编号, F58.垫家沟-楼房沟大断裂, F51.金厂沟-罗家门断裂, F22.吊林沟-左家庄断裂.
将碌础坝岩体与秦巴花岗岩比较[3], TiO2、Al2O3、Fe2O3、FeO、MgO、K2O、P2O高于秦巴花岗岩, 特别是K2O、MgO含量明显偏高, MnO持平, SiO2、CaO、Na2O低于秦巴花岗岩, SiO2、Na2O明显偏低, 具有贫硅, 偏碱的特点, 见表2。
从以上可以得出, 碌础坝超单元总体上属于钙碱性花岗岩类, 但晚期向碱钙性方向演化。
Q.石英, A.碱性长石, P.斜长石.1a.硅英岩, 1b.富石英花岗岩类, 2.碱长花岗岩, 3a.花岗岩 (钾长花岗岩) , 3b.花岗岩 (二长花岗岩) , 4.花岗闪长岩, 5.石英闪长岩, 6*.石英碱长石正长石, 6.碱长正长石, 7*.石英正长岩, 7.正长岩, 8*.石英二长岩, 8.二长岩, 9*.石英二长闪长岩, 石英二长辉长, 9.二长闪长岩、二长辉岩, 10*.石英闪长岩、石英辉长岩、石英斜长岩, 10.闪长岩、辉长岩、
斜长石. (资料来源:earth-sciencereviews, vol.37, (1994) :215-224) Ir-Irvine分界线, 上方为碱性, 下方为亚碱性1.辉长橄榄岩, 2a.碱性辉长岩, 2b.亚碱性辉长岩, 3.辉长闪长岩, 4.闪长岩, 5.花岗闪长岩, 6.花岗岩, 7.硅英岩, 8.二长辉长岩, 9.二长闪长岩, 10.二长岩, 11.石英二长岩, 12.正长岩, 13.副长石辉长岩, 14.副长石二长闪长岩, 15.副长石二长正长岩, 16.副长正长岩, 17.副长深成岩, 18.霓方钠石/磷霞岩/粗白榴岩.●-康家沟单元, *-五和湾单元, ■-贾家山单元+-大石湾单元, ▲-太阳坡单元.
3 微量元素、稀土元素特征
3.1 微量元素特征
岩石的微量元素含量, 见表3。碌础坝超单元微量元素采用光谱半定量分析, 从表3可看出亲石元素除Li、W高于维氏值, Be、V、Sr、Nb均低于维氏值, 其中W高于维氏值约5倍, 亲铜元素除Cu略低, Bi为39倍外, Pb、Sn、Ag、Zn均略高于维氏值, 亲铁元素Mo略低, Ni、Co接近。由此笔者认为, 在碌础坝岩体附近的雪坪沟白钨矿床, 至少有部分物源是碌础坝岩体提供。
*.碌础坝超单元, 1.太阳坡单元, 2.大石湾单元, 3.贾家山单元, 4.五和湾单元, 5.康家沟单元.
3.2 稀土元素特征
根据碌础坝稀土元素数据 (样品由甘肃地矿局第一大队于1997年测定) 碌础坝超单元稀土平均含量一般均低于地球丰度值。在稀土元素球粒陨石标准化型式图上, 如图5所示, 其分布模式为一向右倾斜的曲线, 属轻稀土富集型。δEU从老到新为0.80※0.59※0.57※0.62※0.65, 均小于1, 为负异常, 说明其源岩主要是由上地壳不同程度的部分熔融形成的。
4 侵入机制及演化规律
4.1 侵入体就位机制及成因讨论
碌础坝岩体区域上受垫家沟~楼房沟大断裂控制, 其侵入主要受金厂沟~罗家门 (F51) 断裂以及吊林沟~左家庄断裂 (F22) 等构造的控制, 岩浆的大量侵入对早期的断裂进行了改造, 使其发生了走向偏转, 甚至性质转变。碌础坝岩体以岩墙扩张※热气球膨胀的方式就位, 大致过程:印支运动使得洮坪以南地区的泥盆系和石炭系在南北向挤压力作用下形成一组北东、北西向共轭节理、断裂, 其中北东向的断裂较为发育。与此同时, 地壳深部的岩浆因密度差等作用而侵入比较发育的北东向断裂中, 向上运移并占据整个空间冷凝成岩, 从而以岩墙扩张式形成了康家沟单元。之后, 深部岩浆再次活动, 以热气球膨胀的形式沿先期不太发育的北西向断裂侵入冷凝成岩, 岩浆多次脉动, 后来的岩浆上侵进入到早一次形成的岩浆岩中心, 和四周推开前者, 从而形成了平面上从外向内, 由老至新呈同心环状分布的五和湾单元、贾家山单元、大石湾单元以及太阳坡单元。根据岩体侵位机制, 及岩体与围岩之间的侵入接触关系, 如岩体切割围岩层理、片理, 岩体具冷凝边和接触变质带等, 可以确定碌础坝岩体为岩浆成因, 非交代成因[4]。
