岩浆物理性质

岩浆物理性质（精选7篇）

岩浆物理性质 篇1

熔体, 特指加热到较高温度才能液化的物质的液体, 即较高熔点物质的液体, 它是物质的一种聚集状态[1]。作为一种液体, 熔体是固体和气体的中间相, 其结构在气化点和凝固点之间变化很大:在高温 (接近气化点) 时与气体接近, 在稍高于熔点时与晶体接近。换句话说, 由于晶体熔化后质点的间距、相互作用力及热运动状态变化不大, 因而在有些质点周围仍然围绕着一定数量的有规则排列的质点, 而在远离中心质点处, 这种有规则排列逐渐消失, 使之具有近程有序、远程无序的特点。

熔体在工业上, 特别是冶金行业中应用很广, 将矿石高温熔融合成熔体提炼金属的现象随处可见。在自然界中, 我们接触最多的熔体就是岩浆, 由岩浆凝结形成的岩石-岩浆岩, 在空间分布上也约占地壳总体积的65%;加之岩浆是高温的熔体, 具有为成矿提供热源及运载矿物质的能力, 岩浆和岩浆岩也就成为了地质学家们的研究重点。

要研究岩浆岩、理解岩浆的各种地球化学行为以及研究岩浆的流体动力学过程, 了解岩浆的物理性质非常重要。本文力图通过查阅前人的研究成果, 对岩浆的物理性质进行初步总结, 并浅议一下研究岩浆主要物理性质的岩石学意义。

1 岩浆的物理性质

岩浆的密度、粘度是硅酸盐熔体的基本性质, 是影响硅酸盐熔体动力学行为的最重要的物理参数。在岩浆起源和演化的一系列动力学过程中, 都受到了岩浆的粘度、密度等物理性质的制约[2]。

1.1 岩浆的密度

岩浆的密度与其内的化学组成关系很大, 一般来说, 镁铁质岩浆的密度要大于钙碱性岩浆。但是对于成分差别不大的岩浆, 含水的多少以及所处压力环境的不同也可使岩浆的密度有较大的差别。通常来说, 硅酸盐熔体密度的获得主要有两个途径[3]:一是通过实验的方法进行硅酸盐熔体密度的测定;二是利用实验结果拟和的密度公式进行硅酸盐熔体密度的计算。

利用实验测定密度的方法主要是:在压力大于1大气压时, 用落球法测量;在常压下用阿基米德原理测定。

利用实验结果拟和的密度公式进行硅酸盐熔体密度计算的方法有多种, 其中以Bottinga和Weill (1970) 提出的用氧化物偏摩尔体积计算多组分硅酸盐体系熔体密度的方程应用最广[4], 其计算公式为:

(式中ρ为熔体体积, Xi为氧化物i的摩尔分数, Vi为偏摩尔体积, Mi为摩尔质量;使用该方程的前提是:偏摩尔体积与总组成无依赖关系。)

前面的计算方法基于组分的偏摩尔体积与总组成无关。Bottinga和Weill (1982) 基于前人研究的大量密度资料, 考虑了Al2O3的偏摩尔体积随总组成而变化, 对铝硅酸盐组成的熔体提出了改进的方法。

式中:V是任意温度下硅酸盐熔体的摩尔体积, XA是Al2O3的摩尔分数, V0是无Al2O3组分的摩尔体积, VA0是Al2O3的表观偏摩尔体积。

1-第三系, 2-下侏罗统八道湾组, 3-中二叠统晓山萨依组, 4-下二叠统乌郎组, 5-上石炭统伊什基里克组, 6-下石炭统阿克沙克组, 7-下石炭统大哈拉军山组;8-早二叠世其那尔萨依序列正长花岗岩, 9-早二叠世其那尔萨依序列二长花岗岩, 10-早二叠世其那尔萨依序列花岗闪长岩, 11-早石炭世库勒萨依序列花岗闪长斑岩, 12-早石炭世库勒萨依序列石英闪长玢岩;13-正长花岗岩, 14-二长花岗岩, 15-花岗闪长岩, 16-花岗闪长斑岩, 17-石英闪长玢岩;18-超动, 19-脉动, 20-角度不整合, 21-断层, 22-同位素年龄及分析方法

a-库勒萨依序列;b-其那尔萨依序列)

上面讨论的是常压下无水硅酸盐熔体的密度, 但自然界中的岩浆绝大多数是含水的, 而且都是发生在高温高压下。水对硅酸盐熔体密度的影响是随硅酸盐熔体中水含量的增加, 熔体的密度降低;温度、压力能对熔体密度产生影响主要是由于熔体内部分子间存在着间隙, 随压力的增加, 分户间距减少, 体积压缩变小, 密度变大, 温度升高, 分户间距增大, 体积膨胀, 密度变小。因而, 要准确计算岩浆密度, 进行水的校正和压力校正是必不可少的。关于高压下含水硅酸盐熔体密度的计算方法有很多, 这里不多做叙述。

1.2 岩浆的粘度

粘度是岩浆的另一个重要物理性质。正如大家所知道的岩浆粘度对火山的喷发类型及地貌形态有重要影响, 酸性、碱性的熔浆粘度较大、流动性小, 多呈爆发式喷发, 形成陡峭的层状火山锥或穹形火山体。与酸性岩形成明显对照, 玄武质熔浆粘性较小, 多呈宁静溢流喷发, 富流动性, 常常形成熔岩平原或盾形火山。但除了这些地表效应外, 岩浆粘度在地下深处岩浆作用过程中也起着重要的作用。如:岩浆的分凝和上升、岩浆的对流和分异、晶体的生长和沉降、渗滤压和岩浆冷凝速率等都与粘度有关。

通常来说, 流体粘度的测定方法有两种:一是直接测定法, 借助于粘性流动理论中的某一基本公式, 测量公式中除粘度外的所有参数, 从而直接求出粘度。如:转简式、落球式、毛细管式等测定法。另外一种是间接测定法, 首先利用仪器测定经过某一标准孔口泄流一定量流体所需的时间 (因为粘度大的流得慢, 粘度小的流得快) , 然后利用仪器所特有的公式间接地算出流体的粘度。其原理是把待测流体的泄流时间与同样体积已知粘度的液体泄流时间相比较, 以求出待测液体的粘度。

具体来说, 对硅酸盐熔体粘度的计算也有多种方法[5,6], 其中最常用的是Shaw (1972) 提出的“阿累尼乌斯关系法”, 其计算式为:

式中lnη为粘度 (0.1Pa·s) 的自然对数, S为阿累尼乌斯斜率, T为绝对温度。S的大小与硅酸盐熔体的化学成分有关:

式中Xi为第i种氧化物的分子百分数 (摩尔分数) , XSi O2为Si O2的分子百分数。Si0为第i种氧化物的阿累尼乌斯截距值。

同密度一样, 熔体的组成、温度和压力条件也是影响其粘度的主要因素, 这其中, 熔体组成的变化对熔体粘度影响最大。但就某一种的熔体来说, 各种成分变化不大。所以, 主要是挥发份影响粘度。水是最重要的一种挥发份, 且在熔体内的含量变化很大, 分子量小, 仅为18.02。因此, 熔体中水含量的微小改变, 就可以使摩尔分数明显变化, 并最终影响熔体的密度和粘度。黄朋等[4] (2002年) 通过计算“干”岩浆及不同含水量的“湿”岩浆的粘度作图 (图1) , 得出随着熔体含水量的上升, 熔体粘度急剧下降, 当熔体含水量达到一定比例, 下降幅度减弱。由此也不难看出, 熔体的含水量对粘度的影响远远大于对密度的影响。

2 研究岩浆密度、粘度的岩石学意义

直观的, 研究岩浆密度和粘度, 可以帮助我们理解岩浆的动力学机制以及岩浆中物质成分的运动机制。具体在岩石学研究方面, 研究岩浆物理性质的意义, 已经被地质学家们发现的有很多, 这还不包括人们还没有意识到的方面, 然而, 不管是否还有其他意义, 目前岩浆物理性质的岩石学意义有很多, 这里仅就收集的资料挑一些方面作一下介绍。

岩浆是高温粘稠的熔融体, 成分以硅酸盐为主, 含有挥发分, 也可以含有少量固体物质。因此, 在岩浆房中, 结晶相和熔体相之间的密度差可以确定晶体是上升还是下沉, 在地球内部局部熔融源区中, 熔体和共存相之间的密度差可以确定熔体是向上迁移还是向下迁移, 且熔体迁移和分异的速率取决于熔体和固体之间的密度差, Stolper在1981年就根据计算组成为An90和An65斜长石的密度以及橄榄拉斑玄武岩熔体的密度, 对橄榄拉斑玄武岩熔体中的斜长石行为做了研究[7]。

