岩体特征（共10篇）
岩体特征 篇1
0 引言
岩体从稳定到破坏的变化发展阶段会发出不同的声发射信号,岩体声发射信号波形在一定程度上反映了岩体结构特征及其破坏过程,根据波形特征可对岩石(或结构)的检测结果进行稳定安全评价。声发射监测的目的在于发现岩体和得到有关岩体周围尽可能多的信息,通过对监测到的声发射信号波形分析,可以得到岩体(石)内部声发射源的大量信息。找出声发射源的位置、了解它的性质、判断它的危险性,能很好地跟踪岩土安全动态变化过程,为安全生产提供预报信息,减少损失,也为采场的安全管理提供一种科学简便的新方法。
1 声发射信号波形的采集
1.1 室内岩石声发射信号波形测试系统
试验时选取白银公司某矿节理裂隙少、未风化的岩石石英角斑凝灰岩样,将其加工成4个Ф 50 mm×100 mm的圆柱体,放在MTS刚性材料试验机上试验,如图1所示。
试验时保持加载过程与声发射监测同步。对加载系统采用轴向变形位移控制加载,变形速率为10～6 m/s,加载过程中用DYF-1型智能声发射仪监测声发射参数。监测过程中,声发射仪能自动将监测数据及时保存在特制的“RAM盘”中并通过计算机的输出接口将仪器中保存的数据资料传输给计算机,以便进一步处理、统计数据。试验研究的目的在于确定岩石变形破裂过程中声发射信号波形的特征规律和变化趋势。
1.2 室内测试岩石声发射信号波形
试验岩石声发射信号波形较多,部分岩样声发射原始波形如图2所示。
1.3 现场监测岩体声发射信号波形
某矿主体采矿方法为机械化上向巷道式尾砂胶结充填法。中段高度为60 m,采场一般沿走向布置,长为100～150 m。矿石包括块矿和浸染矿2种类型。采场矿岩节理、断层发育,块矿较稳固,但凝灰岩、浸染矿及其与块矿接触带岩性较差,开采过程中地压显现十分复杂,采场冒顶片帮事件频繁。尤其是在穿脉与进路的岔口和浸染状矿体内断层处更为明显。采场失稳主要受结构面及节理控制,针对该情况,笔者应用岩体声发射监测技术,对该矿部分采场实施冒顶片帮监测预报。
岩体声发射活动信息的采集是通过AE传感器实现的,采场内共布置3个传感器,1620分层750巷道式采场测试方案及测点布置如图3所示。
图3中,在靠近3条进路工作面各布置1个监测探头,由于矿岩分布的差异,1#测点布设在块矿中,而2#、3#测点分别布置于浸染矿和凝灰岩中。采场E3进路监测期间抽样的岩体声发射波形如图4所示。
2 噪声信号的数据采集
在现场监测过程中,存盘记录数据文件共计77组,其中包括一些噪声信号。现场监测接收到的噪声波形主要有:电火花源噪声波形、爆破噪声波形和凿岩噪声波形,如图5所示。
3 声发射信号波形分析
3.1 室内声发射波形分析
室内岩石试验声发射信号波形较多,这里只分析岩样抽样的声发射信号波形。声发射信号是直接反映岩体自身变化的动力学参数,为检测岩体的稳定性提供客观标准。不同类型的岩石,随着应力的增加破坏程度加剧,体积膨胀增大加速,声发射不连续现象明显增大,临近破坏时声发射频度达到最大值,大振幅的声发射信号明显增多。
一个声发射信号通常由若干个不同类型的波组成,图2说明了在不同的破坏阶段,声发射信号的波形是不同的:由于岩体的不均匀性和各向异性,不同类型的波在介质中具有不同的速度,随着传播距离的增加,其波阵面就会分离,由于受到岩石界面的多次反射和折射,也会产生更多的波成分,所以接收和放大以后得到的声发射信号通常是一种复杂化了的波形。图2也表明,在不同的测试阶段,声发射信号的最大幅值发生变化,幅值包络图呈现不同形状,包络图前沿有缓陡差异;波形形成时间的延迟不同,在时间轴上波形展开长度也不同;声发射事件的持续时间在0.15～10 ms之间,信号最大振幅(峰-峰值)变化的范围很大,可以从几毫伏到10 V,振幅变动为10～20倍,信号的间隔时间一般在几百毫秒以上。随着应力的增加,主频带有向较高频率移动的趋势,波形随时间轴展开逐渐变长,随着信号传播距离的增加,幅值降低,这种信号越多,说明岩石越接近破裂。
3.2 现场声发射波形分析
从图2和图4可看出,监测期间抽样声发射信号波形规律与室内声发射波形规律一致,岩体受力破坏过程是一个能量累积过程,也是声发射事件经历活跃期、沉寂期、复活期的过程。图4(b)中很清晰地显示出稳态岩体的声发射是一种比较平稳的随机信号,说明该状态岩体内部暂时没有新的损伤扩展,岩体承受的压力还没有超过岩石的极限承载力,此时声发射主频较低,这也与声发射参数统计结果相符,这种信息可以作为岩体稳态的信号特征;图4(c)说明岩体处于发展变化阶段,波形从图4(b)到图4(c)幅值逐渐增加,波形在时间轴相对延迟;图4(d)随着时间轴伸展,波形幅值逐渐增大到最大后降低,这说明岩体处于危险阶段,这时就不能麻痹大意,很多事故发生在这一阶段,应引起注意。
3.3 现场噪音信号波形分析
从图5可看出噪声波形幅值突然增加,然后很快降低平静下来,能量的衰减较快,现场测试的不同噪声信号波形随时间轴延迟相差不大,噪声信号的不一致性在2个相邻的层按照倍率关系递减。
现场声发射信号波形显示出岩体的发展经历了危险阶段——稳定阶段——破裂阶段——危险阶段——稳定阶段的循环往复,同时波形也揭示了在现场监测过程中存在的环境噪声信号使真正的岩体声发射信号波形变得较为复杂。
4 结语
声发射波形分析能够很好地显示:(1) 岩石从稳定阶段到破裂阶段所产生的声发射信号的最大幅值从低到高、包络图由缓变陡、持续时间有短及长;应力逐渐达到或超过破坏强度时,岩体释放较多能量,这时岩体开始出现大的和不连续的裂缝。 (2) 声发射活动较弱时频率越靠近低频,声发射活动显著时频率越靠近高频;随着信号传播距离的增加,振幅降低。 (3) 岩石破裂过程中的状态不同,声发射的主频不断发生变化,声发射事件波形随之波动,波形特征逐一表现出来,信号表现的高频的噪声信息和信号表现出来的低频声发射信号也一一显示出来。
总之,通过对室内和现场的波形分析表明,波形分析方法是一种完全基于时域的分析方法,信号在时域某个时刻发生的变化,会引起岩体内部微结构的变化,岩体内部微结构的变化更能反映出岩体破裂过程变形的特征规律。从声发射信号得出岩石变形破裂过程中的特征规律,可以有效预测预报岩石的稳定状态和发展趋势,使工程实践更具可靠性。
摘要：文章通过对室内和现场采集到的岩体声发射信号波形分析,寻找到岩体在外界因素影响下从稳定状态发展变化到破裂阶段的波形变化规律,可用以判断岩体的危险性。该规律为采场、隧道工程的安全施工提供了可靠的预报信息,有一定的实际意义。
关键词：岩体,声发射,信号,波形分析
参考文献
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[3]来兴平,蔡美峰.基于非平衡统计的塌陷区岩体断裂失稳声发射信号分析[J].岩石力学与工程学报,2004(1):272~276.