4.2 岩浆演化规律
碌础坝岩体随着单元由老至新, 岩浆向偏酸的方向演化, 即岩石由花岗闪长岩演化为二长花岗岩, 黑云母含量由多到少, 斜长石由中长石变为钠—更长石为主, 由含角闪石到不含角闪石。在结构上, 斑晶含量由多※少, 基质由细※粗※细的方向演化。
随着岩浆的演化, 由早期单元到晚期单元, SiO2含量增大, FeO、MgO含量减少, K2O、Na2O含量升高, 大部分样品Na2O>K2O, 微量元素W、Sn、Li、Be、Bi等含量升高, Ni、Co、V、Mo、Cu、Ag等含量逐渐降低;δEu由0.80※0.59※0.57※0.62※0.65, εCe/εY由6.04※5.15※4.72※2.10※7.10, 均呈渐次降低趋势, 唯最末期的太阳坡单元例外, 由于电气石的大量加入, 导致SiO2及Na2O、K2O等含量降低, MgO、FeO等含量增大, 出现反向演化。
总之, 从岩石特征和岩体地球化学特征, 都说明碌础坝花岗岩体是不止一次侵入的, 反映出印支期岩浆活动具多旋回多期次特点。
5 成矿的作用
中三叠世开始, 整个秦岭地区海盆逐渐消亡, 进入陆内俯冲构造活动阶段, 表现为拉张、断陷、走滑、推覆和逆冲等构造形式的强烈发育。在西秦岭地区, 大量的印支期-燕山期陆壳深熔型中酸性岩浆侵入和陆内断陷盆地火山活动, 导致了Au、Ag、Pb、Zn、Cu、Hg、Sb、W等矿床的形成[2], 在区内主要表现为区域性岩石破碎和矿化蚀变, 并形成较大的北东向断裂破碎带。徐克勤等曾把我国东南部花岗岩分成两个系列, 即改造型花岗岩和同熔型花岗岩 (这与国外提出的S型和I型成因分类是相对的) 他们的成矿专属性也不同, 前者常与W、Sn、Be、Nb、Ta等金属矿床有成因上的联系;后者即同熔型花岗岩, 矿化以斑岩型Cu、Mo和其它类型的Fe、Pb、Zn及Ag、Au矿床是有利的, 从岩浆成因及成矿专属性分析, 本区对形成W矿床是有利的[5], 根据碌础坝岩体的侵入时代及岩体周边钨的维氏值高于5倍, 笔者认为碌础坝岩体的侵入为钨的富集提供了成矿物源。从早期单元到晚期单元, 微量元素W、Sn、Li、Be、Bi等含量升高, 可以看出, 钨的富集不是一次岩浆作用的结果。
碌础坝岩体的侵入对钨的富集具有重要的作用: (1) 结合前面所述, 岩体侵入时代为印支期。该期岩浆岩活动较强烈, 使先期形成多金属矿床改造, 形成与岩浆活动有关的热液型矿化。 (2) 钨矿产于碌础坝中酸性岩体的北缘外接触带上, 即岩体侵入活动过程中的热晕波及地带, 受北东向断裂破碎带所控制。 (3) 根据1∶5万水系沉积物所圈定的W 4号单元素异常显示, 钨异常面积大, 强度高, 分带性明显与Sn、Ag、Zn、As元素异常套合较好。对W 4异常区内各元素分析数据做R型因子分析, 见表4, (样品有由甘肃地矿局地质一队测定) , 可以看出钨矿是在一次独立的地质事件中形成的, 可能与构造或岩浆期后热液有关, 元素组合均为中高温元素, 说明该区岩浆活动频繁, 钨矿的形成与碌础坝岩体侵入有成因联系。
6 结论
1) 结合五和湾黑云母二长花岗岩Rb-Sr法和K-Ar法同位素年龄值, 地球化学信息及区域构造运动综合分析, 可以认为, 该地段花岗岩是在印支期侵入的。根据岩体接触关系、岩性及结构特征, 可将碌础坝花岗岩看做一个超单元, 下分为五个单元。
2) 碌础坝花岗岩体属钙碱性系列花岗岩;里特曼指数s约1.8%~3.7%。岩石化学表现为贫硅、偏碱的特征;随着单元由老至新, 岩浆向偏酸偏碱的方向演化, 即岩石由花岗闪长岩演化为二长花岗岩, 稀土配分型式具负铕异常的轻稀土富集型, δEu均为0.65, 源岩主要是由上地壳不同程度的部分熔融形成的。