Kushiro (1981-1982) 在0.7-1.5GPa压力范围内测定了5个不同的玄武岩组成的熔浆密度 (3个拉斑玄武岩, 2个碱性玄武岩) 。实验结果表明, 在所研究的压力范围内, 三个拉斑玄武岩熔浆的密度比碱性做揽玄武岩的密度大0.06-0.08 g/cm3。而在1大气压下, 拉斑玄武岩与碱性橄榄玄武岩熔体之间的密度差异比高压下小得多。基于Burnhum和Davis (1969) 的工作, 0.5-0.7GPa压力下, 增加1WB%水使Ab熔体的密度减小约0.05g/cm3。而Kushiro所做实验中含3.08 WB%H20的拉斑玄武岩的密度比无水拉斑玄武岩熔体的密度小, 当校正了含水熔体中铁的氧化作用后, 这一含水熔体的密度比无水拉斑玄武岩熔体的密度大约小0.03g/cm3。基于这些资料, 在1GPa、1400℃下, 有0.3 WB%的水存在可以使玄武岩熔体密度减小大约0.01g/cm3。这对于解决不同玄武岩岩浆上升的问题是十分有意义的。许多碱性玄武岩含有橄榄岩包体, 并且其Mg值比拉斑玄武岩的Mg值高。这表明碱性玄武岩岩浆从上地幔快速上升到地表, 而无重要的分离作用, 这可能是由于其密度比原生拉斑玄武岩岩浆的密度小。碱性玄武岩岩浆的密度小于大多数花岗岩的密度 (1大气压下平均为2.66g/cm3) 。大多数拉斑玄武岩岩浆在组成上 (除了Fe2O3/Fe O以外) 与本实验的标本 (特别是橄榄拉斑玄武岩) 是类似的。在压力大于0.2-0.3GPa时, 其熔浆密度大于大多数花岗岩类, 因为花岗岩的压缩性比玄武岩岩浆的压缩性小。由于浮力是岩浆上升的主要动力, 所以碱性玄武岩岩浆能够通过花岗岩层上升到地表, 而拉斑玄武岩 (特别是橄榄拉斑玄武岩) 岩浆通过花岗岩层上升是有困难的。它们只有当发生了分离结晶作用, 产生密度较小的岩浆, 相对富碱和挥发分, 于是由于浮力它才能上升达地表。这解释了为什么在碱性玄武岩会含有大量的橄榄岩包体, 而在拉斑玄武岩中却很少含有包体, 即使有包体, 其体积也非常小。

地下深处岩浆的粘度是控制岩浆分异、上升的重要物理因素之一。在上地幔源区形成的岩浆, 由于随压力升高岩浆粘度降低, 所以岩浆的分离也更加容易, 岩浆从固相中分离的速度与粘度成反比关系。另一方面, 由于与上地幔橄榄岩平衡的液体的化学组成随深度增加亦更富含橄榄石组分, 其结果使岩浆的聚合程度降低, 因此, 愈往深处与上地幔岩平衡的局部熔融形成的岩浆的粘度愈低, 岩浆愈容易分离。但这并不意味着岩浆变得容易上升, 岩浆的密度随压力的增大而增大, 因此造成了岩浆和地幔橄榄岩的密度差随深度的增加逐渐变小, 达到某一深度时 (据某些计算深度为200-300km) , 岩浆和橄榄岩的密度几乎变得相等, 若这样, 可以产生岩浆但不能上升, 结果是岩浆只能在某一深度的层中存在[2]。

同时, 岩浆的粘度还是控制岩浆混合的重要因素之一。虽然可能由于考虑到花岗岩浆的粘度等物理性质不利于混合的因素, 花岗岩混合问题一段时间很少被人注意, 但是, 随着科学家们在花岗岩岩相学和地球化学研究方面的深入, 混合作用越来越受到人们的青睐[8], 岩浆的粘度对岩浆混合的影响也收到了人们的关注:研究己表明, 在岩浆之间的粘度相差大时, 不同岩浆之间不能发生化学混合, 只能发生机械混合, 只有当岩浆之间的粘度相差不大, 而且粘度均较小时, 不同的岩浆才能发生化学混合[2]。

3 应用岩浆的物理性质讨论西天山特克斯达坂一带晚古生代花岗岩岩浆混合作用

所研究花岗岩位于新疆伊犁地区, 其行政区划以特克斯达坂为界, 北为巩留县管辖, 南为特克斯管辖 (图2) 。地层分区归属中天山地层区伊宁地层小区[9], 大地构造归属中天山造山带伊宁地块[10,11,12,13], 是古亚洲造山区的一部分[14,15]。

研究区花岗岩类呈近E-W向分布, 出露面积约为180km2。依据作者等在2004-2006年所做1:5万区域地质矿产调查工作, 将该花岗岩体解体为两个序列:早石炭世库勒萨依序列及早二叠世其那尔萨依序列 (图2) 。下面利用岩浆的物理性质来解释一下 (图3) 。库勒萨依序列花岗岩的稀土配分曲线 (图3a) 可以划分为两类, 一类具有相对较低的稀土总量、相对较弱的轻重稀土分异程度和正Eu异常;另一类则具相对较高的稀土总量、较为强烈的轻重稀土分异程度, Eu异常不明显。其那尔萨依序列花岗岩的稀土配分曲线 (图3b) 表现为具较低的轻重稀土分异程度、明显的负Eu异常。

在做分析之前, 需要说明的是, 用来作图的两个序列的样品, 在分析成分时的烧失量存在明显的差异:库勒萨依序列花岗岩的烧失量在1-3.3之间, 而其那尔萨依序列花岗岩的烧失量则仅在0.28-0.38之间, 二者的烧失量差了一个数量级。二者的这一差异, 反映了形成二者的岩浆中挥发份的含量有差距。结合本文中第一节的讨论, 岩浆中挥发份的含量与岩浆的粘度关系很大, 挥发份含量高则粘度相对较低, 可以得出形成库勒萨依序列花岗岩的原始岩浆粘度比形成其那尔萨依序列花岗岩的原始岩浆粘度低。

由于低粘度的岩浆是岩浆发生混合作用的一个先决条件 (见本文第二部分) , 因而, 可以说形成库勒萨依序列花岗岩的原始岩浆具有发生混合作用的条件。这与依据地球化学特征推断得出的结论相一致:两类稀土地球化学特征的差异和Si O2、Mg O不存在相关关系可能存在岩浆混合作用[16]。

从元素的地球化学行为上看, 其那尔萨依序列花岗岩类明显的负Eu异常, 说明岩浆在形成后, 有斜长石从熔体中晶出, 而斜长石的密度 (相对密度2.61-2.76) 和酸性岩的密度 (依据郭友钊等2001年的研究:冀北地区中生代花岗岩的平均密度均在2.60±[17]) 相差不大, 因而, 假设初始岩浆处的密度与上述花岗岩的密度接近, 斜长石应在岩浆中呈悬浮状态, 这势必会导致岩浆的粘度升高。而如果这个假设不存在的话, 岩浆的粘度应该变化不大。所以, 斜长石的晶出, 导致的结果有两种:岩浆的粘度变大, 或是粘度不变。这也就是说, 形成其那尔萨依序列花岗岩的岩浆不易发生岩浆混合作用。

4 结论

岩浆是自然界中常见的高温粘稠的熔融体。岩浆的密度、粘度是其最基本的物理性质, 是影响硅酸盐熔体动力学行为的最重要的物理参数。通过研究岩浆的这些物理性质, 可以判断岩浆内晶体是上升还是下沉, 可以判断岩浆是否上升, 可以解释碱性玄武岩中大量存在的橄榄岩包体、在拉斑玄武岩中却很少含有包体, 同时还可以讨论岩浆的混合作用。

根据对西天山特克斯达坂一带晚古生代花岗岩类物理性质的讨论, 得出:形成库勒萨依序列花岗岩的原始岩浆粘度比形成其那尔萨依序列花岗岩的原始岩浆粘度低;前者具备发生岩浆混合作用的条件, 后者则不易发生岩浆混合作用。

摘要：岩浆是自然界最常见的熔体, 岩浆岩在地壳中分布最广, 且岩浆对成矿有重要的作用, 因而岩浆、岩浆岩是地质学家的研究重点。本文简要总结了岩浆的主要物理性质-密度和粘度, 在此基础上, 结合西天山特克斯达坂一带晚古生代花岗岩类的地球化学特征, 讨论了其物理性质对岩浆混合作用的影响。

关键词：岩浆物理性质,特克斯达坂花岗岩,岩浆混合作用

岩浆物理性质 篇2

大兴安岭地区地处我国内蒙古自治区东北部, 东接东三省、南邻河北, 北接俄国、西接蒙古国。是整个东北经济区的重要组成部分之一, 同时也是我国重要的森林覆盖区。由于大兴安岭地区条件艰苦, 以往研究程度偏低, 从而导致该区内的矿产勘探工作起步相对较晚。从2008年全国矿产资源储量数据显示, 大兴安岭地区已探明的钼矿资源量仅占全国的5%左右[1]。大兴安岭是中亚巨型内生金属成矿带的重要组成部分, 并且经历了古亚洲构造成矿域和环太平洋构造成矿域的叠加复合和构造转换等作用, 成矿条件优越、成矿作用强烈, 发育了多个内生钼铜等有色金属、贵金属矿床和矿化点, 是我国重要的钼铜多金属矿床集中区之一, 同时也是我国东北地区重要能源和贵金属资源的接替基地[2~4]。

通过查找前人对大兴安岭地区的相关研究, 初步从大兴安岭地区燕山期岩浆岩区域地质特征、空间分布及岩浆岩浅述、岩浆岩与成矿关系及其地球动力学背景进行系统论述。

2 区域地质特征

大兴安岭位于华北地台与西伯利亚地台之间的天山—兴蒙造山带的东段, 南面与西拉木伦断裂为界, 并与华北板块接壤, 东以嫩江—八里罕中生代断裂与松辽盆地、小兴安岭、张广才岭相邻, 整体呈现出北东-北北东向展布的成岩成矿构造域 (图1) 。大兴安岭东坡的宽度小、地形较陡, 西部边界呈现较为模糊, 由于大兴安岭在大地构造上属东西向延伸的天山—兴蒙褶皱系的东段, 向西没有截然的构造界限, 所以才呈现出了西坡比东陂宽缓[4,5]。对大兴安岭及邻区的构造单元划分一直存在争议[2,6,7,8]。笔者的划分依据采用张兴洲等[7]的划分观点:由西向东将大兴安岭及邻区构造单元划分为额尔古纳地块、兴安地块、松嫩地块和佳木斯地块。大兴安岭地区内主要以华力西期和燕山期的岩浆侵入岩为主, 局部出露有少量加里东期和兴凯期的岩体。燕山期以大规模的中酸性岩浆侵入为特征, 并和同时代的陆相火山岩系构成了同源、同时、异相的火山—侵入杂岩体[5]。