[4]唐春安.岩石声发射规律数值模拟初探[J].岩石力学与工程学报,1997(8):368~374.
岩体特征 篇2
大望海寨岩体位于营口-宽甸台拱与下辽河断陷连接带的东侧,侵位于燕山旋回晚期,其岩石地球化学特征与钙碱性花岗岩十分相似,通过花岗岩类自然矿物岩石化学换算法证明其应归于二长花岗岩类,其主要岩石类型应为斑状含黑云二长花岗岩和淡色二长花岗岩.其成岩物质主要由上地幔衍生出的岩浆与下地壳部分熔融所产生的岩浆同熔而成.成因类型属Ⅰ型同熔花岗岩类.
作 者：姜福伦 冯啸宇 王嵩莉 JIANG Fu-lun FENG Xiao-yu WANG Song-li 作者单位：姜福伦,冯啸宇,JIANG Fu-lun,FENG Xiao-yu(辽宁省第五地质大队,辽宁,营口,115100)
王嵩莉,WANG Song-li(吉林大学应用技术学院,吉林,长春,130022)
岩体特征 篇3
关键词：车西北带；中浅层；成藏特征；输导体系；鼻状构造；反倾构造；油藏类型；成藏模式；
中图分类号：TE143 文献标识码：A 文章编码：1674-3520（2014）-02-00200-02
车镇洼陷位于济阳坳陷西北部车镇凹陷西部，受控于埕南断层，北带砂砾岩体广泛发育。深层由于因埋藏深，储层物性差，导致开发难度大，综合效益不高；中浅层效益相对较好，目前已在车78、车3-1、大80三个区块投入产能建设，取得较好的开发效果。车西北带完钻探井65口，其中在中浅层钻遇显示井41口，见显示率63%，并有11口井试油获得油流。但车西地区中浅层仅在车3-1、大80两个区块上报过石油地质储量，该区中浅层勘探整体上具有“油气显示普遍，上报储量数少，勘探程度较低”的特点，勘探潜力较大。
一、地质特征
（一）构造特征
车西洼陷整体上呈北东走向，属北断南超窄陡型箕状断陷盆地，北靠埕子口凸起，南接义和庄凸起，区域内发育车西、套尔河两个生油次洼，两个次洼中部被车3大型鼻状构造分割，洼陷内断裂体系不发育，北部沿埕南断层下降盘发育多个鼻状构造，呈沟梁相间的构造格局[1]。
（二） 沉积特征
车镇北带扇体普遍发育，沿埕南断层呈裙带状展布，各层系均有发育，主要发育近岸水下扇、扇三角洲等近源粗碎屑沉积体系，其前端发育小规模浊积扇体，其中车西北带扇体规模较大，呈连片展布。该区扇体垂向上继承性发育，随着湖平面的上升，扇体总体上呈退积式沉积，自下而上扇体规模逐渐变小[2]。
（三） 储层特征
车镇北带沉积类型多样，主要为粗碎屑沉积体系，储层具有物性相对较差、非均质性强的特点，但随着埋深变浅，储层物性逐渐变好[3]。中浅层的沙二和沙一段物性最好，平均孔隙度接近20%，平均渗透率均大于100md；其次是东营组砂砾岩储层，平均孔隙度为18.5%，平均渗透率为12.6md；深层的沙三段以下物性普遍较差，平均孔隙度在5%左右，平均渗透率不超过3md。
二、成藏特征
（一） 控藏因素分析
1、输导体系的畅通是油气成藏的基础
因中浅层本身不具备生油能力，油气主要来自下部沙三段烃源岩，因此纵向疏导体系的畅通是油气成藏的前提条件[4-5]。根据疏导体系位置及疏导方式的不同，可将该区疏导体系分为两种类型，即“洼陷内部断层疏导”和“埕南断层疏导”。“洼陷内部断层疏导”表现为断层发育在洼陷内部，断层活动期与油气成藏期相匹配，并且切穿烃源岩，可直接沟通烃源岩与中浅层储层，油气疏导能力较好。埕南断层疏导相对复杂。埕南断层下降盘砂砾岩体扇体发育，油气生成后需通过砂砾岩体发育区，进入埕南断层，然后向上运移。油气能否通过砂砾岩体是该类疏导体系畅通与否的关键，统计发现，沙三下部地层平缓，地震反射轴清晰，成层性好，扇体间泥岩较为发育，这种泥岩可作为烃源岩向埕南断层疏导油气的“供油窗”，可实现埕南断层与烃源岩有效对接，利于油气输导。如果埕南断层下降盘地震呈高角度杂乱反射，则砂砾岩体规模普遍较大，内部泥岩不发育，烃源岩无法与埕南断层直接接触，油气很难通过致密的砂砾岩体进入埕南断层，油气输导能力较弱。
2、鼻状构造是油气运移的重要指向
从砂砾岩体的发育情况来看，车西北带鼻状构造部位扇体规模较大，且多为继承性构造，储层发育，有利于形成规模油藏。鼻状构造上的砂体自陡坡带向洼陷带延伸，为油气的运聚奠定了良好的基础，油气可沿鼻状构造轴部的脊线向上进行径向运聚，也可从鼻状构造的两翼向鼻状构造的轴部进行侧向运聚，在鼻状构造高部位形成的圈闭中聚集成藏[1]。目前在鼻状构造高部位完钻的井多见到良好的油气显示。如车78在沙三上钻遇油层4层19.4m，试油，获日产9.47t工业油流，车60东营组解释含油水层28.5m/3层；大80井沙一段，试油获日产16.6t 。
3、 反倾构造是油气富集的关键
因中浅层油藏均为“它源型”油藏，成藏动力相对较弱，所以良好的构造背景是油气富集的关键。埕南断层下降盘是车西北带主要含油条带，油气沿埕南断层向上运移，具有反倾构造特征的圈闭易于油气聚集。从目前钻探的情况来看，车西北带中浅层见产能的区块，如车78沙三上近岸水下扇、大80沙一段近岸水下扇、和大72火成岩、均具有反倾构造特征。如不具备反倾构造特征，则聚油能力相对较差，如紧邻大80区块西部的大803井、，虽然与大80具有相似的成藏背景，但反倾构造特征不明显，仅钻遇了一些油气显示，未能成藏，其北部的大803侧井，地层坡度更陡，录井显示结果也更差。
（二）成藏模式
根据油气疏导路径和油气藏的组合模式，总结出该区两种成藏模式，即“y”型成藏模式和“T”型成藏模式。“y”型成藏模式主要发育在埕南断层下降盘的近岸水下扇体中，油气沿着埕南断层向上运移，在合适的扇体中聚集成藏。目前已发现的该类油藏一般具有反倾构造特征。由于埕南断层下降盘扇体发育，各层系均可成藏。“T”型成藏模式一般发育在洼陷内，洼陷内部发育油源断层，断层与油源沟通后，油气向上运移，然后横向注入断层两边储层，成藏层系一般为沙二、沙三上储层相对发育层系。
（三）油气藏类型与分布特征
从目前已发现的油藏来看，车西北带中浅层主要发育有三种油藏类型，即构造岩性油藏、地层油藏和岩性油藏。构造岩性油藏主要发育在埕南断层下降盘的近岸水下扇扇体中，一般成藏扇体沿埕南断层走向具有鼻状构造特征，垂直于断层走向具有反倾构造特征，成藏部位一般岩性较细，储层物性较好，油气成藏受构造背景与储层物性双重因素控制。地层油藏一般在不整合面以下成藏，地层埋藏较浅，油性一般较稠。岩性油气藏主要发育在近岸水下扇前端的滑塌浊积扇中，扇体经远距离搬运，储层物性较好，易获高产。