3) 中三叠世开始的陆内俯冲构造活动, 使区内发生大规模的逆冲推覆造山作用, 形成横贯全区的冲断褶皱带, 此很可能是造成地壳物质部分熔融和碌础坝花岗岩侵入的地质动力学背景, 随着岩浆的演化, 由早期单元到晚期单元, 微量元素W、Sn、Li、Be、Bi等含量升高, 因此岩体的侵入对W的富集具有重要的作用, 为钨矿的形成提供了物源。
参考文献
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岩体特征 篇8
断裂带岩体较为破碎, 是造成煤矿突水、巷道变形破坏的主要影响因素之一, 也是目前地下采矿最受关注的地带[1]。据统计, 华北型煤田80%以上的煤矿突水事故都与断层有关[2]。有关煤层底板采动诱发突水机理及防水煤柱留设的研究, 已开展过一系列的相似材料模拟试验[3,4,5,6,7,8,9,10]。断层“活化”的根本原因是由于受采掘影响, 派生的扰动应力场对断层带两盘岩体产生了不同采动效应, 导致断层的错动, 这也是很多煤矿发生突水的主要因素之一[11,12,13,14,15]。
以近断层带岩体的采动应力特征为基础, 留设合适宽度的断层煤柱, 可有效避免类似突水事故发生;同时在掌握采动应力传递规律的基础上, 合理选择巷道位置, 可减小巷道的破坏程度。为此, 本文重点对近断层带边界岩体的采动应力特征及断层带对应力传递的影响进行分析, 为断层煤柱合理留设和巷道的布置提供依据和参考。
1 模型的研究与设计
1.1 试验原型地质概况
本次试验研究原型为徐州地区龙东煤矿, 矿井位于江苏省徐州市北偏西约86km处, 南距沛县25km, 矿井属于华北型沉积煤田, 主要可采煤层有7#和21#煤, 其中7#煤层位于二叠系山西组, 是本次模拟试验的主采煤层。7#煤厚5.5m, 平均埋深450m, 煤层直接顶为泥岩, 老顶为中砂岩, 老底为泥岩, 直接底为砂质泥岩和粉细砂岩互层。F张断层落差120m, 造成7#煤与断层下盘太原组八灰对接, 断层带宽度3m。
1.2 相似模型的设计及制作
本次试验以相似三定理为理论基础[16], 岩层相似材料以细砂为骨料, 以碳酸钙和石膏为胶结物, 并经多次反复调整材料配比, 获得模型的各层相似材料最佳配比, 铺设了模型。
断层带由云母粉及细砂组成, 不添加胶结物, 以实现断层带的松散特征。
1.2.1 相似常数的选取
根据试验条件, 本次试验选取几何相似系数αl=1/100, 容重相似系数αγ=0.6, 应力相似系数ασ=αl×αγ=0.006, 强度、弹模相似系数ασc=αE=ασ=0.06, 时间相似系数。
根据相似系数本次模型的几何尺寸为:4m×0.4m×1.5m (长×宽×高) , 相当于模拟厚度为150m的岩层, 包括7煤底板下61m及顶板上83.5m岩层。为了保证加压之后模型整体及断层的稳定性, 断层带未延伸至模型顶部, 断层延伸高度为从模型底部到120cm高度, 之上30cm由水平层覆盖。模型如图1所示。根据强度相似系数, 相似模拟材料与原岩的单轴抗压强度指标如表1所示。
1.2.2 补偿荷载计算
由于本次相似材料模拟试验模型, 只能模拟7煤层顶板以上83.5m的岩层自重, 模拟区段7煤平均埋深450m, 所以模型上没有模拟到的岩层需要加载荷来补偿垂直应力, 本次补偿荷载选取杠杆加压。如图2所示。补偿荷载按如下公式计算:
式中, p为补偿荷载, k N;s为模型横截面积, m2;ρ为煤层覆岩平均容重, kg/m3;H为煤层埋深, m;αο为应力相似系数;αγ为容重相似系数;h为模型模拟覆岩厚度, m。带入各项参数, 经计算所需外荷载为89.25k N。
2 相似模拟试验
2.1 应力测点的布置