3 时空分布及岩浆岩浅述

通过查阅大量相关资料及文献后得知, 大兴安岭地区分布有较多燕山期的岩体, 诸如区内北段岔路口地区[9] (图2) 、林西县大井地区、东南缘莲花山地区、中南部三矿沟地区等均有燕山期岩体展布。

大兴安岭北段岔路口地区出露有燕山期中酸性侵入岩, 岩性主要以二长花岗岩、花岗斑岩、石英斑岩及细粒花岗岩等。二长花岗岩呈花岗结构、中粒结构。主要矿物有更长石 (35%~40%, An=~20) 、钾长石 (35%~40%) 、石英 (15%~20%) 及黑云母 (1%~5%) 。更长石呈半自形-自形板状, 聚片双晶和卡式双晶发育, 粒度0.6~5mm, 可见绢云母和绿帘石化。

钾长石呈半自形板状或他形粒状, 粒度0.8~4mm, 可见网格状双晶和条纹结构, 部分晶体表面高岭石化。石英呈半自形-他形粒状, 波状消光, 见蠕虫结构, 粒度0.6~4mm。黑云母大多绿泥石化, 析出铁质, 粒度0.4~2mm。副矿物有榍石、锆石和磁铁矿。花岗斑岩呈斑状结构, 斑晶占10%~20%, 主要矿物有更长石 (2%~5%, An=~12) 、钾长石 (5%~10%) 及石英 (3%~5%) 。更长石呈半自形板状, 聚片双晶发育, 绢云母化, 粒度在0.2~3mm左右。钾长石为半自形板状或他形粒状, 具条纹结构, 表面发育高岭石化, 粒度在0.4~3mm。石英呈他形粒状, 粒度在0.2~2mm。部分斑晶形成斑晶集合体。基质呈显微粒晶结构, 由细粒状的钾长石、更长石及石英等组成, 粒径一般小于0.2mm。副矿物有锆石、榍石等。石英斑岩呈斑状结构, 斑晶占10%~15%, 基质为微晶结构。矿物组成为石英 (5%~10%) 、钾长石 (1%~3%) 和更长石 (1%~3%, An=~15) 。石英呈半自形-他形粒状, 粒度在0.6~4mm, 可见溶蚀结构。钾长石呈半自形板状, 粒度在0.6~2mm, 晶体表面发育高岭石化。更长石呈半自形板状, 粒度在0.5~1.5mm, 聚片双晶发育, 绢云母化强烈。基质主要由微晶长石和石英组成。副矿物见榍石、磷灰石和锆石等。细粒花岗岩呈似斑状结构, 主要矿物为钾长石 (40%~50%) 、石英 (35%~45%) 、更长石 (10%~15%, An=~13) 及黑云母 (<1%) 。钾长石呈半自形-自形板状, 可见条纹结构和格子状双晶结构, 粒径0.5~2mm, 晶体表面发育高岭石化。石英呈半自形-他形粒状, 波状消光, 粒径0.6~1.5mm。更长石呈半自形板状, 发育聚片双晶, 粒径0.4~1mm。黑云母呈半自形片状, 表面析出铁质, 粒径0.2~0.5mm。副矿物见榍石、锆石等[9]。

在大兴安岭东南缘莲花山地区也发育有多次岩浆侵入事件, 出露的岩浆岩主要为一套燕山早期中偏基性—中酸性浅成、超浅成火山—侵入杂岩体, 岩性主要由闪长玢岩、花岗闪长斑岩和二长花岗斑岩等组成[4,11]。另外在大兴安岭北段三矿沟地区发育有强烈的岩浆活动, 岩性以燕山期早期花岗闪长岩 (K-Ar法年龄174.3Ma) 为主, 其次出露花岗斑岩、细晶闪长岩缓[4,12]。位于大兴安岭中南部的林西县大井地区以岩脉的形式出露有霏细岩脉、英安斑岩脉、安山玢岩脉、玄武玢岩脉及煌斑岩脉, 其中英安斑岩脉和安山玢岩脉经全岩K-Ar法地质年龄测出, 相当于燕山早期的岩浆侵入产物[13]。

4 区内岩浆岩与成矿关系

大兴安岭地区的岩浆岩与成矿关系主要以北段岔路口矿床、莲花山和毛登矿床为例, 从岩石地球化学特征及对应的构造环境两方面进行初步归纳讨论。

4.1 北段岔路口斑岩钼矿床

4.1.1 岩石地球化学特征

岔路口斑岩钼矿床内出露侵入岩主要以二长花岗岩、花岗斑岩、石英斑岩、细粒花岗岩为主[9]。前人针对矿区内各类侵入岩做了主微量元素数据分析, 总结如下。

二长花岗岩的二长花岗岩的w (SiO2) 和w (Al2O3) 分别为69.48%~74.98%、12.35%~14.48%。K2O、Na2O及w (K2O+Na2O) 分别为4.74%~7.31%、2.53%~4.45%及7.67%~10.42%。K2O/Na2O比值介于1.07~2.81。w (MgO) 、w (CaO) 和w (FeOT) 分别为0.20%~0.62%、0.40%~1.38%及0.62%~3.01%。铝指数A/CNK为0.96~1.05。在花岗岩类实际矿物含量QAP分类图解 (图3a) 中, 主要落入正长花岗岩区域。在A/CNK-A/NK图解 (图3b) 上, 样品显示出准铝质到弱过铝质过渡的特征。在SiO2-K2O图解 (图4) 中, 投影点主要落入钾玄岩系列区域[9]。

花岗斑岩的w (SiO2) 和w (Al2O3) 分别为73.87%~77.33%、12.01%~13.47%。w (K2O) 、w (Na2O) 及w (Na2O+K2O) 分别为5.11%~6.76%、2.69%~3.78%及8.66%~10.02%。K2O/Na2O比值介于1.44~2.28之间。w (MgO) 、w (CaO) 和w (FeOT) 分别为0.06%~0.12%、0.21%~0.46%及0.24%~0.62%。铝指数A/CNK变化范围1.00~1.08。在QAP分类图解 (图3a) 中, 落入碱性长石花岗岩区域。在A/CNK-A/NK图解 (图3b) 上, 样品显示出弱过铝质的特征。在SiO2-K2O图解 (图4) 中, 投影点主要位于钾玄岩系列区域[9]。

石英斑岩的w (SiO2) 和w (Al2O3) 分别为74.01%~78.95%、10.35%~12.60%。w (K2O) 、w (Na2O) 及w (Na2O+K2O) 分别为7.09%~8.02%、0.88%~1.72%及8.06%~9.37%。K2O/Na2O比值介于4.12~8.20之间。W (MgO) 、w (CaO) 和w (FeOT) 分别为0.25%~0.44%、0.36%~0.84%及0.54%~0.88%。铝指数A/CNK变化范围为0.96~1.05。在QAP分类图解 (图3a) 中, 落入碱性长石花岗岩区域。在A/CNK-A/NK图解 (图3b) 上, 样品显示出准铝质到弱过铝质过渡的特征。在SiO2-K2O图解 (图4) 中, 投影点落入钾玄岩系列区域[9]。

细粒花岗岩的w (SiO2) 和w (Al2O3) 分别为76.08%~76.83%、12.43%~12.61%。w (K2O) 、w (Na2O) 及w (Na2O+K2O) 分别为4.27%~4.57%、3.81%~4.16%及8.27%~8.65%。K2O/Na2O比值介于1.03~1.17之间。W (MgO) 、w (CaO) 和w (FeOT) 分别为0.06%~0.09%、0.32%~0.37%及0.81%~1.06%。铝指数A/CNK变化范围为1.02~1.06。在QAP分类图解 (图3a) 中, 落入碱性长石花岗岩区域。在A/CNK-A/NK图解 (图3b) 上, 样品显示出弱过铝质的特征。在SiO2-K2O图解 (图4) 中, 投影点落入高钾钙碱性系列区域[9]。

4.1.2 构造环境讨论

通过对岔路口斑岩钼矿床的有关地球化学分析和前人研究的基础上, 刘军等[9]通过微量元素 (Y+Nb) -Rb关系图 (图5a) 得出岔路口矿床四种花岗质岩石主要落在后碰撞伸展花岗岩区;又通过SiO2-Al2O3关系图 (图5b) 中得出二长花岗岩、花岗斑岩、及细粒花岗岩位于后碰撞花岗岩类区域, 而石英斑岩落在与裂谷相关的花岗岩类+与大陆造陆抬升有关花岗岩类区域;最后通过R1-R2图解 (图5c) 得出四种花岗质岩石整体分布在造山作用晚期向造山后演化的阶段, 即由碰撞后伸展向板内演化的过程[9]。

4.2 莲花山和毛登矿床

4.2.1 岩石地球化学特征

莲花山和毛登矿床是典型的浅成热液高硫化型矿床, 其岩石组合为花岗斑岩、花岗闪长斑岩及次火山岩, 其中花岗质岩石与成矿最为密切[4]。前人对莲花山及毛登矿床做了相关代表性岩石的主微量元素、稀土元素方面的试验, 得出了相对应的一系列数据, 经分析总结如下。