三、结论
（一）中浅层本身不具有生油能力，油气主要来自下部烃源岩，疏导体系的畅通是中浅层油气成藏的基础。不同位置的断层疏导方式存在差异，洼陷内部的油源断层可直接沟通储层与油源，疏导能力较好，埕南断层的与烃源岩被下降盘的扇体阻隔，疏导能力取决于下降盘扇体的规模，扇体规模小，埕南断层疏导能力较好，反之则较差。
（二）中浅层油藏成藏动力相对较弱，油气成藏需要有良好的构造背景。鼻状构造和反倾构造有利于油气聚集，是成藏的有利场所。
（三）根据油气疏导路径和油气藏的组合方式差异，该区中浅层发育两种成藏模式：埕南断层下降盘发育“y”型成藏模式，洼陷内部发育“T”型成藏模式。
（四）该区主要发育三种类型油藏：即构造岩性油藏、地层油藏和岩性油藏。
参考文献：
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高地应力下岩体的破坏特征分析 篇4
关键词：高地应力,硬岩,软岩,岩爆,挤压大变形
0 引言
随着我国大规模建设的展开,地下空间的开发利用越来越受到重视。在地下工程的施工中,施工环境恶劣,地质条件复杂,特别是遇到特殊地质条件如高地应力时,将给施工造成极大困难,轻者影响进度,重者造成生命财产损失。结合自己多年的施工实践经验,对高地应力下岩体开挖的破坏特征进行归纳总结,探求高地应力下岩体破坏的规律性,希望对施工有所指导与启示。
1 高地应力与岩体破坏
1.1 高地应力
高地应力是一个相对的概念,它是相对于岩体强度(Rb)而言的。也就是说,当岩体内部的最大地应力(σmax)与岩体强度的比值(Rb/σmax)达到某一水平时,才能称为高地应力或极高应力,即:
岩体强度应力比=Rb/σmax。
目前在施工实践中,都把岩体强度应力比作为判断岩体稳定性的重要指标。
从这个角度讲,应该认识到埋深大不一定就存在高地应力问题,而埋深小,在岩体强度很低的场合,也可能出现高地应力问题。因此,在研究是否出现高或极高地应力问题时必须与岩体强度联系起来进行判定。表1为一些岩体强度应力比的分级指标。
1.2 高地应力下岩体破坏
岩体强度应力比与岩体开挖后的破坏现象密切相关,特别是与岩爆、大变形有关,而前者是在坚硬完整的岩体中发生的现象,后者是在软弱或土质地层中可能发生的现象,这是高地应力下岩体破坏的两种主要特征。
2 高地应力下硬岩的破坏分析
2.1 硬岩
这里的硬岩主要是从岩体强度方面来说的,强度一般比较高,以饱和岩体的单轴抗压强度为准,在25 MPa以上的岩体。它与岩体的物质组成、结构特性密切相关。这种岩体大多较完整,受地下水和风化作用影响较小,结构面较少。岩体开挖中自稳或较弱的支护就可以使之处于稳定状态。
2.2 高地应力下硬岩破坏
岩体在开挖之前都处在天然应力即初始应力作用之下,主要指自重应力和构造应力,前者沿竖直方向,后者大多呈水平方向。高地应力下的硬岩由于初始地应力较高,在岩体内部积聚了大量的弹性应变能。岩体的开挖破坏了原有的应力状态,工程措施稍有不当就会使岩体内的能量又突然大量释放出来,岩块随即向四周迸射,还伴随噼啪的响声,这在工程上称之为岩爆现象。这是硬岩在高地应力下开挖经常遇到的现象,也是高地应力下硬岩的主要破坏特征。由于应力的突然大量释放,很容易损坏施工设备,甚至酿成人身伤亡,造成无可挽回的损失,因此在这种工程环境下施工要做好充分准备。
3 高地应力下软岩的破坏特征
3.1 软岩
软岩的定义一直是国内外争论的问题,其定义多达几十种之多。总体来说,大体上可分为描述性定义、指标化定义和工程定义,且各有其优缺点。
目前,人们普遍采用的软岩定义基本上可归于地质软岩的范畴,按地质学的岩性划分,地质软岩是指强度低、孔隙度大、胶结程度差、受构造面切割及风化影响显著或含有大量膨胀性黏土矿物的松、散、软、弱岩层。国际岩石力学会将软岩定义为单轴抗压强度在0.5 MPa～25 MPa之间的一类岩石,其分类基本上是依据强度指标。
3.2 大变形
各类岩体在正常工程条件下都会产生一定的变形。大变形是相对正常变形而言的,目前还没有统一的定义和判别标准。徐则民从大变形的6个特征对大变形进行了概括描述、何满潮认为大变形可分为弹性大变形和塑性大变形,但软岩的大变形问题是一个塑性大变形问题,塑性大变形区别于弹性大变形和小变形的显著标志是前者与过程紧密相关。
3.3 大变形的成因
产生大变形主要有客观和主观两方面的原因。地质条件是客观原因,技术措施不当是主观原因,前者是根本原因。从地质条件分析,产生大变形的原因可能有三种:膨胀岩的作用、高地应力作用下的软岩大变形、局部水压及气压力的作用。
3.4 高地应力下软岩破坏特征
众多研究表明,当强度应力比小于0.3～0.5时,即极高地应力下,能产生比正常岩体开挖大1倍以上的变形。此时开挖岩体周围将出现大范围的塑性区,随着开挖引起岩体质点的移动,加上塑性区的“剪胀”作用,洞周将产生很大位移。一些岩体解析解也表明,当强度应力比小于2时岩体周围将产生塑性区,强度应力比越小则塑性区越大。塑性区半径增大则岩体周围位移也相应增大,加上岩体剪切破坏时体积膨胀(剪胀),位移增加更快。所以高地应力下软岩出现大变形,变形速度快,岩体开挖失稳的可能性大增。
4 高地应力下的施工措施
由于高地应力下岩体工程地质环境的复杂性,其施工风险与其他施工环境相比明显增大,应做好施工辅助措施,以确保施工安全,尽可能减少损失。
高地应力下硬岩的施工,应事先做好对应力的释放,采用钻孔、导洞等方式对地应力进行先期释放,开挖时做好应对突发事件的准备,做好施工防护措施。软岩的施工,允许岩体的变形但要控制岩体的过度变形,采用分批分次支护的方法,让地应力逐步释放,同时做好加强支护的措施,确保施工安全顺利。
5 结语
高地应力下岩体的破坏是一个复杂的过程,与岩体的性质、结构、施工方法和技术措施密切相关,其施工风险与其他施工环境相比明显增大。因此,在施工前期应做好施工地质勘测和施工调查,做好高地应力预测分析;施工中应做好辅助措施,对地应力进行逐步释放,做好应对突发事变的措施,确保施工安全,尽可能减少损失。
参考文献
[1]关宝树.隧道工程施工要点集[M].北京:人民交通出版社,2003.