为了研究F张断层的采动应力场特征, 本次模拟对煤柱缩小过程中, 对煤层底板、断层带附近及对盘岩体的应力进行了实时跟踪监测, 应力计算公式为:
式中, P为压力值, k Pa;με为应变量;k为率定系数。
本次试验共布置应力测点20个, 水平方向上, 上盘布置在煤层底板下 (10~40) cm深度范围内, 间距10cm, 垂向上, 距煤柱 (30~50) cm范围内, 按间距10cm布置;在下盘近断层带附近及下盘岩体内同样布置了应力测点。应力测点图如图3所示。
2.2 开采过程
本次相似模拟对7#煤进行了煤柱缩小开采试验, 开采前应力清零。煤层从左向右, 向着F张断层推进, 煤层左侧留1m约束煤柱, 首次开采10cm, 之后每隔两小时开采5cm, 共计开采175cm, 最后F张断层煤柱为5cm, 煤层开采顺序见图1, 之后模型放置两天, 待应力传递稳定后停止数据采集。
3 模拟试验结果分析
3.1 煤层底板应力沿水平方向传递规律
随着工作面向断层的推进, 顶板跨度逐渐增加, 顶板传递到煤壁前方的压应力随之增加。煤层底板受力状态先受压, 当煤层采过之后, 底板采空区卸压, 底板应力释放, 由受压过渡为卸压。在应力变化曲线上变现为, 沿工作面回采方向上, 应力先增加后减小, 应力峰值不断推进方向前进, 且由于跨距的增大, 各测点应力峰值不断增大;底板下方30cm处, 13#测点应力峰值为111.12k Pa小于10#测点值127.64k Pa, 说明底板不同深度下, 均为推进至煤柱宽度30cm时, 应力峰值到达最大。应力在水平方向随推进步距的变化规律见图4。
3.2 煤层底板应力沿垂直方向传递规律
本次模拟, 在断层煤柱宽度50cm、40cm及30cm处, 煤层底板垂直方向布置了应力测点。采动应力在垂向上的变化规律为, 煤层底板下30cm处, 应力集中程度最大, 最大集中应力达127.64k Pa, 应力集中系数2.8;煤柱宽度大于30cm时, 底板下40cm处, 应力增幅最小, 受采动影响不明显, 底板深度 (10~30) cm范围内, 应力增幅逐渐增加, 底板下方10cm内, 离煤层最近, 但应力增幅小, 为采动明显破坏带, 底板下30cm应力最大, 为完整岩层带;当煤柱宽度缩小到30cm时, 底板下40cm处应力增幅变大, 同时, 底板不同深度内应力峰值均达到最大。应力在垂直方向随推进步距的变化规律见图5。
3.3 断层带附近应力变化规律
为了研究煤层在开采过程中, 断层带附近应力的变化情况, 在断层带附近布置了应力测点。14#及15#测点应力基本相近, 均小于13#测点, 说明应力在煤层底板深部断层带附近产生集中现象, 集中程度明显高于煤层顶板。当推进160cm, 煤柱宽度为20cm时, 煤层底板下30cm深度处, 上盘断层带附近应力到达最大值111.18k Pa, 之后随着开采, 应力逐渐降低至78.52k Pa (13#测点) , 说明断层带受力状态由受压逐渐过渡为卸压状态, 而底板下10cm及顶板附近, 始终处于受压状态, 应力变化见图6 (a) 。若断层导水, 则深部承压水可能从此卸压区沿底板裂隙发生底板突水事故。
下盘断层带附近, 应力除17#点在煤柱宽度小于10cm后有小幅下降趋势外, 其余均为随着煤层开采处于受压状态, 且17#测点应力增幅最大, 该深度与上盘煤层下方最大应力位置基本相近, 说明随着开采, 应力穿过了断层带, 传到了下盘。19#及20#测点应力较其他测点明显小, 与断层带上盘附近应力规律相同, 见图6 (b) 。
为了分析断层带对应力传递规律的影响, 将断层带两侧, 相近深度处的15#和20#测点应力进行了对比, 结果表明, 随着煤层开采, 两应力均为增加趋势, 煤柱宽度大于25cm时, 应力基本相同, 当煤柱宽度减小到20cm后, 15#测点应力最大值为78.52k Pa而20#应力测点最大值为46.19k Pa, 上盘断层带附近应力增幅明显大于下盘, 见图7, 说明应力在断层带附近集中, 断层带对应力传递起到了一定阻隔作用, 松散的断层带“吸收”部分能量, 这种应力的差异可能导致上盘岩体沿着断层带发生错动, 造成断层的“活化”。