莲花山矿床代表性岩石中SiO2为66.91%~72.79%, MgO为0.70%~2.27%, CaO为1.57%~3.69%, TiO2为0.29%~0.59%, Al2O3为14.08%~15.77%; (Na2O+K2O) 含量为7.16%~7.85%, Na2O/K2O比值为1.03~1.62, (Na2O+K2O) /CaO比值为1.95~4.79;毛登矿床代表性岩石表现为SiO2较高, Al2O3、MgO、P2O5较低, 且富碱的特征, SiO2均值含量为75.95%, Al2O3含量为11.89%, MgO含量为0.26%, Na2O+K2O含量为7.82%, Na2O/K2O为0.58, A/CNK为1.07, A/NK为1.18。在岩浆系列判别图解中, 莲花山和毛登矿床所测样品全部落到了高钾钙碱性区域内 (图6a) , 在岩石类型判别图解中 (图6b) 前者落到了I型花岗岩区, 后者落到了A型花岗岩区域[4]。

(a) (Y+Nb) -Rb关系图; (b) SiO2-Al2O3关系图; (c) R1-R2判别图解

4.2.2 构造环境讨论

该矿床花岗质岩石富集LREE, 贫化HREE, Nb、Ta、Ti等高场强元素相对亏损, 从而呈现出高钾钙碱性I型或A型花岗岩的微量元素特征。在Y-Nb花岗岩的构造环境判别图街 (图7b) 中, 与无论是铜银矿床, 还是铜锡多金属矿床的花岗质岩石全部落到了岛弧或同碰撞花岗岩区内;但在R1-R2判别图解 (7a) 中, 铜银矿床中除个别样品外, 大多数位于或接近同碰撞花岗岩区, 铜锡多金属矿床的样品更接近与造山后花岗岩区, 反映经历了不同的构造演化历史[4]。

5 地球动力学作用过程及成矿动力学背景

刘建明等[5]认为大兴安岭的大地构造格架和构造单元布局主要是在古亚洲洋演化期间形成的。古亚洲洋是古生代期间发育于西伯利亚地台和华北地台之间的一个复杂的多岛洋, 以大规模的岛弧体系发育和陆缘增生为特征。可大致理解为南北两大陆块边缘相向增生的同时, 华北陆块相对向北漂移;而两陆块之间的多岛洋体制中, 众多大陆亲缘性微块体和不断生长发育的岛弧体系相互汇聚拼贴 (陆—陆、弧—陆、弧—弧) , 从而带来了同时发育多边界缝合并相互转换改造的复杂情形, 所以形成了目前所见以软碰撞造山带为特征, 多边界汇聚—缝合的宽阔造山带。由于受向南凸出的蒙古弧的影响, 大兴安岭各构造单元和主构造线的方位从南忘北由近东西向转变为北东东向、北东向, 直至最北部的德尔布干构造带转为北东向[5]。

张吉衡[25]在博士论文《大兴安岭中生代火山岩年代学及地球化学研究》中通过对大兴安岭中南段的系统年代学研究认为, 大兴安岭中南部中生代火山岩主体形成时代应该在早白垩世, 而晚侏罗世也为火山作用的重要阶段之一。年代学研究得出早白垩世为我国东部中生代岩浆活动的主要时期, 同时这些早白垩世火成岩分布于大陆边缘, 构成了我国东部早白垩世大火山岩事件, 而大兴安岭是该火成岩的组成部分[25,26]。同时根据年代学研究以及综合大兴安岭中生代岩石地球化学特征, 推断在早侏罗世期间, 由于板块俯冲作用形成了具有大陆边缘特征的钙碱性岩石组合。该阶段在局限的区域内发生了加厚地壳的拆沉作用, 但是拆沉作用规模有限, 而主要表现上涌软流圈地幔的加热作用。软流圈上涌加热地壳形成大规模的侏罗纪岩浆作用。由于俯冲挤压造成了加厚地壳, 此时以深成侵入作用为主, 同时还表现为底侵作用 (图8a) 。随着太平洋板块的快速俯冲, 岩浆活动逐渐向西向大陆内部迁移。晚侏罗世末期, 低角度俯冲作用达到最大程度, 此时俯冲的大洋板片达到大兴安岭地区。而此时由于洋壳俯冲方向的改变, 区域构造环境开始由挤压向伸展转换, 而这个转换过程对应于岩浆作用的平静期。早白坐世期间, 加厚的地壳及岩石圈地慢由于重力失稳开始拆沉。岩浆拆沉作用从大兴安岭地区开始, 可能是由于蒙古一鄂霍次克缝合带对俯冲板片的阻止作用。拆沉作用以类似于板片反转的方式逐渐向大陆边缘迁移, 地球物理资料也表明这一特征。拆沉作用引起大规模软流圈地慢物质上涌, 同时也造成洋壳俯冲角度的改变, 使得现今的洋壳呈高角度俯冲到大陆之下, 并且在410~660km范围内形成明显的聚集体。在拆沉作用高峰时期, 甚至可能出现软流圈与地壳直接接触的状况, 上涌的软流圈加热拆沉物质及上覆地壳形成大规模岩浆作用, 并且以中酸性岩浆为主。因而太平洋板块的低角度俯冲作用以及后继的岩石圈减薄破坏事件是东北地区及整个中国东部中生代大规模岩浆作用的根本原因[25]。

尽管大兴安岭地区中生代火山岩的形成与受到古太平洋板块俯冲作用控制的岩石圈拆沉减薄密切相关, 但是其深部过程在空间上具有很大的不均一性 (图8b, c) 。在大兴安岭北部地区, 由于加厚岩石圈的拆沉减薄, 造成软流圈物质的上涌, 以及等热面的上升;软流圈上涌加热地鳗物质及下部地壳, 引起大规模中基性及酸性岩浆;在减薄作用的高峰时期, 软流圈与地壳直接接触, 造成浅部地壳物质的部分熔融, 熔融过程中斜长石作为残留相, 从而形成低Ba—sr流纹岩, 而广泛出露的同时期具有碰撞型特征的花岗岩, 也表明地幔不仅提供了热源, 并且还提供了物质来源。而在中南部地区主要表现为岩浆的底侵堆积作用;晚侏罗纪期间, 大兴安岭中南部可能处于地慢物质底侵作用阶段, 这一时期形成的岩石具有偏高的温度, 而早白垩世期间 (<135Ma) , 底侵物质冷却造成较厚的地壳, 造成等温面下降, 在岩石形成温度上表现出温度较低的特征。地球物理资料为这一推断提供了有力的支持。由于中亚造山带经历了多阶段、多块体拼合的过程, 在此过程中形成演化程度较高的地壳可能是中南部并未发生大规模拆沉作用的主要原因, 因而大兴安岭中南部现今的壳幔结构可能是拼合造山作用的长期效应[25]。

到目前为止, 已有大量研究成果表明不同矿床往往产于特定的地球动力学背景, 大兴安岭地区铜成矿分别与早古生代兴安地块与松嫩地块的拼合碰撞造山、中侏罗世西伯利亚板块和华北板块的陆缘增生带碰撞缝合造山以及晚侏罗世碰撞造山后的地壳伸展减薄作用过程相适应, 斑岩铜钼矿床 (多宝山铜钼矿床、铜山和乌奴格吐山铜钼矿床) 、浅成热液高硫化型铜银矿床 (莲花山铜银矿床) 、接触交代型铜多金属矿床 (三矿沟铜铁矿) 发生于上述造山挤压与伸展转换阶段, 而高硫化型铜锡矿床 (毛登铜锡多金属矿床) 的成矿则发生在与之相适应的造山期后伸展阶段[4]。

关于大兴安岭北段岔路口斑岩钼矿床矿床的地球动力学背景方面, 刘军等[9]认为岔路口矿床中-晚侏罗世花岗质岩石形成于蒙古-鄂霍茨克造山带后碰撞伸展环境, 并可能受古太平洋板块俯冲引发的弧后伸展作用的叠加。在这种伸展背景下, 岩石圈的减薄和软流圈物质的上涌导致了强烈的壳-幔相互作用, 幔源岩浆的底侵及软流圈对地壳的直接加热作用, 使上覆年轻的下地壳物质发生部分熔融, 母岩浆经过多期次的高度分异演化作用最终形成了高硅、富碱、富含Mo元素的花岗质岩浆, 当岩浆沿构造薄弱带侵位至地壳浅部时, 快速冷却结晶形成了含矿浅成岩体并卸载了巨量的金属物质, 引起了岔路口地区的晚侏罗世大规模钼成矿作用[9]。

6 总结及讨论

通过查阅文献及相关资料后, 整体上对大兴安岭地区有了较为浅层的认识。本文从大兴安岭地区的区域地质特征、时空分布及岩浆岩浅述、区内岩浆岩与成矿关系及地球动力学作用过程及成矿动力学背景五个方面简单论述了大兴安岭地区的相关地质特征。大兴安岭地区位于东西向古生代古亚洲构造—成矿域与北北东向中新生代环太平洋构造—成矿域强烈叠加、复合、转换的部位。古亚洲洋期间多块体拼贴、多边界缝合并移置转换, 多期次软碰撞造山, 多方式侧向增生, 以及随后强烈叠加的中生代北北东向陆内火山岩浆—构造—成盆过程, 最终交织成目前所见的复杂的构造格局, 从而使区域成矿特征也十分复杂[5]。

针对区内所出露的燕山期岩浆岩, 很多地质工作者及科研人员进行了较为全面的研究和总结, 通过相关地球化学方面的方法 (同位素测年、锆石LA-ICP-MS、U-Pb测年、岩石的主微量、稀土元素分析等) 得到了一系列较新的成果。从而对各类矿床的成因类型、成矿时代及地质意义较为全面的认知。如得出大兴安岭地区斑岩型矿床的岩浆岩组合为高钾钙碱系列的I型花岗斑岩和花岗闪长岩;高硫化型为高钾钙碱系列I型或A型花岗斑岩与次火山岩。