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[3]张继奎,方俊波.高地应力千枚岩大变形隧道支护参数试验研究[J].铁道工程学报,2005,10(5):25-27.
[4]靳晓光,李晓红.高地应力区公路隧道不同围堰类别的变形特征及应用实践[J].岩石力学与工程学报,2001(5):62-63.
岩体特征 篇5
浙江沐尘石英二长岩体的岩石地球化学特征及构造意义
出露于江山-绍兴断裂带西南段东南侧的沐尘岩体,以发育暗色包体和环斑长石为特征,具有显著的岩浆混合作用.寄主岩为二长岩-石英二长岩组合,包体岩石为二长闪长岩.二长岩组合.造岩矿物有钾长石、斜长石、石英、普通角闪石和黑云母.岩石富碱(Na2O+K2O=6.58%～10.42%,平均8.41%)、高钾(K2O/Na2O=0.72～1.45,平均1.16)、贫钛(TiO2=0.37%～1.22%,平均0.76%)、富集大离子亲石元素和轻稀土元素,具有钾玄质系列的`岩石地球化学特征.该岩体侵位于后碰撞弧构造环境,是早白垩世早期该区重要的构造.岩浆热事件的产物.
作 者：卢成忠 LU Cheng-zhong 作者单位：浙江省地质调查院,浙江,杭州,311203刊 名：地球化学 ISTIC PKU英文刊名：GEOCHIMICA年，卷(期)：200736(5)分类号：P594 P581关键词：石英二长岩 地球化学 钾玄质岩石 构造环境 岩浆混合作用 沐尘岩体 浙江省
致矿小岩体的出露面积特征 篇6
关键词：小岩体,岩体面积,复杂性系数,透岩浆成矿作用
1 小岩体成大矿学说的提出与进展
自从格林论提出岩浆热液成矿理论以来, 岩浆活动与成矿总用的关系得到了广泛承认。传统理论认为, 由融离作用产生的矿床, 其规模大小与侵入体之间存在正比关系, 即大的侵入体中产大矿床, 小侵入体只能产小矿床。然而我国的大型和巨大型铜镍硫化物矿床均产在小侵入体中, 比如金川、驱龙等, 因而小岩体与大规模成矿作用的关系在近年来得到重新重视。汤中立 (2002) 和汤中立等 (2006) 重新强调了小岩体的找矿意义, 并按成矿机制的不同划分出两类与成矿作用有关的小岩体和9种成矿类型。就小岩体成矿的原因, 传统的岩浆热液成矿理论认为是由于深部的大岩浆房 (体) 发生二次融离的结果。但是, 一方面, 寻找大岩浆房 (体) 本身的证据不足;另外一方面, 这类岩体中很难见到分离结晶作用的现象 (罗照华等, 2007;张旗等, 2007) , 并且分离结晶作用与成矿总用之间似乎并不存在普遍联系。例如红旗岭分异较好的1号岩体其含矿性反而不如分异较差的7号岩体。以东沟钼矿为例, 实际所需流体体积至少是东沟斑岩体估计体积的3.34倍, 显然如此巨量的流体是不可能被溶解或包含在熔浆中的。因此, 罗照华等人提出了透岩浆成矿作用, 认为岩浆不是流体的来源, 而只是流体的通道。岩浆体系由熔浆和流体构成, 熔浆和流体因为相互需要而耦合到一起参加成与成矿作用, 较为合理的解释了小岩体成矿的机制 (罗照华2006, 罗照华等2009) 。
2 致矿岩体出露面积的范围
小岩体与大规模矿床紧密相关已经是周所周知的事实, 然而什么是小岩体还缺乏一个准确的定义。结合经验认识, 汤中立院士指出“小岩体规模即岩体的最大变化截面积可以大到n (n<10) km2, 小到0.00nkm2, 一般在lkm2左右或更小” (汤中立, 2006) ;而李德东则结合岩墙长度/宽度比值, 运用数值模拟的办法估算出致矿侵入体的最小出露面积分别约为312m2~1516m2 (玄武质岩体) , 0.014km2~0.068km2 (石英闪长玢岩) 和0.011km2~0.034km2 (花岗斑岩) (李德东, 2011) 。中国与小岩体有关的矿床实例非常多, 比如在东秦岭一带, 与钼矿有关的岩体一般多小于2km2, 最小不足0.01km2 (卢欣祥, 1985;罗铭玖, 1991) 。在前人工作的基础上, 本文统计了约100个国内外典型的与小岩体有关的矿床的岩体出露面积, 进而估算致矿岩体出露面积的范围。需要指出的是, 随着研究程度的提高, 许多以前认为与大岩基有关的矿床也被证实其实致矿的根源还是小岩体, 比如多宝山铜 (钼) 矿, 很长一段时间被认为矿床是与花岗闪长岩 (出露面积8km2) 为主的复式岩株有关, 但后来被证实真正与成矿作用相关的是花岗闪长斑岩 (0.16km2) 。
从统计的结果来看, 岩体面积小于1km2占到了64.6%, 介于1km2到2km2的为23.3%, 均值为约1km2。从致矿岩体面积 (S) 的频率分布直方图可以看出, S大致符合指数分布, 则LgS可能符合正态分布。表中最后一列给出了取对数的LgS的值, 用spss分别进行非参数检验和p-p图检验。其k-s检验中中双侧p值 (sig值) 为0.386, 大于0.05, 因此LgS是正态分布的假设是正确的。在p-p图中, 所给的点基本集中在45°的对角线上, 最大偏差在-0.08到0.05之间, 从而进一步验证了LgS是服从正太分布的。其方差和均值分别为0.44和-0.29。
众所周知, 正态分布中, 除开μ±3σ以外的概率可以忽略不计。由此可以认为LgS的最小值μ+3σ为-2.27, 对应的S为0.005km2。至于成矿岩体的上限, 如果用μ+3σ作为上限则明显偏大, 而事实上μ±2σ所囊括的范围就已经达到整体的95.44%。如果把所有致矿岩体的面积看做一个整体, 那么由此确定的与小岩体有关的矿床就占了整个和岩浆作用有关的矿床的95.44%。而现实中也的确存在少部分与大岩基有关的矿床, 却很少发现比0.05km2 (东沟斑岩钼矿除外) 所以用μ±2σ来作为统计的上限也符合科学依据和实际现象。那么LgS的最大值μ+2σ, 对应的S为10.88。有趣的是, 这与李德东的模拟结果和汤中立的经验认识认识吻合的非常好。
透岩浆成矿作用认为, 流体库当时的规模和流体/熔体的比值很有可能小岩体成大矿的根本原因, 而具体是否成矿和矿床产出的具体位置, 则与流体和熔体体系的上升速度和冷凝速度有关。体积过大的岩体流体/熔体比较小的体特征, 因此不利于流体的圈闭, 这时含矿流体很有可能释放到围岩中参与成矿作用甚至于完全逃逸而导致无矿, 而体积过于太小的岩体, 虽然流体/熔体比值大, 但由于侵位速度过快, 不具备圈闭流体的能力, 此时岩体多为无矿, (罗照华2006, 罗照华等2009) 。因此, 应当存在具有圈闭流体或者流体逃逸后还能在围岩中参与成矿作用的岩体必定有一个体积上的界限, 即我们在工作中发现的能致矿的小岩体。岩体出露面积与岩体体积之间通常是正相关。因此, 从上述的分析和统计的结果来看, 出露面积应该在0.005km2到10.88km2之间的岩体才是具有很大含矿潜力的。
3 结论
1) 小岩体出露面积应在[0.005, 10.88]之间时, 特别是1km2左右时, 具有很高成矿的潜力, 可以作为资源勘查工作的一个快速的判别标志。结合其它地质特征, 比如宽谱系岩墙群, 多斑斑状结构等, 进一步区分是否属于致矿岩体;
2) 由于小岩体出露面积和出露形态在资源勘查中的重要性, 我们应当更加重视小岩体成矿的意义和小岩体出露面积和出露形态填图的准确性和野外观察。
参考文献
[1]李德东, 罗照华, 等.岩墙厚度对成矿作用的约束:以石湖金矿为例[J].地学前缘, 2011, 18 (1) :166-178.