4 结论
1) 通过建立相似材料模型, 对煤柱缩小过程中近断层带煤层底板岩体采动应力进行了跟踪监测。根据相似理论, 将试验模型尺寸按照相似比例转换为现场尺寸, 结果表明, 煤层底板下30m处, 采动应力值最大, 底板下10m范围为底板明显破坏带;当煤柱宽度为30m时, 煤层底板下方应力峰值达到最大, 最大值为127.64k Pa, 应力集中系数2.8。为此, 若巷道在断层带上盘布置, 要尽量避开底板破坏带及应力峰值部位, 即布置在煤层底板下方30m以下及煤柱宽度大于30m范围以外。
2) 通过对断层带附近应力测点的分析, 得到应力在煤层下部断层带附近集中程度高于上部;断层带“吸收”部分能量, 造成采动应力穿过断层带后应力值降低, 为此巷道可优先考虑布置于下盘, 同时要避开下盘岩体峰值应力部位, 即布置在对盘煤层下方30m下。
3) 当煤柱宽度小于20m时, 上盘断层带深部应力状态由受压过渡为卸压, 不利于断层的阻水;同时断层带上下盘应力集中表现出明显的差异, 显示出不同的采动效应, 可能导致断层的错动“活化”。
岩体特征 篇9
岩体处于走廊南山弧形褶带与酒泉盆地的连接处, 受走廊南山弧形褶带控制, 与褶带走向平行, 长轴走向与区域构造线走向一致。
岩体的含矿性较好。在岩体的内接触带, 岩浆期后热液型的金属矿产较丰富, 特别是在岩体南侧的丰洛川河至干巴河脑的内接触带, 形成一条多金属成矿带, 矿点和矿化点较多。主要的矿化有:中低温热液型的铜、铅、锌等矿化。与云英岩化有关的中高温热液型钨、钼矿化, 岩体北侧的榆林坝附近, 有热液成因的稀有、放射性元素矿化。这些矿产的生成, 在物质来源上与岩体有紧密的联系, 同时也和成矿环境有很大的关系[1]。
1 地质背景
金佛寺岩体侵位于下奥陶统阴沟群, 下志留统肮脏沟组和中志留统泉脑沟组中, 使围岩发生明显热变质作用, 形成含堇青石等特征热变质矿物。岩体西南部被石炭系下统臭牛沟组不整合覆盖。张德全等[2]获得该岩体第一第二阶段侵入体Rb~Sr全岩等时代年龄分别为 (419.87士0.4) Ma和 (403.7士0.08) Ma, 表明岩体形成于晚志留世, 与地质观察基本一致。岩体侵入后局部地方被断裂破坏, 北部被第三系和第四系覆盖, 如图1所示。
金佛寺岩体为一多期次入的复式岩体, 各期次岩石特征如下:
第一期岩体:金佛寺岩体由黑云母二长花岗岩、黑云母钾长花岗岩和黑云母石英二长岩组成。灰白色, 细粒~中细粒花岗结构, 块状构造。主要矿物成分:钾长石、斜长石、石英。次要矿物:黑云母。副矿物:磁铁矿、磷灰石、锆石。次生矿物:绢云母、碳酸盐、绿泥石。
第二期岩体:浅肉红色为主, 其次为浅灰褐色。中粗粒~中粒以及斑状的黑云母二长花岗岩组成。花岗结构, 块状构造。主要矿物成分:钾长石、斜长石、石英。次要矿物:黑云母。副矿物:磁铁矿。次生矿物:绿泥石、绢云母、绿帘石。
岩体的裂隙构造发育, 但是由于后期构造运动影响, 使岩体内后生构造裂隙和原生裂隙相干扰, 不易区分。据裂隙测量结果, 以倾向北60°~80°东、北60°~70°西、南70°~80°西的裂隙最发育, 其次为倾向南20°~30°东和南5°~20°东的裂隙, 倾向南10°~20°西、北40°~50°东、南70°~80°东和倾向南、北的裂隙一般较少。倾向北60°~80°东的裂隙为次生构造裂隙, 岩体内的主要向斜断裂多沿这组裂隙发展而成 (如干巴河断裂和榆林坝河断裂等) , 这组裂隙为张扭性。倾向北70°西、南70°~80°东的裂隙, 其走向与岩体长轴垂直, 倾向北40°~50°东的裂隙与岩体长轴方向平行。这三组裂隙中, 有一部分为岩体的原生裂隙, 它们的发育程度较次生构造裂隙差。