7 思考

岩浆物理性质 篇3

1.1 地质构造及煤层特征

铁法煤田为NNE向展布的断坳盆地, 大兴井田位于铁法煤田西南部。该井田构造复杂, 断层密度达1.61条/km2;岩浆活动频繁, 勘探钻孔中见火成岩者占其总数 (202个钻孔) 的77.7%。相对其它井田而言, 大兴井田同一煤层赋存深度最深, 现生产水平-600m, 开采深度为550~620m。含煤地层为阜新组, 发育上、下两个含煤段, 其中上含煤段的2-3、4-2、7-2、8、9煤和下含煤段12、13、14-1、15-2和16煤等10层煤全井田普遍发育, 为主要可采煤层。

1.2 岩浆侵入岩分布规律

大兴井田岩浆侵入岩主要为辉绿岩、正长斑岩, 除井田西部为正长斑岩, 其余各处多为辉绿岩。辉绿岩侵入的基本特征是:侵入源为构造带某一中心部位, 并以该中心向构造带两侧侵入;侵入方向是从井田边界东西两侧向井田内深入, 在井田内沿断裂带向其两侧侵入;侵入体产状以岩床为主, 并派生出岩墙、岩脉、岩枝及其它不规则形体。该井田上水平岩浆侵入体共分7个岩床, 岩床1与7层煤直接接触, 分布于S1, S2, N2, N4采区东部和S5采区南部, 面积5.027km2, 厚度北部200m、南部一般是3.5m;岩床2侵入于7煤层顶部, 分布于北一采区北部和南一采区南部, 面积1.227km2, 厚度0.98~71.4m, 距离7-2层煤0~21.15m;岩床3侵入于4层煤底板或4层煤中, 发育在南一采区, 面积0.506km2, 厚度0.90~3.18m;岩床4分布于南一采区和南二采区, 面积2.884km2, 对煤的破坏分两部分;其在F40以东侵入于2-3煤层顶板、距离2-3煤层2.25~7.25m、厚度19.71~48.44m, 在F40以西侵入于4-2层煤顶底和中间、对煤层的破坏非常严重;岩床5侵入于4层煤底板入其内部, 分布于南五采区南部, 面积1.012km2, 厚度0.25~6.14m;岩床6侵入于4-2层煤中, 分布于北二采区, 厚度0.38~0.54m, 面积0.302 km2, 岩床7侵入9层煤顶底及其内部, 分部于南五采区, 面积2.113km2, 厚度0.57~26.93m。

迄今为止, 该矿已经发生了6次煤与瓦斯突出, 其中7-2煤4次, 4-2煤2次, 其突出情况详见表1。这6次煤与瓦斯突出的共同特点是突出煤层均不同程度地受到第三纪辉绿岩侵入体的影响。

2 岩浆侵入对煤与瓦斯突出的影响

2.1 使煤层瓦斯含量增大

该矿上煤组煤层为长焰煤, 下煤组煤层为气煤, 煤层平均瓦斯含量4-2层为7.34m3/t, 7-2层7.24m3/t, 12层8.85m3/t, 15-2层8.34m3/t。局部块段由于第三纪辉绿岩侵入煤层发生了接触变质, 在平面上呈现围绕绿岩岩体向外依次为天然焦、无烟煤、不粘或弱粘煤、气煤或长焰煤的煤质分带现象。随着煤层变质程度的提高, 其吸附瓦斯能力增强, 岩浆作用本身携带的CO2, N.2等气体进入煤层空隙之中, 煤的接触变质作用产生某些气体等都促进了煤层瓦斯含量的增高, 详见表2。

2.2 对瓦斯的圈闭作用

辉绿岩致密均一, 透气性差, 对瓦斯起圈闭作用。如主井7-2煤层, 顶板为33.3m厚的辉绿岩, 底板为砂岩, 其瓦斯含量11.9m3/t, 瓦斯压力4.14Mpa, 坚固性系数0.66, 瓦斯放散初速度21m3/min, 煤体突出危险性综合指标24.1。

2.3 使煤厚变动性加大

岩浆 (辉绿岩) 侵入煤层或沿煤层顶、底板流动时, 可将全部或部分煤层熔蚀, 造成煤层突然消失或出现厚度异常。受辉绿岩侵入体影响, 北翼入风斜巷7-2煤层厚度从1.2m突增到3.4m时, 放炮震动诱发了煤与瓦斯突出。

2.4 对煤质的影响

辉绿岩侵入煤层, 其高温作用破坏煤的原生结构和构造, 使煤质变软或软硬不均, 强度降低。如北翼集中煤仓突出的7-2煤层, 受顶板辉绿岩侵入影响, 颜色变暗, 层理紊乱, 松散破碎, 手捏可捻搓成厘米、毫米级的碎粒。

3 岩浆侵入与断裂构造的关系

3.1 断裂构造为岩浆活动提供了通道

断裂带的熔岩角砾, 经鉴定是断层角砾岩, 表明岩浆是沿断裂带侵入的。因此断裂构造发育, 应力集中部位是突出的危险部位, 如北一采区-450m回风石门发生的瓦斯喷出就与F4断层和辉绿岩侵入4-2, 7-2煤层及其对2-3煤层影响密切相关。

3.2 岩浆活动促进了断裂构造的发展

3.2.1 岩体边缘经常出现小断层。

3.2.2 使早期断裂规模扩大或缩小, 如使F55, F56断层规模扩大、F49断层规模缩小。

3.2.3使围岩产状及局部构造形态失去原有规律性, 出现异常现象, 如S1401边切正常煤层倾角6~80, 而辉绿岩侵入体边缘倾角骤变到410。

上述三方面的原因, 都会使煤层形态再次破坏, 强度降低, 因此, 辉绿岩活动区是突出的危险区。如该井田北部倾角为50左右, 而-519m入风平巷7-2煤层受辉绿岩侵入体影响, 倾角达200以上。生产过程中揭露煤层时突出瓦斯量3315.7m3。

4 结语

4.1 断裂构造控制了岩浆侵入体的分布, 岩浆活动又促使断裂构造复杂化。

因此, 对岩浆活动起控制作用的构造破碎区域和对断裂构造有改造破坏作用的岩浆活动区域, 都是发生突出的危险区域。

4.2 不受岩浆侵入体影响的煤层, 突出危险性小于受岩浆侵入体影响的煤层;

侵入煤层或对煤层有影响的辉绿岩尖灭位置, 是发生突出的危险位置。

摘要：煤与瓦斯突出及瓦斯爆炸现象是煤矿安全生产的主要灾害之一。岩浆侵入破坏, 改造了井田构造, 使煤变质程度、煤层形态、煤层厚度等成煤地质要素发生变化, 加剧了煤与瓦斯突出的危险性。本文介绍大兴井田岩浆侵入岩分布规律;分析了岩浆侵入对煤与瓦斯突出的影响。

关键词：煤层,岩浆侵入,煤与瓦斯突出

参考文献

岩浆物理性质 篇4

1 水文地质概况

埠村煤矿隶属淄博矿业集团有限责任公司, 位于济东煤田 (章丘煤田) 中南部。921采区位于煤矿东部, 受到底板徐灰、奥灰水威胁。徐灰岩溶不甚发育, 以裂隙为主, 在断层附近含水性增强。奥陶系灰岩20~50 m以下, 岩溶裂隙发育, 富水性好。

断层F40位于采区中部, 沿断层面侵入有1道岩浆岩墙, 1层、3层煤揭露墙宽1~3 m。下面以徐灰含水层为目的层, 按多孔干扰非稳定流来进行放水试验。

2 徐灰井下钻孔布置

根据采区水文地质补充勘探设计与放水试验设计, 井下施工放水孔3个 (Lxf1、Lxf2、Lxf3) 、徐灰观测孔若干, 这些观测孔直接服务于放水试验过程的水文信息观测, 通过 (Lxg1、Lxg2、Lxg6、Lxg7、Lxg10) 这些钻孔的观测信息来研究断层F40的导水性。钻孔布置见图1。

3 放水试验过程

根据设计安排, 放水试验过程按地下水原始水位观测、试放水试验、正式放水试验、水位恢复试验顺序展开, 并按规程要求进行观测。正式放水后各阶段如下:

第一阶段, 单孔放水试验。该阶段进行Lxf1单孔放水, 开始水量一直稳定在30 m3/h左右。几小时后, 水量由40 m3/h上升到120 m3/h左右, 3 h左右, 最大水量达到136 m3/h, 以后逐渐衰减, 7 h以后逐渐稳定在60 m3/h左右。本阶段累计放水量在1 233.91 m3。

水位降幅度满足下列规律:Lxg10>Lxg1>Lxg6>Lxg7。本阶段徐灰孔最大降深出现的时间在放水后的20 h左右。

第二阶段, 2孔干扰放水试验。Lxf1与Lxf2同时放水, 历时24 h。本阶段放水量比较稳定, 出现了地下水位持续下降的趋势, 观测孔徐灰变幅规律:Lxg10>Lxg1>Lxg6>Lxg7。本阶段大部分徐灰孔最大降深出现的时间大约在放水后的10 h。

第三阶段, 3孔干扰放水试验。Lxf1、Lxf2、Lxf3同时放水, 历时48 h。本阶段放水量相对稳定, 地下水位持续下降, 后期Lxg1孔水位稍微抬升, 观测孔徐灰变幅规律:Lxg10>Lxg1>Lxg6>Lxg7。本阶段大部分徐灰孔最大降深出现的时间大约在放水后的15 h。

第四阶段, 4孔干扰放水试验。Lxf1、Lxf2、Lxf3、Lxg1孔同时放水, 历时24 h。初期Lxf1孔与Lxg1孔放水量波动很大, 后期放水量变小, 水位出现抬升形象, 其中Lxg10孔变化最为明显, 最大水位降深时间与最大流量出现时间一致。观测孔徐灰变幅规律:Lxg10≫Lxg6>Lxg7。本阶段大部分徐灰孔最大降深出现的时间大约在放水后的3 h。