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[9]王肇芬, 赵俊磊, 王璞, 等译.世界斑岩铜矿床[M].北京:地质出版社, 1990.
岩体特征 篇7
1 危岩体形成环境概况
1) 地层岩性。研究区岩性主要以白云岩为主, 岩体风化裂隙和构造较发育, 裂隙主要为铁质胶结, 结合程度一般, 岩体较破碎~较完整, 呈裂隙块状、块状结构, 为较硬岩。2) 地形地貌。研究区属构造~溶蚀斜坡地貌, 多山谷的山地地形, 地形切割较深、第四系覆盖层较薄、地形坡度较陡, 总体上北高南低, 地形呈上缓中陡下缓和上缓中、下陡状, 上部坡度约10°~30°, 中下部较陡段坡度一般约40°~85°, 部分地段为陡崖, 危岩多分布于该段。斜坡地带分布少量第四系, 坡面植被发育, 陡崖地带基岩基本裸露, 植被较少。最高点位于北侧山顶, 海拔高程662.50 m, 最低点位于东侧老大桥河床, 海拔高程454.50 m, 相对高差208.00 m。危岩带即位于陡崖地带, 危岩带高程488.00 m~563.00 m, 相对高差75.00 m。3) 地质构造。研究区位于镇远县县城内, 该县城属镇远大断层的北盘 (上盘) , 镇远断层倾向北, 倾角约70°, 上下盘均为石冷水组白云岩, 破碎带宽约6 m, 为断层角砾岩。研究区内存在镇远大断层的一分支正断层从研究区中部呈南北向通过, 倾向西, 倾角约65°, 上下盘均为石冷水组白云岩, 破碎带宽约2 m, 为断层角砾岩。除上述断层外, 危岩带及其附近无其他断层通过。岩层呈单斜产出, 产状280°~290°∠3°~6°。受区域性构造影响, 岩体构造裂隙发育, 据统计分析, 主要发育两组构造裂隙, 产状分别为162°∠87°, 222°∠87°。
2 危岩体基本特征
石屏山危岩体典型危岩体基本情况见表1。
3 危岩体成因特征分析
石屏山坡面陡直, 局部坡面甚至大于90°, 局部岩体在不利的地形条件下形成临空侧方向的外倾状态, 导致岩体自身重力存在向临空侧方向的分力, 该分力形成岩体向坡面临空侧发生倾覆或滑动的可能, 并造成岩体的弹性形变, 根据材料力学[1]蠕变理论, 随着时间的推移, 弹性形变逐渐向塑性形变转换;坡面岩体受植物根劈作用、降水溶蚀作用等影响, 形成风化裂隙, 同时, 岩体受构造作用影响, 形成构造裂隙, 这两类裂隙即为岩体强度的最弱点, 根据材料力学原理, 塑性变形最容易在材料强度最低处发生。因此, 在岩土自身重力作用下, 坡面临空侧岩体的弹性形变将沿其风化裂隙和构造裂隙逐渐发生塑性变形, 从而发生崩塌等地质灾害。
4 危岩体裂隙特征分析
石屏山危岩体裂隙主要分为非构造裂隙和构造裂隙两大类, 非构造裂隙主要由外动力作用形成, 如风化作用等, 该类裂隙延伸较浅, 常局限于地表浅处。构造裂隙主要为经过石屏山的断层产生, 该类裂隙延伸长, 常形成贯通裂隙。根据安德森断层应力模型[2], 当最大应力δ1作用方向垂直, 最小应力δ3作用方向水平时, 形成正断层, 当最小应力δ3作用方向垂直, 最大应力δ1作用方向水平时, 形成逆断层。剪裂面锐角的角平分线为最大应力δ1作用方向, 其钝角平分线为最小应力δ3作用方向。石屏山地区地质构造结构主要为镇远大断层的分支断层, 该断层为正断层, 因此该断层在石屏山地区形成的最大应力δ1作用方向为水平方向, 由安德森断层应力模型可以推断, 该应力δ1形成剪裂面方向在垂直平面上的分布区间只能在45°~135°和225°~315°之间 (见图1) , 由图1可以判断, 危岩带不存在垂直方向上的剪裂面, 因此危岩体没有在垂直方向上形成构造节理裂隙, 并由此推断, 在危岩体垂直方向上形成的裂隙应为风化裂隙, 该裂隙延伸长度较浅, 难以达到贯通整个危岩体, 因此危岩体沿该类裂隙失稳崩塌的可能性较小。
5 危岩体破坏模式特征分析
石屏山危岩体多为顶部发育延伸长度较浅的风化裂隙, 基座处受岩体层面裂隙控制形成贯通滑动面, 由于危岩体背侧多未形成贯通裂隙, 因此, 危岩体发生倾倒破坏的可能性较小, 但随着危岩体背侧裂隙塑性变形的加深, 将产生对危岩体的两种破坏模式[3]:
一种破坏模式发生在坡面坡度相对较缓区段, 该区段危岩体背侧风化裂隙在危岩体自身重力形成的长期应力过程中将逐渐发生塑性变形, 从而不断加深裂隙长度, 最终导致危岩体沿裂隙面发生向临空侧的滑动, 形成滑移式崩塌。
另一种破坏模式发生在坡面坡度较陡区段, 该区段危岩体在其自身重力作用下形成往临空侧方向的拉应力, 由于危岩体顶部裂隙为风化裂隙, 该类裂隙延伸较浅, 未贯通危岩体, 因此在临空侧拉力作用下, 按照岩体力学原理, 危岩体将发生与垂直方向呈45°角的拉裂式破坏, 形成错断式危岩体。
6 危岩体治理建议
对石屏山危岩体治理, 建议以消除其自重引起的塑性变形为主, 结合对风化裂隙的封堵手段, 以防止风化作用的加深, 建议采用预应力锚索和封堵岩顶裂隙的工程治理方法进行治理。
7 结语
贵州省黔东南州境内多灰岩、白云岩质危岩体分布, 其基本特征与石屏山有较多类似之处, 所以研究石屏山危岩体具有一定的代表意义, 石屏山危岩体特征如下:1) 危岩带坡面陡直, 植被发育较差;2) 危岩体变形成因主要为岩体所在坡面陡直, 岩体长期的塑性变形导致岩体顶部原有裂隙加深, 从而失稳崩塌;3) 影响危岩体稳定性的裂隙主要是非构造裂隙, 即风化裂隙, 该类裂隙延伸浅, 但在岩体自重和风化作用下会逐渐加深, 从而导致危岩体失稳;4) 推断危岩体破坏模式主要为滑移式和拉裂式;5) 对危岩体治理应以消除其自重引起的塑性变形和减轻危岩体裂隙风化为主。
参考文献
[1]刘鸿文.材料力学[M].第4版.北京:高等教育出版社, 2004.