岩体内有较多的细粒花岗岩、花岗伟晶岩、花岗细晶岩等脉岩和脉石英沿裂隙充填, 其次为粗粒钾长花岗岩、花岗斑岩、二长岩等脉岩;这些岩脉以倾向北40°~50°东、南70°~80°东、南5°~20°东以及南、北倾向的较多。各种岩脉多沿原生裂隙充填, 而沿次生构造裂隙充填的很少, 倾向北60°~80°东的裂隙除见少量石英脉充填外, 很少被脉岩充填。
各种岩脉多沿原生裂隙充填而沿次生构造裂隙充填的很少, 倾向北60°~80°东的裂隙除见少量石英脉充填外, 很少被脉岩充填。
2 地球化学特征
2.1 区域地球化学异常特征
据R型因子分析结果, 金佛寺岩体一带存在以下元素组合因子。
F1因子:Ti、V、Co、Mn、Cu、Nb、F、Zn、P元素组合, 为该区主要的地球化学异常特征, 组合元素较为复杂, 主要以亲铁、亲硫元素和挥发性元素共存为主要特征。
F2因子:Sn、Y、Th、Li、Pb、Be、Bi、W元素组合, 主要为高温亲氧元素组合, 该因子元素组合主要与金佛寺岩体有关。
F3因子:Ni、Cr元素组合, 可能与区内超基性岩脉有关元素组合。
F4因子:Mo、Cd成矿元素组合。该组合为区内与Mo成矿有关的因子。
1) Mo、Cd、Ni、Cr组合元素地球化学异常特征。与Mo相关的元素只有分散元素Cd, Mo、Cd元素主要异常发育在金佛寺岩体与志留系肮脏沟组灰绿色碎屑岩的接触带上, 且Mo-6异常与大道口钨钼矿点、青大坂钨钼矿点吻合性好。
2) W、Sn、Be、Bi组合元素地球化学异常特征。W、Sn、Be、Bi组合元素地球化学异常是一组与金佛寺岩体有关的组合元素异常, 这些元素的异常发育在金佛寺岩体中或岩体的内、外接触带上, 异常形态以带状、面状共存为特征, 异常强度高、浓集分带明显、但组合元素异常套合性较差, 反映了该区地球化学场主要受金佛寺岩体影响的特征, 如图2所示。
2.2 岩石地球化学特征
已有资料研究表明 (刘晓煌等2009) , 金佛寺岩体常量元素具有高硅, 钙碱性、高钾钙碱性特点, 但第一期与第二期相比:岩石更富Si O2、K2O, 贫Ti O2、TFe2O3、Na2O、P2O5;高σ、A/CNK、分异指数 (DI) , 低Na2O/K2O的特点。说明第一期较第二期岩浆分异、演化更彻底, 且酸性程度更高, 更偏碱性。
金佛寺岩体第一期较第二期相比:微量元素Ge含量较高, 但V, Co, Ni, Zr, Nb, Ba含量都低。Rb/Sr比一般大于1, Ni/Co比值高, 而Nb/Ta比值低。岩浆分异、演化更彻底、酸性更大。
在以原始地慢为标准的微量元素蛛网图上表现出强富集Pb, Rb, Th, U;中等富集Ba, K, Ta, Nb, La, Ce, Pr, P, Nd, Zr, Hf, Sm, Dy, Y, Ho, Yb, Lu;Ti明显万损。相对强力富集Rb, Th, U, Pb;相对中等富集La, Nd, Zr, Hf, Sm;相对亏损Ba, Nb, Sr, P。说明第一期和第二期花岗岩是同源的。
3 典型矿床
3.1 西柳沟钨钼矿床
西柳沟钨钼矿床产在金佛寺岩体内接触带, 共见10条矿脉, 为脉状或似层状, 具分支、复合现象、夹石较多, 宽0.4~1.5m、长50~400m。主矿脉目前控制长度326m, 宽0.5~1.5m, 走向北东, 倾向北西, 倾角37°~40°, 矿体呈透镜体状, 倾向呈叠瓦状排列。
矿床为钼钨铜共生矿床, 钼品位0.08%~4%, 平均0.36%, 钨平均品位0.99%, 铜平均品位0.7%。矿石主要矿物为辉钼矿、黑钨矿, 其次为黄铜矿、辉钴矿等, 并伴生有铌、钽。主要脉石矿物为石英、绢云母以及钾长石、钠长石和绿泥石。辉钼矿呈片状~细鳞片状集合体, 粒径0.1mm~10cm。黑钨矿呈自形, 半自形板条状, 粒径0.1mm~1cm。