第五阶段, 3孔干扰放水试验。Lxf1、Lxf2、Lxf3孔同时放水, 历时24 h。本阶段Lxf1孔的放水量有波动变化。该阶段后期放水量相对稳定, 水位也出现似稳定状态, 水位小幅持续下降。

第六阶段, 水位恢复试验。本阶段为水位恢复试验阶段, 历时44 h。放水孔关闭后, 各观测孔水位迅速得到抬升, 水位全都恢复到放水试验前期水平, 甚至超过了原始水位。

4 通过放水试验对岩浆岩断层导水性的分析

4.1 徐灰流场变化规律

由初始时刻徐灰观测孔水位统计绘制采区等值线图, 见图2。

由图2可以看出, 徐灰水低水位区在井下放水孔附近, 高水位区在采区南部边界及采区北部。低水位区是由于正式放水试验前的试放水试验形成的。采区北部为徐灰水的汇集区, 放水试验开始形成局部降落漏斗后呈现高水位状态。采区南部为徐灰水的补给区。区域上, 徐灰水的总体径流方向为由南向北。

自徐灰抽水试验后, 在放水孔附近形成1个降落漏斗, 表明在抽水试验期间, 本采区的主要排泄点是放水孔。放水过程中较快达到稳定流和恢复过程中水位迅速恢复, 都表明徐灰含水层补给充足, 径流条件好。整个降落漏斗呈椭圆形, 长轴垂直于地层走向, 从区域上说明该岩浆岩断层F40为一导水断层。

4.2 岩浆岩断层附近观测孔水位水量变化规律

整理放水试验各阶段水位水量数据, 绘制水位水量变化对比曲线, 见图3。断层附近各观测孔与F40的距离及各阶段水位最大降深, 见表1。

1) 第一阶段Lxf1单孔放水后, 由图3可知, 稳定放水过程, 观测孔水位持续下降, 符合非稳定流的特征, 当放水量急剧上升后, 距离放水孔Lxf1最近的Lxg10孔, 水位也急剧发生变化, 而断层另一侧的观测孔也都出现了水位下降。说明该岩浆岩断层具有侧向导水性。

2) 由表1可以看出除了距离放水孔Lxf1最近的Lxg10孔外, Lxg1孔降深大于其他各孔, 而由钻孔布置图可知Lxg1与Lxf1间距离并不是最近的, 而由表1可以看出Lxg1与断层F40间的距离是最小的, 说明放水孔和Lxg1孔有较好的水力联系, 应该是受断层及其破碎带的影响。即说明沿断层走向上导水性也较好。

3) 第四阶段Lxg1孔放水后, 由图3可看出Lxf1孔放水量明显减小, 再次表明放水孔和Lxg1孔有较好的水力联系, 即再次说明岩浆岩断层F40及其伴生断层构造是侧向导水的。

4) 第六阶段水位愎复试验阶段, 徐灰观测孔水位都得到快速恢复, 并超过初始水位。其原因是本采区徐灰含水层厚度12~13 m, 其过水能力有限。放水结束时, 由于外边界及内部断层徐、奥灰水水压高, 含水层放水期间由于释水导致弹性压缩迅速得到恢复, 甚至超过了含水层原始状态, 其直接表征为水位恢复超过了原始水位。其中, Lxg1孔最大, 与处于漏斗中心的Lxg10孔相比, 这3个观测孔相对处于徐灰水流场的下游, 水位的抬升应该为断层导水使徐灰水水位受奥灰水的顶托作用所致, 这说明断层沟通徐灰、奥灰含水层, 使奥灰水直接补给徐灰含水层。即该岩浆岩断层垂向上也是导水的。

5 岩浆岩断层导水原因分析

1) 岩浆岩体自身产生的裂隙为断层导水提供通道。

因为在岩浆冷却凝固过程中, 侵入体边部散热较快, 岩石脆性较大, 体积收缩时容易产生成岩裂隙。

2) 岩浆岩体围岩的接触带也有比较发育的裂隙。

由于岩浆侵入时对围岩产生挤压作用, 使接触带附近的围岩产生纵向张裂隙, 形成一个宽度不大的裂隙带;由于岩浆侵入, 使接触带的围岩产生接触变质, 岩性变硬变脆, 在后期构造变动中易产生破裂变形, 形成裂隙;由于接触面两侧岩石力学性质的差异, 在后期构造变动中, 常因沿接触面相对滑动而形成构造裂隙密集带;由于晚期岩浆活动, 在围岩接触带中常有岩脉群沿裂隙侵入, 在以后的构造变动中常形成裂隙发育带, 尤其是脆性岩脉[1]。

6 结论与建议

1) 本次放水试验表明, 岩浆岩断层F40及其伴生断层在侧向和走向上是一个导水构造。因此对于该岩浆岩断层应采取相应措施, 如留设足够的断层防水煤柱, 尽量减少巷探形式揭露断层, 应采取钻探或物探手段探测断层, 如果用巷探, 必须事先制订防突水措施。对已揭露的断层, 必须采取措施封堵。

2) 由于断层作用, 徐、奥灰发生水力联系, 使奥灰水直接补给徐灰含水层, 即断层在垂向上也是导水的。因此徐灰含水层的富水性应该较好, 在开采下组煤层时应采用疏水降压、条带开采等采煤方法, 防止底板突水, 预防水害事故的发生。

摘要：近年来对断层导水性的研究很多, 已发展了许多种方法, 而断层带被岩浆岩侵入是一种更复杂的地质现象, 许多煤田发现有岩浆岩侵入的断层, 对这种有岩浆岩侵入的断层的导水性研究却很少。采用放水试验对埠村煤矿东区921采区中部的1条有岩浆岩侵入的断层的导水性进行了研究, 并对预防该断层突水和煤层底板突水提出相应的建议, 对煤矿防治水工作具有指导意义。

关键词：水文地质,放水试验,岩浆岩,断层,导水性

参考文献

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岩浆物理性质 篇5

1岩浆岩的侵入方式与分布规律

安林煤矿位于华北板块南部太行构造区, 太行断隆小区之安鹤煤田北部。安鹤煤田岩浆岩较多, 均为燕山晚期的深侵入岩。按其岩类, 可分为中性和碱性2类。①中性岩类。中性岩类主要分布在龙山、子针、马村、龙宫勘察区东北部, 白莲坡井田东部及红岭井田西南部。据采掘、钻探资料, 主要以岩床顺层侵入为主, 局部沿裂隙侵入呈岩墙、岩脉、岩株存在。最大厚度76 m, 最大侵入面积26 km2。岩性主要有灰色—灰黑色闪长玢岩、闪长岩和蚀变闪长玢岩。②碱性岩类。碱性岩类主要分布于马村西部及冯家洞南部一带, 据地表露头可知:主要顺煤层侵入及岩脉形式侵入闪长玢岩及闪长岩中, 最大厚约10 m。岩性主要以浅灰色正长斑岩为主。

安林煤矿岩浆岩主要分布在矿井西北部, 岩浆岩以中性岩类为主。岩性为闪长岩、闪长斑岩、正长斑岩, 为燕山晚期岩浆岩侵入体, 绝对年龄为100～135 Ma。岩浆岩多呈岩床侵入, 侵入层位为二叠系上石盒子组至石炭系太原组, 局部侵入二1、一1煤层层位, 厚度为0.50～39.40 m。在回采过程中, 矿区西北部的第六采区、工作面均遇见岩浆岩体, 大面积煤层被岩浆岩体侵蚀成为薄、无煤带;中部的第八采区, 也有零星岩浆岩薄无煤带存在。

2岩浆岩对煤层的影响

岩浆岩沿煤层侵入, 对矿井主采煤层二1煤有侵蚀作用, 使二1煤层结构复杂化:①使煤层局部增厚 (No-1孔、82-1孔、82-2孔) , 煤层变形, 煤层厚度变化加剧;②使煤层变薄 (64-8孔) 和分叉 (3515孔) , 结构复杂, 可采性差。

3岩浆岩对煤质的影响

岩浆岩活动使安林矿煤质变质程度增高, 均为无烟煤;岩浆的侵入导致煤层结构的变化, 侵入区煤层硬度和视密度加大, 挥发分减小, 黏结性减弱。

4地质构造与岩浆岩的关系

安鹤煤田位于太行山隆起带与华北沉降带之间的过渡带南段, 构造比较复杂。安林煤矿位于安鹤煤田的北部, 矿区总体构造形态为轴向SW—NE的背斜构造——安林煤矿背斜。地层走向呈近南北向和近东西向, 倾向东或南, 地层倾角为4°～28°, 在矿区的西北部发育1条轴向SW—NE向斜构造 (北部向斜) , 东南部有一较小的轴向SW—NE向斜构造;矿区断层发育, 主要为NNE高角度正断层, 次为近SN向高角度正断层, 部分断层互相切割交叉;矿区发育高角度正断层, 包括边界断层在内, 查明和基本查明的落差大于50 m的断层有8条。

安林煤矿小断层较为发育, 且受主干断层的严格控制。在采掘过程中, 新发现小断层22条, 均为正断层, 落差0～10 m, 且以在主干断层附近居多。安林煤矿岩浆岩较多, 均为燕山晚期的深侵入岩, 钻孔及生产揭露, 断层上下盘岩浆岩分布较一致, 且部分岩浆侵入区并无断层存在, 由图1中A、B、C、D、E五个岩浆岩侵入区分布情况, 说明矿井岩浆岩侵入时间早于断层形成的时间。