[2]李德伦, 王恩林.构造地质学[M].吉林:吉林大学出版社, 2001.
岩体特征 篇8
巴东岸坡倾倒变形体位于澜沧江中上游的乌弄龙水电站上坝址(巴东坝址),地处横断山脉地带,山势险峻,地形坡度陡,且岩层走向大多与澜沧江流向一致,高陡自然斜坡物理地质作用十分强烈,因此河谷两岸岩体变形、破坏较为普遍,对未来工程边坡及可利用岩体均有较大的控制作用。通过较多的勘探工程、现场调查、室内分析等,获得了较为丰富的资料,为进一步系统分析巴东岸坡倾倒岩体的变形破坏特征及成因机制提供了有力的保障。
1 工程地质概况
巴东岸坡位于澜沧江两岸,该段属于典型的高山峡谷区地形,呈较典型的V字形河谷,两岸山体雄厚,植被覆盖良好。左右两岸山体自然坡度较陡,其中右岸边坡自然坡度在高程1 970 m处发生明显的变化,在高程1 970 m以上,自然坡度为40°左右,而在高程1 970 m以下则边坡变陡,部分地段近直立发育,边坡的自然坡度普遍在65°以上。左岸边坡从河边一直到坡顶,其坡度变化较小,自然坡度多在40°～45°之间。此段河流大体上自北西向南东流经,地层主要为青灰色～灰黑色二迭系下统(P1)和二迭系上统下段(P
2 巴东岸坡倾倒变形岩体主要特征
1)岩层(岩体)倾倒变形随高程而出现差异。谷坡下部岩层层位大多处于正常状态;中部弯曲、倾倒;而上部则全面弯曲倾倒变形。岩体倾倒变形随高程而变化,在山梁地形较为明显,而山沟(凹)因流水冲蚀,变得不明显。2)卸荷变形程度与岩性、岩体结构有关。以板岩构成的斜坡呈现群体弯曲、倾倒,而砂岩则以拉裂形成倾倒岩体,板岩多以解体状发生变形破坏,且局部地区的砂岩因其层厚、刚度大而不易弯曲,多以拉裂张开缝来适应下部板岩弯曲变形。3)卸荷倾倒岩体受结构面控制,与未弯曲变形岩体形成明显的界面。沿大的缓倾弱面可以形成大范围倾倒、卸荷岩体。如PD103平洞沿f5缓倾断层面发生的倾倒变形,是此变形体范围较大,深度较深的重要原因。
通过现场对PD105,PD103平洞勘探揭露的倾倒、卸荷的详细调查得知:
1)斜坡表部、平洞较浅部位岩层倾倒、拉裂严重。图1为PD105洞深18 m,20 m岩层倾倒、拉裂示意图,岩层大约有30°～40°的转角,层面拉开,弯曲时岩体受拉,少有或无抗拉强度的岩体,只能以大致正交层面的拉裂缝来适应弯曲变形,拉裂缝也是当前工程地质界判断岩体卸荷的地质现象。
2)斜坡浅表部岩层拉开,由倾坡外缓裂面形成(见图1)。PD105平洞至洞深30 m左右,岩层虽有变位,但没有倾倒,岩体沿层面和缓裂面均有拉开,层面的拉开是岩层层面弯曲的中间过程,缓倾面的形成、拉开为层面弯曲变形提供了边界,缓倾裂面有的是斜坡岩体沿最大剪应力面形成的,有的是层面弯曲拉裂的,拉张的裂面是“卸荷”的表现,层面开启初始弯曲是倾倒形成的过程,因此斜坡浅部是岩体卸荷倾倒的过渡地带。
3)斜坡稍深部位岩体以卸荷拉开为主,层面拉开轻微。在PD105平洞50 m～64 m段倾坡外裂面的岩层层位正常,层面基本上未拉开,即基本上无弯曲迹象,而倾坡外缓裂面成组发育,有的拉开,因此此带以卸荷为主。
4)沿大的缓倾弱面,较厚的岩层可以发生倾倒,在PD103平洞内,岩层沿f5倾倒,使得该处厚20 cm左右的砂岩发生倾倒,根部拉裂则沿f5来完成,因此较大弱面可以为大范围的倾倒变形提供边界条件。5)单层较厚的岩层沿缓倾弱面倾倒,可以在交界处形成拉张卸荷岩带。PD103平洞45 m处的拉张卸荷岩带就是这样的,而越过此带后,岩体基本上处于正常。
3 巴东岸坡倾倒岩体成因机制分析
1)地形上有较好的临空条件。
深切的河谷、高陡的斜坡、地形完整性较差等,都为卸荷、变形岩体的形成提供了较好的临空条件,特别是在巴东岸坡左岸,其地形高差很大,坝址稍下游的结义小沟垂直澜沧江发育,该沟右岸山脊便是左坝肩及其高处,为一高陡斜坡,高程从河谷下部的1 800 m左右一直升高至2 900 m,该山梁构成了左岸斜坡及高处斜坡,高差在1 000 m以上。而右岸山头为一孤立山梁,东为澜沧江,西为巴东小河,地形完整性差。因此,高陡而又不完整的地形为岩体卸荷提供了好的临空条件。
2)河谷切割前地应力积累较高,河谷形成过程岩体应力卸荷量值大。
运用有限元法分析,假定地面为平面,高程2 900 m左右,计算结果表明,在现代河谷线附近最大主应力可以达到21 MPa～25 MPa。而谷坡中下部岩体应力卸荷量值在10 MPa～12 MPa,高的卸荷或应力的释放,是造成岩体卸荷变形的主要因素,因此力的改变必然导致岩体变形——位移。
3)岩体结构、岩体应力和变形差异也导致了斜坡表部岩层的错位变形。
坝址河谷坡体结构为层状反倾结构,砂、板岩岩性的差异、变形模量的差异,造成岩体间应力、变形的差异,从而引起表浅部层状岩体沿层面错位变形,使得较紧密的层间发生松弛(见图2)。
4 结语
1)在斜坡表部大多为卸荷倾倒岩体,由于倾倒体是由岩体弯曲变形形成的,因此它必须经历岩层的拉裂、弯曲这两个阶段或过程。
2)由卸荷应力引起的高陡岩质层状斜坡表部的弯曲变形,一般多发生在斜坡表部,在浅部深部则由于约束条件而不会弯曲。
3)外部倾倒变形体是斜坡岩体强烈卸荷、较大变形形成的;较外部沿层开启岩体,既是倾倒的初始过程,又是岩体卸荷拉裂较强的部位;较深部位岩体主要为卸荷拉裂,基本不发生岩层倾倒。
4)巴东岸坡卸荷、变形体的形成与其地形、地貌、地质结构、河谷应力场的特征有关,是这些因素的共同作用形成的。
参考文献
[1]聂德新,周洪福,张勇,等.澜沦江乌弄龙水电站近坝库岸报告[R].2009.