辉钼矿、黑钨矿呈浸染状, 脉状分布于脉石中;黄铜矿沿裂隙成细脉充填于基质中或沿辉钼矿内部解理交代辉钼矿, 本身又被斑铜矿交代;辉钴矿呈细小的自形或半自形颗粒散布于基质中。矿体的围岩蚀变主要有绿泥石化, 绢英岩化, 钾化。蚀变分带明显, 从矿体到围岩依次是:辉钼矿化石英脉-黄铜矿化、绿泥石化、绢英岩化花岗岩, 钾化花岗岩[3]。
3.2 干巴河脑钼钨矿
矿区位于北祁连山西段, 金佛寺岩体的南缘。南、东部为志留系变质安山岩、绿泥石千枚岩、细碧岩、角岩和角岩化凝灰岩地层, 西部为石炭系砾岩、含砾砂岩、细砂岩、泥质粉砂岩和页岩地层。区内断裂构造发育, 按走向分为NW~NNW向和NE~NEE向两组, NE~NEE向为主要含矿断裂。岩体主要为加里东晚期黑云母花岗岩。脉岩不太发育, 主要有闪长岩脉、花岗岩脉及石英脉等, 其中石英脉常为含矿石英脉。
干巴河脑钼钨矿床共发现矿脉23条, 其中大脉11条, 每条大脉附近都有数条小脉平行产出, 构成矿脉带。矿脉带宽1~3m不等, 最长达600m, 短者几米到几十米不等, 但多集中在100~250m。矿脉走向北东50°~60°, 倾向多为290°左右 (少数120°) , 倾角为60°~70°。矿石的平均品位为:WO30.60%, Mo0.1%。围岩蚀变具有明显分带性, 从上盘到矿体依次为黑云母花岗岩~钾化花岗岩~英岩化~绿泥石化黄铁矿化花岗质碎裂岩和钼钨矿化石英脉;从矿体到下盘依次为云英岩化~钾化花岗岩~黑云母花岗岩。云英岩化发育于矿脉两侧, 云英岩化愈强, 矿脉愈富[4]。
4 结论
金佛寺岩体自东沟河至东岔一带岩体与志留系地层的接触带上分布的套合性较好、具明显浓集中心以W、Mo为主的与花岗岩有关的化探异常与岩体内接触带分布的以钨、钼为主的多金属矿床点, 均于该岩体有着紧密的成因联系, 而岩体中裂隙发育程度、云英岩化等热液蚀变程度则控制了区内钨钼多金属矿床点的矿脉的含矿性。
参考文献
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[2]张德全, 孙桂英, 徐洪林.祁连山金佛寺岩体的岩石学和同位素年代学研究[J].地球学报, 1996 (4) :376-385.
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岩体特征 篇10
关键词：花岗岩,造山后,地球化学,北祁连,构造
北祁连造山带位于秦祁昆巨型造山带中段, 北邻阿拉善地块, 南接中祁连地块, 西为阿尔金断裂所截, 向东与北秦岭相接, 呈NW向展布, 多年来所取得的共识是北祁连造山带为典型的加里东期造山带, 并对其裂解闭合、隆升造山的地质动力学过程具有较为一致的认识[1,2,3,4,5,6,7], 位于该造山带内的大雪山岩体为典型的造山后花岗岩, 前人对该岩体的研究仅限于对其岩性的描述, 本文以岩体的岩石学、岩石地球化学及锆石U—Pb同位素定年资料为基础, 探讨该岩体的形成环境, 为深入研究祁连造山带闭合后的构造演化提供重要的地质信息。
1 地质特征
大雪山岩体为祁连造山带西段野马山南缘, 野马河北测, 出露面积近80km2, 位于大雪山一带, 侵入于古元古代北大河岩群 (Pt1B) 和长城纪熬油沟组 (Cha) 中, 南侧被第四纪覆盖, 西侧与野马山构造混杂岩带呈构造接触, 局部与第三纪白杨河组 (Eb) 呈构造接触。根据岩石学、岩石化学及相互接触关系, 归并为泥盆纪壳源序列, 划分为三个侵入次, 第一侵入次分布岩体南侧边部, 第二侵入次分布于岩体西北侧, 第三侵入次处于岩体中部, 各侵入次间均呈涌动接触关系 (如图1所示) 。
2 岩石学特征