5岩浆岩分布和煤与瓦斯突出点分布规律

对安林煤矿的瓦斯突出情况进行了统计和分析。安林煤矿自建井以来共发生煤与瓦斯突出75次, 其中, 100～500 t的大型突出有16次, 最大突出强度为450 t, 其他50多次突出多为压出类型, 压出煤量不大, 安林煤矿二1煤层始突深度为262 m。突出点分布的规律为:突出多集中在中部F40和F39两条断层之间、南部石棺向斜附近;突出类型以压出为主, 突出强度不大, 危险性小;突出主要发生在掘进面且绝大多数突出是由于放炮诱导的;尤其需要指出的是突出的分区带性主要是由岩浆岩的活动所决定的, 突出均发生在一水平及二水平三采区, 矿井二水平六、八采区从未发生过突出。而安林煤矿在六、八采区有岩浆岩侵入体, 其他发生突出的区域无岩浆岩侵入。可见, 安林煤矿岩浆岩和煤与瓦斯突出之间有重大关联。

6岩浆岩对煤与瓦斯突出的影响

在岩浆侵入含煤地层时, 由于高温、高压和挥发性气体的影响, 对煤的烘烤变质作用十分明显。在岩浆侵入煤层引起煤发生变质的过程中, 伴随着产生大量甲烷等烃类气体, 井田中除正常成煤作用形成的煤层甲烷外, 还因岩浆侵入增加大量的甲烷[7];且煤在高温条件下, 有机质结构发生变化, 煤中微孔隙减小面开始向晶体格子转变, 形成变质程度高的无烟煤或天然半焦, 最终导致煤体对瓦斯的吸附能力大幅度降低, 造成了煤体内部的吸附瓦斯和附着在煤体表面的吸附瓦斯变成游离瓦斯, 从而加快瓦斯的逸散速度[4]。当煤层中没有利于瓦斯逸散的条件时, 以上原因使得侵入体周围煤层中气体压力明显升高, 会形成高能瓦斯积聚区域。

而安林矿岩浆岩多沿煤层顶板顺层侵入, 以岩床产状覆盖于煤层之上, 在岩浆侵入煤层之后一段时间内, 岩浆岩对瓦斯起封闭作用, 岩浆岩侵入区周围为高能瓦斯积聚区。但据前分析, 该矿井田内的NE、NNE向高角度正断层生成时间晚于岩浆岩的侵入时间, 因此对先期形成的褶皱和岩浆岩均有切割和破坏作用, 形成了利于瓦斯逸散的良好通道[6]。加上岩浆岩侵入使煤层发生变质作用后, 煤层对瓦斯吸附能力小, 在断层的切割和破坏作用下, 煤层的透气性要比岩浆未侵入区高, 因此煤层瓦斯含量、压力衰减快, 又由原来的高瓦斯高能瓦斯积聚区变成了低瓦斯区。且在岩浆侵入时的变质作用下, 矿井岩浆侵入区 (六、八采区) 煤层力学性质发生了变化, 煤层强度增加。而其他无岩浆岩侵入的地区在后期构造的作用下, 煤层结构遭到破坏, 形成构造煤, 煤层强度降低, 且透气性降低, 不利于瓦斯释放, 因而在采动影响下容易造成煤与瓦斯突出。因此, 安林煤矿有岩浆岩侵入的六、八采区比无岩浆岩侵入的三采区突出危险性小得多, 这就是历史上所有突出大多发生在三采区, 而六、八采区未发生突出的原因。

7结论

在岩浆岩与地质构造的相互作用下, 形成了安林煤矿特有的瓦斯地质条件, 也使得安林煤矿二1煤层具备了与其他有岩浆岩侵入的突出矿井不同的瓦斯地质规律, 即有岩浆岩侵入的区域, 不容易发生煤与瓦斯突出。这一规律除了指导安林煤矿安全生产之外, 由于地质条件的形成有一定的区域共性, 因此, 也可用于指导其他邻近矿井的瓦斯防治工作。

参考文献

[1]张子敏, 张玉贵.瓦斯地质规律与瓦斯预测[M].北京:煤炭工业出版社, 2005.

[2]赵明鹏, 王宇林, 梁冰.煤与瓦斯突出的地质条件研究[J].中国地质灾害与防治学报.1999, 10 (1) :14-19.

[3]焦作矿业学院瓦斯地质研究所.瓦斯地质概论[M].北京:煤炭工业出版社, 1990.

[4]张子敏.瓦斯地质学[M].徐州:中国矿业大学出版社, 1995.

[5]于不凡.煤与瓦斯突出的机理[M].北京:煤炭工业出版社, 1982.

[6]杨孟达.煤矿地质学[M].北京:煤炭工业出版社, 1982.

岩浆物理性质 篇6

1 岩浆侵入规律

岩浆是指地下熔融或部分熔融的岩石，其在侵入地表时一般沿着受力最小的方向运动。在大多数情况下，岩浆侵入一定受到地表构造带的影响。

岩浆侵入的基本体征是以侵入源为构造带的某一重心部位，并以该中心向构造带两侧侵入，侵入方向为由井田边界东西向井田内部深入，由井田内沿向两侧侵入。煤矿中常见的岩浆侵入状态多为岩墙和岩床两种。岩浆喷出后从断裂带进入地壳与煤炭层穿插在一起，形成岩墙。岩墙的特征是厚度大，分布范围小。岩墙与煤层相撞后使其变质后形成以岩体为中心的环形变质带，越靠近中心的部分煤的变质成分越高。这就是从无烟煤到肥煤的形成过程。因为岩浆的侵入导致煤矿性质的变化情况很常见。我们生活中的蜂窝煤，无烟煤，灰煤大都是由于这种活动所形成的。因为岩浆的活泼型导致煤层结构发生变化，煤炭性质发生改变。

2 岩浆侵入对煤层瓦斯成藏

在许多矿井区域中，因岩浆侵入使煤炭被吞噬，进而影响煤炭的安全生产，这样的例子在生活中很常见。例如：提高煤的变质程度，使煤层瓦斯含量增加；破坏煤的连续性，增加煤炭的变性；岩体推挤煤层，使煤结构发生变化。王营煤井田有南北两侧岩墙带，坚实密致。这些构造阻止了井田内瓦斯的外迁移，使王营井田被圈闭在其中。到1991年为止，王营井矿15次瓦斯突出中，11次发生在岩浆岩岩墙两侧附近，说明岩浆岩对瓦斯突出有重要的控制作用。

2.1 岩浆侵入增大瓦斯含量

在岩浆侵入中，岩浆中的热液具有高温、高压的特点。岩浆侵入煤层后，高温热液使煤层发生变质，加快煤的产气速度，生成瓦斯，而岩浆中的二氧化碳、氢气等气体进入煤层空袭中，则提高了瓦斯含量；另一方面，部分岩浆侵入时形成的岩墙对封闭瓦斯起着重要作用。因此岩浆侵入使得煤层上方受到隔绝阻断瓦斯的挥发，因此岩浆侵入使得没层中瓦斯的含量增大。但是也造成了煤炭及瓦斯开采的工作人员的难度，其中如何安全的作业也是当今社会探讨的问题之一。

2.2 岩浆侵入加厚煤层

岩浆侵入煤层顶时，底板流动可将全部或者部分煤层溶蚀，造成煤层突然消失或者出现厚度异常。受岩浆侵入的影响煤层可比原有煤层增加2～3倍。同理而言，岩浆侵入煤层时，也可将部分煤层溶蚀，造成煤层消失或厚度变化。当煤层厚度突然变薄时地下瓦斯含量和瓦斯压力不断增加，因此也频发煤与瓦斯突出崩裂的事件。岩浆侵入使得煤层厚度增大，对于煤炭的深层堆积也是一种保护，但同时也加强了煤炭发掘人员的难度，煤炭层更加深厚更加接近地核。因此煤层对瓦斯的保护更加坚固，减少了瓦斯的挥发。

2.3 岩浆侵入的结构变化

岩浆侵入煤层对于煤层的破坏是不均衡的，因此使其形态发生变化。因温度的不同导致岩浆在冷却时局部煤层受力不均匀，形态失去原有的规律，常出现断层。又因为岩体强烈的推挤力导致煤系被撑开，产生岩体裂隙，使煤附近的结构遭到破坏，煤附近产生天然焦、构造煤等煤种。因为煤种的不同导致瓦斯的分布不同，受到煤种影响瓦斯的固存性也增大，这也是瓦斯稳定性增加的原因之一。因煤种的相互参杂，导致瓦斯的泄露减少。

岩浆的侵入不仅对于瓦斯有着影响，对于煤层的性质变化也有一定的制约。一方面高温的岩浆侵入煤层使煤层结构发生变化，煤层的稳定性及连续性遭到破坏，继而使煤层薄厚不一，造成分布不均衡，局部构造形态失去原有的规律性，破坏原有生态。另一方面，岩浆冷凝时由于地质条件不同导致温度差异，冷凝效果不同，煤层应力不均衡，在产生的拉力与张力的作用下，岩床，岩体的断裂带形成，即为突变区，是煤炭与瓦斯的敏感地带。在煤炭挖掘工作中如何处理好煤炭与瓦斯的关系是关键，在煤炭与瓦斯剥离期间，采用适当的方法是促进收益最大化的关键点，因此如何利用岩石侵入来促进煤炭与瓦斯之间的关系，如何扭转岩浆侵入对煤炭与瓦斯的影响就是我们开采部门一直关注的问题。

3 岩浆侵入对煤层的突出影响

其一，岩浆侵入破坏煤层。岩浆是高温高压的流体，对于煤炭层的破坏主要分三种：吞噬，机械，烘烤。岩浆沿着煤层顶端流动时，可以使煤层融化，使得煤层厚度变小，杂志变多。局部地区无煤，严重破坏了煤层的连续性和完整性，岩浆溢出时有向上的冲击力，使煤层移位，其原始产状发生变化，为煤炭的发掘工作增加了难度。岩浆侵入产生的高温下对煤层烘烤，产生热变质现象，使煤层遭到破坏，煤的工业价值降低。因此岩浆的侵入对于煤层而言，不仅使煤的质地发生了变化，也使煤的产量发生了变化。对于煤炭开采工作也是至关重要的。直接间接地影响着煤炭开采工作。