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岩体特征 篇9
关键词：煤柱,巷道,破坏特征
1 概述
在对工作面倾向应力分布进行的研究时, 往往考虑采空区对煤岩体的影响, 很少考虑工作面上顺槽布置位置即煤柱留设宽度对煤岩体破坏变形特征分布的影响。当煤柱宽度发生变化时, 也即当留巷位置至采空区煤体边缘的距离发生变化时, 煤柱内和巷道顶板的破坏场分布以及巷道变形将会发生相应的改变。本文采用有限差分数值计算方法建立模型进行相应计算。上顺槽断面形状设计为直角梯形, 其断面尺寸:净宽×中高=5.0m×3.0m, S净=15.0m2。在上顺槽一侧为采空区, 沿空留设护巷煤柱, 为了确定煤柱的最佳宽度, 计算过程中模拟的煤柱宽度分别为3m、5m、7m、10m、15m、20m。
2 不同煤柱宽度破坏场特征
煤柱宽度从3m变化到20m。在这个过程中煤层的破坏场以及1号工作面上顺槽周边的破坏场分布有非常明显的变化, 破坏性质也有所改变。
2.1 当煤柱宽3m时, 由于受到2号工作面开采的影响, 1号工
作面上顺槽上帮一侧发生剪切破坏, 破坏区宽3m, 下帮同样发生了剪切破坏, 破坏区贯穿了和1号工作面上顺槽相连的整个煤柱, 巷道的底板发生了塑性破坏, 破坏区贯穿了整个煤层。
2.2 煤柱宽度5m时, 煤柱内剪切破坏区贯穿整个煤柱, 但范围较小, 上顺槽底板及下帮的剪切破坏区范围均明显减小。
2.3 煤柱宽度7m时, 煤柱内剪切破坏区大范围贯穿整个煤柱, 上顺槽底板破坏区深度1.7m, 下帮剪切破坏区宽度为1.4m。
2.4 煤柱宽度10m时, 煤柱未发生完全破坏。
1号工作面上顺槽下帮破坏区宽度1.4m。底板破坏区深度增加至2.6m, 上帮破坏区宽度为3.2m, 顶板破坏区深度为2.1m, 围绕巷道周边发生零星的拉破坏。采空区边缘煤体破坏区宽度为3.8m, 煤柱中部有宽3.0m煤体未发生任何破坏。
2.5 煤柱宽度增加至15m, 采空区边缘煤体剪切破坏宽度为减小至3.
2m。围绕上顺槽周边均发生剪切破坏, 但上帮破坏程度明显大于下帮, 上帮剪切破坏宽度为2.6m, 并伴随有张拉破坏;下帮剪切破坏宽度为0.7m, 其余为塑性破坏2.0m, 煤柱中部9.1m未发生任何破坏, 2号工作面采空区对巷道的影响在逐渐减小。
2.6 当煤柱宽度为20m时, 1号工作面上顺槽周边煤体发生破坏的范围减少, 巷道上帮一侧破坏区宽度减小为2.
0m, 下帮一侧破坏区宽度减小到0.6m, 巷道与采空区之间有约14m的煤柱没有发生任何破坏, 这充分表明2号工作面的开采对1号工作面上顺槽的影响非常微小, 可以忽略。
通过不同煤柱宽度时破坏区对比可以得出, 煤柱宽度从3m变化到7m的过程中, 1号工作面上顺槽破坏程度受到2号工作面开采的影响较大, 在这个过程中1号工作面上顺槽和2号工作面采空区之间的煤柱全部发生了剪切破坏;当煤柱宽度达到10m的时候煤柱中部开始出现未破话区;煤柱宽度达到20m时候, 巷道周边煤层的破坏区明显减小, 说明2号工作面对1号工作面上顺槽的影响逐渐减小。
3 不同煤柱宽度变形特征
由于1号工作面上顺槽和2号工作面之间的煤柱宽度不同, 2号工作面的开采对1号工作面上顺槽的影响也不同, 随之引起了煤层应力场以及破坏场的分布发生变化, 与此同时位移场的分布也发生了改变。
3.1 顶板和底板位移场变化。
1号工作面上顺槽的顶板在不同煤柱宽度情况下的下沉量, 可以看出, 当煤柱宽度从3m变化到20m时, 该上顺槽顶板产生的下沉量逐渐减小。1号工作面上顺槽的底板在不同煤柱宽度下的鼓起量, 模拟结果可以看出, 巷道底板鼓起量也是随着煤柱宽度的增加而逐渐减小, 说明随着煤柱宽度的增加, 2号工作面的开采对巷道的变形影响越来越小。
3.2 两帮位移场变化。
从1号工作面上顺槽两帮的水平位移情况可以看出由于1号工作面上顺槽的下帮距离2号工作面较远, 受2号工作面开采的影响, 煤柱宽度为3m时水平位移值最大, 煤柱宽度为20m时, 水平位移值最小, 下帮的水平位移随煤柱宽度的增加逐渐减小, 受2号工作面开采的影响越来越小;1号工作面上帮距离采空区较近, 煤柱宽度为7m时, 上帮的水平位移值最大, 煤柱宽度5m时, 位移值其次。
3.3 不同煤柱宽度下巷道位移极值的变化趋势为:
顶板下沉量、底板鼓起量和下帮的水平位移值均随着煤柱宽度的增加而逐渐减小, 上帮水平位移值随煤柱宽度的增加呈现先增大后减小的趋势, 煤柱宽度为7m时达到最大值。
4 结论
煤柱的稳定是确保沿空留巷稳定的前提, 根据不同煤柱宽度时煤柱内破坏场分布的规律, 可对不同宽度煤柱护巷时的巷道稳定性做出合理的判断。可将沿空留巷系统的控制变量煤柱宽度划分为四个区域对其稳定性进行评价。对于本文所述工作面地质条件下的沿空留巷系统, Ⅰ区范围约为5m以下, Ⅱ区范围约为5m~10m, Ⅲ区范围约为10m~20m, Ⅳ区范围为20m以上。其中Ⅰ区和Ⅲ区为稳定性较差区域, Ⅱ区和Ⅳ区为稳定性较好区域。因此在选择沿空留巷系统的合理护巷煤柱宽度时, 并不是煤柱越宽越稳定, 因为在顶板应力峰值位置发生突变的煤柱宽度附近存在一个不利于系统稳定性的混沌区域, 在生产中要尽量避免煤柱宽度处于此范围内。当然在该区域以外, 随着煤柱宽度的增加沿空留巷系统的稳定性会提高, 但这不利于提高煤炭资源的利用率, 因此合理的护巷煤柱宽度应选择在Ⅱ区域内。
参考文献
[1]钱鸣高, 石平五.矿山压力与岩层控制[M].徐州:中国矿业大学出版社, 2003.