该岩体岩石类型为中粒黑云母钾长花岗岩、粗粒黑云母钾长花岗岩、似斑状黑云母二长花岗岩。前两个侵入次岩性为钾长花岗岩, 主要造岩矿物为斜长石、钾长石、石英、黑云母, 次要矿物为锆石、磷灰石。新生矿物有绢云母、方解石。不同之处在结构不同:第一侵入次为中粒结构, 第二侵入次为粗粒结构。第三侵入次似斑状二长花岗岩, 斑晶主要为钾长石。岩石主要由钾长石、斜长石、石英、黑云母组成。副矿物为锆石、磷灰石、萤石等。
3 地球化学特征
3.1 主量元素地球化学特征
大雪山花岗岩体的岩石化学特征见表1。样品由中国地质大学实验测试中心采用湿法分析, 分析项目齐全, 质量符合要求。花岗岩常量元素化学特征表明:在花岗岩类ωSi O2含量为72.18%~77.11%之间;Ti O2在0.03%~0.15%;低钙 (Ca O=0.5%~0.98%) , 贫铁 (Fe2OT=~) ;高铝 (Al2O3=11.41%~14.35%) , 铝饱和指数 (A/NCK值为0.98~1.15) , 为过铝-次过铝质系列, 具S型花岗岩的特点;K2O+Na2O=8.16%~8.31%, 均大于5%, K2O/Na2O=1.25~1.98, 按Turner[8,9]等的意见K2O/Na2O值大于0.5的花岗质岩石属于钾玄岩系列范围。总体上看, 区内岩浆岩具有高钾、过铝和低碱、低钛的特点[10,11]。
%
注:测试单位为中国地质大学实验测试中心。
3.2 稀土、微量元素特征
大雪山花岗岩体岩土的稀土、微量元素含量见表2, 3。岩体不同侵入次岩石的稀土元素球粒陨石标准化 (如图2所示) 曲线均为右倾型, 在Eu处呈低谷。Eu负异常明显 (δEu=0.145~0.333) , ΣREE为114.58~298.65 (平均219.47) , 属中等到偏高。 (La/Yb) N为3.08~8.42 (平均5.84) , 富集轻稀土。LREE/HREE为1.81~3.82 (平均2.44) , 其比值越小, 表示岩浆分异程度越弱。δEu指示岩浆分异程度的重要参数, δEu值愈小则岩浆分异程度愈高。大雪山花岗岩体δEu值为0.145~0.333, 其值较小, 说明在岩浆分馏结晶作用中长石从岩浆分离出来, 为中等到强烈负Eu异常, 证明它们是经过分离结晶作用的岩浆, 具有“S”型花岗岩曲线特征。由表3和以洋脊花岗岩 (ORG) 为标准的微量元素皮氏蛛网图解 (如图3所示) 可以看出, K、Rb、Ba、Th等大离子亲石元素元素明显富集, 而Hf、Zr、Y、Yb等元素则明显亏损, 曲线向右倾斜, 与典型的板内花岗岩相似。
注:测试单位为中国地质大学测试中心, 等离子光谱法;×10-6。
注:测试单位为中国地质大学测试中心, X荧光法;×10-6。
4 火山岩石形成的构造环境
大雪山花岗岩体是在R1-R2构造环境判别图上[12]如图4所示, 样点均落入造山后区域。而本次在岩体进行了锆石U-Pb法同位素测年, 由中国地质调查局天津地质矿产研究所测制, 获得大雪山岩体的形成年龄为352.2Ma, 代表其形成时代为晚泥盆世。
1.地幔斜长花岗岩 (拉斑玄武岩) , 2.钙碱性岩石和奥长花岗岩, 3.高钾钙碱性花岗岩, 4.二长岩, 5.7-碱性和过碱性花岗岩, 6.深熔二云母淡色花岗岩.
大雪山岩体的岩石学和地球化学特征表明为壳源岩浆。岩石化学性质表明它们属钙碱性过铝-次过铝质岩系。稀土及微量元素特征表明是造山后的板内构造环境, 属于较典型的造山后花岗岩。
5 结论
大雪山岩体可划分出三个侵入次, 归并为一个序列, 根据岩体主量、微量、稀土地球化学特征研究结果表明, 其原始岩浆来源于地壳, 岩体具有“S”型花岗岩的特征。区域地质演化表明, 早志留世—晚志留世中祁连地块与阿拉善地块已经发生了碰撞造山, 进入陆内环境构造演化阶段, 早泥盆纪在北祁连发育有老军山组磨拉石建造。大雪山花岗岩体是在造山后, 造山带垮塌、应力松弛等过程导致下地壳岩石发生部分熔融并沿构造薄弱带侵入而形成的。
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