其二，岩浆侵入对煤的变质作用。岩浆侵入煤层后，会使煤层发生变质作用。煤层发生变质作用后导致土地的表层也随着变化。岩浆侵入后不仅对于地表有一定的损坏作用，也对于煤层中间的地质结构起了很大的影响。改变了原来的地质结构，使新的结构生成。这就改变了原来的生态环境，容易造成水土流失及土地沙漠化。

其三，煤层空隙变化。岩浆侵入产生局部区域热变质，增大了煤层的空隙数量，提高了煤层对瓦斯的吸附、储备能，提高了煤层自身的渗透性。受岩浆侵入破坏的煤层空隙比原来扩大1倍。

4 结束语

在中国淮北，郑州等地均发生过岩浆侵入造成的事故。岩浆不仅导致煤与瓦斯的分布改变，给煤炭开发工作照成困扰，也对煤层的结构造成破坏，使煤炭性质发生变化，且岩浆侵入可以促进煤炭的裂隙发育。岩浆侵入不仅对煤层有很大的破坏作用，也大大地降低了煤的可采性。岩浆侵入也提高了煤的裂隙度。越靠近岩浆的地带变质越大煤级也就越高。岩浆侵入也有助于煤炭岩化速度加快，可促进大量瓦斯气体生成，且煤层由于岩浆侵入透气性变差，故对瓦斯起到很好的圈闭作用。

摘要：我国岩浆非常活跃,岩浆的活动不仅给煤矿的生产带来极大的影响,也对煤炭的构造,煤炭性质的改变及煤炭中瓦斯的生成方面起着非常大的影响。文章从理论结构出发,首先探究了岩浆侵入规律,其次细致地分析了岩浆侵入对煤层瓦斯成藏的影响,最后分析了岩浆侵入对煤层的突出影响。文章站在理论层面对岩浆侵入对煤层瓦斯成藏及突出影响进行分析,在探究的过程中提出自己的观点及论断,使分析更加具体深入。

关键词：岩浆侵入规律,岩层瓦斯,突出影响

参考文献

[1]亢方妞,姬广亮.岩浆侵入对煤与瓦斯突出的影响研究[D].河南理工大学,2011,1(7):26-27.

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[3]汪涵,王亮,王开信,等.岩浆侵入对煤层瓦斯成藏及突出的影响[D].中国矿业大学,2013,6(38):5.

岩浆物理性质 篇7

我们在花岗岩中常可以见到暗色包体。关于这些暗色包体的成因自20世纪70年代以来一直存在两种观点。一种是残留体说, 认为这些包体是地壳岩石发生深融作用产生花岗岩岩浆后残留下来的偏基性的难熔残余。另一种观点则认为, 暗色微粒包体是基性岩浆与酸性岩浆混合过程中的产物。Didier和Barbarin在他们的著作中将花岗岩中的暗色包体分为了三种:捕掳体、残留体和镁铁质暗色包体。镁铁质微粒包体又称镁铁质微粒花岗岩类包体或镁铁质岩浆包体, 其英文缩写均为MME。

2 镁铁质包体的主要特征

(1) 成分特征:MME包体颜色从黑色到灰色不等, 但均比寄主岩深。成分主要为镁铁质和闪长岩质, 与寄主岩相比更加的基性, 成分点也比较分散。MME主要矿物的种类在包体和寄主岩中相似, 且均为岩浆岩矿物组合。但一般说来, Si、K、Na+K、K/ (Na+K) , 石英和长石在寄主岩中更富, 而其它元素以及铁镁矿物在包体中更富。但在酸性的包体-寄主岩对中也可达到成分的平衡, 尤其是Mg、Ca、Ti、长石等组分。寄主岩中的黑云母Al、Fe含量较高, 而包体的黑云母Si、Mg含量较高。但多数铁镁矿物的Mg#比值在包体和寄主岩中却很接近。斜长石中An的含量在二者中相近。虽然包体为基性或中性成分, 但其斜长石却是低钙长石, 有时可以具有高钙长石的核。

(2) 结构特征:MME为岩浆结构。典型的结构有微粒-细粒结构, 斑状结构及嵌晶结构等。

(3) 构造特征:包体大小变化较大, 从几厘米到几十厘米, 最大达几米直径, 大多数在数厘米到半米之间。最常见的形状为浑圆状、椭球状、卵状, 有时也可以见到各种不规则的或拉长的形状, 角砾状。

3 MME包体对岩浆混合的记录

镁铁质岩浆进入长英质岩浆后, 由于温度和温度的差异, 二者会发生热的反应和物质的反应。MME包体特征的成分和结构就记录了这些反应。

(一) 热交换

高温的镁铁质岩浆在进入低温长英质岩浆后, 会与长英质岩浆之间发生热扩散。当镁铁质岩浆比例较大, 温度较高时, 与长英质岩浆之间达到热平衡的时间较长;当包体较小时, 温度较低, 热扩散的时间则较短。MME包体中的一些结构就记录了岩浆混合过程中的热扩散过程。早期快速结晶的铁镁矿物、斜长石被慢速结晶阶段的嵌晶状石英和钾长石所包裹。这种结构形成镁铁质岩浆经历了两大结晶阶段。第一阶段为快速结晶阶段, 较热的镁铁质岩浆与较冷的酸性岩浆遭遇后, 快速降温达到与花岗岩浆相同的温度, 即达到热平衡。第二阶段为相对慢速结晶的过程, 这时MME包体的残余岩浆或经混合作用改造的岩浆, 与其寄主花岗岩浆以相同的速度冷却。这时, 石英和钾长石也结晶出来, 形成较大晶体, 甚至形成嵌晶结构, 包裹早期结晶的铁镁矿物、斜长石、副矿物。

(二) 物质交换

由于成分上的差异, 相互接触中, 镁铁质岩浆与长英质岩浆之间物质交换。这会造成两种岩浆成分上的变化。镁铁质岩浆和长英质岩浆的物质交换方式主要包括机械交换和化学扩散。

(1) 镁铁质岩浆和长英质岩浆的机械交换包括岩浆团和晶体的交换。小的镁铁质岩浆团进入长英质岩浆中后, 迅速失热、固结, 形成镁铁质包体。

(2) 镁铁质岩浆和长英质岩浆的化学扩散发生在热平衡之后。这是因为化学扩散发生化学扩散比热扩散的速率要小几个数量级。化学扩散会造成包体和寄主岩之间化学平衡。

在物质交换过程中, 这两种交换方式是共同进行的。机械交换可以使包体和寄主岩岩浆之间的接触面积增大, 以及使包体外围的寄主岩岩浆不断更新, 保持包体和寄主岩浆之间成分上的差异, 从而促进化学扩散。

4 MME包体的形成

(一) 控制因素

MME包体作为岩浆混合不均匀的产物, 形成受控于两种岩浆的的成分、含水量、温度、粘度、结晶度、大小和相应的流变学特征等因素, 主要受控于镁铁质岩浆和长英质岩浆的粘度。

(二) 形成位置

由于岩浆在岩浆房、岩浆通道等的任何一个层位均可进行混合, 所以MME包体的也可以在多个层位产生。

(1) 在岩浆房中, 包体的形成主要受控于岩浆比例的不同。早期, 幔源岩浆刚进入下地壳, 引起下地壳熔融, 使其产生熔体。这时, 由于镁铁质岩浆比例较大, 整个岩浆房的岩浆温度较高, 粘度较小。两种岩浆之间的对流搅动可以使岩浆混和的较均匀, 形成钙碱性长英质岩浆。这时, 一种组分中的斑晶会可能被蚀变及被运移到另一种组分中, 形成捕掳晶。这造成混合岩浆中存在大量捕掳晶随着地壳的进一步熔融, 长英质的岩浆的比例逐渐变大, 岩浆房岩浆温度变低, 粘度较大, 使得两种岩浆之间的物质交换受到限制。通过岩浆之间的对流和搅动, 镁铁质岩浆进入长英质岩浆中会淬冷成为MME包体。

(2) 在岩浆通道中, 两种岩浆的物理化学性质的差异会导致岩浆之间的搅动但由于时间较短, 导致岩浆之间无法充分地进行物质交换, 从而产生MME包体。

(3) 在岩浆上升就位过程中, 由于粘度不同, 岩浆的流动可以导致MME在花岗岩岩体中的局部富集, 或形成多成因包体群, 与捕掳体、同源包体、残留体及钾长石等伴生。在岩浆停止流动之后, 且没有完全固结之前, MME包体会和寄主岩浆发生化学扩散。大量的化学扩散会造成包体和寄主岩之间的同位素的均一, 而局部的化学扩散会造成包体具有细粒的边部、斑状过渡带及长英质晕。

5 总结

MME具有岩浆岩矿物组合和岩浆结构, 是岩浆混合不均匀的产物。MME包体记录了岩浆混合作用中发生一系列热和物质的反应。这些反应主要受控于两种岩浆的物理化学条件。其中热交换主要与包体的大小、温度有关;物质交换与包体的成分、含水量、温度、粘度、结晶度、大小和相应的流变学特征等因素均有关系, 主要受控于包体残余岩浆和寄主岩岩浆之间的粘度。

摘要：本文简要介绍岩浆混合的证据-MME包体的特征及形成过程。

关键词：岩浆,混合,过程

参考文献

[1]莫宣学, 肖庆辉, 喻学惠, 等.2002.花岗岩类岩石中岩浆混合作用的时间与研究方法。花岗岩研究思维与方法:53-70.