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岩体特征 篇10
1 堵兰萨依岩体的地质概况
堵兰萨依岩体的大地构造位置处于哈萨克斯坦-准噶尔板块 (Ⅰ级) 伊犁-伊赛克湖微板块 (Ⅱ级) 博罗科努古生代复合岛弧带 (Ⅲ级) 和阿吾拉勒晚古生代裂谷系 (Ⅲ级) 的接合部位。主要发育两条断裂喀什河断裂和喀腊巴戈断层, 断裂主要以NWW-SEE向和NW-SE向为主, NE-SW向次之。区内的地层多以泥盆系的陆源碎屑岩为主。火成岩岩性主要为二长花岗岩、花岗闪长岩, 堵兰萨依序列主体位于东部阿克布早, 出露面积总计约40km2。东岩体侵入于中志留统基夫克组灰色条带状硅质粉砂岩和凝灰质细砂岩中, 西岩体侵入于上志留统库茹尔组灰绿色细砂岩、粉砂岩中, 围岩节理发育, 较破碎。堵兰萨依岩体单颗粒锆石U—Pb年龄为351.94Ma±2.78Ma (同位素年龄由西北大学大陆动力学国家重点实验室分析测得) 确切时代为早石炭世。
2 微量元素化学特征
2.1 堵兰萨依序列岩体的微量元素地球化学特征
从表1中可以看出堵兰萨依序列中低场强元素Rb、Ba含远低于其在地壳的克拉克值, 强不相容元素Nb、Ta含量低于地壳平均水平, Ni、Cr等地幔富集的亲铁元素 (相容元素) 与其平均值地壳中的克拉克值相差不大, 而亲铁元素Sr含量则与克拉克值相差较大。说明岩浆上侵过程中, 可能有流体的加入, 受到了地壳上部硅铝层的热交换作用, 导致地幔富集的一些亲铁元素, 一部分流失到了地壳。林克湘等认为Sr、Ba、Rb是活动元素, 易溶于含水流体相, 常被携带和迁移[10]。相容元素易在矿物晶体中富集, 并随着矿物的晶出而逐步在残浆中贫化, 而在堵兰萨依序列中相容元素Sc、Al含量远高于克拉克值, 说明岩体的分异作用不是很好。
而图1为利用洋脊花岗岩标准化的稀土及大离子亲石元素蛛网图, 与洋脊花岗岩对比, 明显富集K、Rb、Ba、Th等大离子亲石元素, 特别是Rb和Th两元素, 其富集程度是洋脊花岗岩的2～70倍不等, 在蛛网图上可以明显看到二者的峰值。高场强元素Nb、Ta相对贫化, Hf、Zr等则均贫化, 而Zr的贫化说明了岩体起源于地幔。弱不相容元素S m、Y、Y b等则明显亏损, 姜常义等, 1999) 富集Rb、Th、Ce和Sm, 而不同程度地贫于Ba、Ta、Nb和Zr, 显示了同碰撞花岗岩的配分曲线特征 (Pearceet al., 1984) [11]。尤其是Ta和Nb的贫化, 是板块汇聚边缘岩浆岩固有的特征。
由于大洋板块的俯冲, 活动性元素的离子被携带进入岛弧下的地幔, 使得岛弧环境下形成的岩体较之其他环境下形成的岩体更加富集这类元素。总体来看, 在蛛网图上, 曲线呈现右倾, 表现为Rb、Ba、Th等选择性富集, Nb、Ce含量与洋脊花岗岩中含量相当, 从Hf-Yb均为贫化, 具有岛弧花岗岩的微量元素配分特点 (如表1) 。
表中:HREE (重稀土总量) 及ΣREE (稀土总量) 包括元素Y;表中数值由分析值经标准化值得来, 标准化值采用Boynton (1984) 值, δEu= (Eu/0.0735) / ( (Sm/0.195+Gd/0.259) ×0.5) ;δCe= (Ce/0.808) / ( (La/0.31+Pr/0.122) ×0.5) ; (La/Yb) N= (La/0.31) / (Yb/0.209) ;;La/Sm) N= (La/0.31) / (Sm/0.195) ; (Gd/Yb) N= (Gd/0.259) / (Yb/0.209)
2.2堵兰萨依序列稀土元素地球化学特征
LREE在1 9.8 8 p p m～1 3 7.2 1 p p m, HREE量在3.64ppm～20.05ppm, ΣREE在23.52ppm～148.86ppm, 在各类岩石间变化较大, 较花岗岩中稀土总量平均值290ppm低, ω (LREE) /ω (HREE) 比较小, 在3.45～8.18之间变化, 平均值为5.87, 轻稀土富集, 重稀土弱亏损, 各类岩石的轻稀土含量有差异, 但重稀土含量近似, 由曲线配分图可看出岩浆分异度δEu值大多小于1, 值的变化范围在0.45～1.38之间, 总体接近1, 稀土配分曲线无明显“V”型谷, 铕异常不明显, 反映其分异演化程度不高 (姜常义等, 1999) [11], 这与微量元素所反映的特征一致。样品δCe值约为1, (陈汉林等, 1998) 经历了弱的岩浆分异作用, 说明地壳岩石氧逸度不高[12]。
(La/Yb) N值均小于11, 并以4～7居多, 平均5.84, (La/Sm) N值为1.79～4.21, 平均2.8, 指示其轻稀土元素之间的分馏程度较好, 均体现出轻稀土元素较富集。而 (Gd/Yb) N值为1.31～2.60, 平均1.8, 其值较大, 说明重稀土之间分馏不明显, 重稀土元素略为亏损。轻稀土元素分馏强烈, 而重稀土元素分馏较弱。这些总体特征反映了造山带中花岗岩的普遍特征 (Herderson, 1984) [13] (图1、图2) 。
3 堵兰萨依岩体构造环境分析
根据Maniar和Piccoli (1989) 提出的分类方法[16], 将花岗岩的分类方法划分为造山类与非造山类的, 造山类包括四种:岛弧花岗岩类 (IAG) ;大陆弧花岗岩类 (CAG) , 大陆碰撞花岗岩类 (C C G) , 后造山花岗岩类 (POG) ;非造山花岗岩类又可分为:裂谷有关花岗岩类 (RRG) , 大陆的造陆抬升花岗岩类 (CEUG) , 大洋斜长花岗岩类 (OP) 三种。在判别图解图4中, 样品落入I A G+C A G+CCG区域, 反应了该岩体构造环境应为造山带中。图3堵兰萨依岩系logσ-logτ图解中显示造山带的构造特征, 其中里特曼指数:。而在构造判别图中, 岩体多具有岛弧, 大陆边缘弧, 并显示出碰撞带的特征。
在堵兰萨依序列主量元素构造判别图和堵兰萨依序列Rb-Y+N b图解中, 它们基本上投人弧火山岩区 (图5) 。这些图解都无一例外的证实该带火成岩形成的构造背景应属活动大陆边缘的岛弧环境。
4 结语
(1) 微量元素地球化学特征中, 相容元素易在矿物晶体中富集, 并随着矿物的晶出而逐步在残浆中贫化, 而在堵兰萨依序列中相容元素Sc、Al含量远高于维氏值;在稀土元素配分模式图中, 轻稀土富集, 重稀土弱亏损, 各类岩石的轻稀土含量有差异, 但重稀土含量近似, 由曲线配分图可看出岩浆分异度δEu值大多小于1, 值的变化范围在0.45～1.38之间, 总体接近1, 稀土配分曲线无明显“V”型谷, 铕异常不明显, 均反映其分异演化程度不高。