建筑花岗岩论文参考文献

花岗岩与玄武岩同属火山岩，不同是在岩浆喷发的时候花岗岩石地下部分，在高压下形成，质地比喷出地表后形成的玄武岩严密的多，因此很坚硬。黄山正是地下花岗岩在地壳变动过程中露出地表后形成的。当花岗岩出露地表并处于强烈上升时，流水沿垂直节理裂隙下切，形成石柱或孤峰，石柱、孤峰丛集成为峰林，如黄山的妙笔生花。花岗岩峰林显得极为雄伟壮观。如黄山切割深达 500-1000 米，形成高度在千米以上的山峰就有 70 多座。当流水沿花岗岩体中近于直立的剪切裂隙冲刷下切时，形成近于直立的沟壑，沟壑越来越深，形成两壁夹峙，向上看蓝天如一线，这就是一线天。花岗岩是不易溶解的岩石，因此不能形成在石灰岩地区常见的溶洞。但雨水沿花岗岩体内断裂冲刷，断裂上盘岩块的崩塌，能形成不规则的堆洞。另外，石蛋地貌发育的地区，石蛋间的空隙也可以构成岩洞。如黄山的水帘洞、莲花洞、鳌鱼洞。“自古名山多聚泉”，泉是花岗岩山地的重要旅游景观。如黄山的温泉和骊山的温泉。花岗岩一般含有极少量的放射性元素。因此，从花岗岩中流出的泉水一般均含有少量的对人体有益的具放射性的氡气，这些泉水可饮可浴，不仅是重要的旅游资源，也是宝贵的水资源。我国的花岗岩地貌大多出现在雨水充沛的东部地区，山高水高，所以在花岗岩峰林地貌发育或较为发育的山岳地区，一般都有瀑布出现。如黄山的人字瀑、百丈泉、九龙瀑。

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2.2花岗岩山地、丘陵山体当花岗岩出露地表并处于强烈上升时，流水沿垂直节理裂隙下切，形成石柱或孤峰，石柱、孤峰丛集成为峰林，如黄山的妙笔生花。花岗岩峰林显得极为雄伟壮观。如黄山切割深达500-1000 米，形成高度在千米以上的山峰就有70多座。华山则是东西南北中五峰对峙局面。另外，天柱山的天柱峰和九华山的观普峰也都是非常典型的峰林地貌。此类景区一般开发较早，上述几个例子都以开发成熟。我们可以适当开发景区周边的同类地貌作为新景区吸引游客。我国的花岗岩地貌大多出现在雨水充沛的东部地区，山高水高，所以在花岗岩峰林地貌发育或较为发育的山岳地区，一般都有瀑布出现。如黄山的人字瀑、百丈泉、九龙瀑，崂山的靛缸瀑布、龙潭瀑布，太姥山的龙并瀑布和九龙祭瀑布，九华山的桃崖瀑布、织绵瀑布和龙池瀑布，罗浮山的白漓瀑布、白水门瀑布和黄龙洞瀑布等。当流水沿花岗岩体中近于直立的剪切裂隙冲刷下切时，形成近于直立的沟壑，沟壑越来越深，形成两壁夹峙，向上看蓝天如一线，这就是一线天。我国花岗岩山岳，如黄山，九华山，华山、太姥山、天柱山、碴岈山、千山和平潭岛的将军山等，都有一线天景观。花岗岩是不易溶解的岩石，因此不能形成在石灰岩地区常见的溶洞。但雨水沿花岗岩体内断裂冲刷，断裂上盘岩块的崩塌，能形成不规则的堆石洞。另外，石蛋地貌发育的地区，石蛋间的空隙也可以构成岩洞。如黄山的水帘洞、莲花洞、鳌鱼洞，崂山的白云洞、明霞洞，太姥山的璇矶洞，罗浮山的朱明洞，碴岈山的万人洞等等。此类地貌适合整体开发，根据不同的花岗岩发育情况，调查清楚可以作为旅游开发的资源量，一步步开发成为花岗岩的旅游风景区。

A型花岗岩是近20年花岗岩研究的热门话题。 A型花岗岩原先是指出现于非造山环境的、碱性和无水特征的花岗质岩石(Loiselle andWones, 1979),后来发现A型花岗岩也可以出现在造山后环境(Whalen et al., 1987, 1996; Sylves-ter, 1989; Bonin, 1990; Eby, 1992; Nedelecet al., 1995; Pitcher, 1993)。 Eby(1990, 1992)将A型花岗岩区分为A1和A2两个亚类,指出A1型花岗岩侵位在非造山环境,A2型花岗岩是后造山的。本书收集的部分资料表明,A1和A2型花岗岩在Sr-Yb图中的区别似乎并不明显,它们主要是南岭型的(图4.14A和B)。 比较而言,A1型花岗岩的Sr含量更低(平均17×10-6),Yb含量更高(平均15.7×10-6),几乎全部归入南岭型(图4.14A和B)。 而A2型花岗岩有少量落入浙闽型花岗岩区(图4.14A和B,平均的Sr=86×10-6,Yb=6.3×10-6)。洪大卫和王式洗(1995)将A型花岗岩分为AA和PA两类,本次研究收集的PA型花岗岩的资料较少,在Sr-Yb图中它们的特征与A2型花岗岩类似(图4.14A和B),或许PA与A2型花岗岩具有某些类比性。 与A2型花岗岩比较,A1型花岗岩具有非常明显的负铕异常,Eu/Eu*通常<0.1,而A2型花岗岩的Eu/Eu*的变化大(在0.1～0.8之间,图4.14C)。

在各类花岗岩中,A型花岗岩具有特殊的地位,其使用和鉴别存在不同的认识(Collins et al.,1982; Whalen et al., 1987; Sylvester, 1989; Bo-nin, 1990; Eby, 1992; Pati?o Douce, 1997,1999)。 由于对A型花岗岩概念的理解不同,目前,A型花岗岩的含义和范围似乎有包罗万象之嫌,几乎包容了除I、S型以外的各种花岗岩(许保良等,1998),甚至一部分I和S型花岗岩也被当成了A型花岗岩。A型花岗岩形成深度也是一个有争议的问题。通常认为,A型花岗岩形成在地壳减薄环境,出现在碰撞后(造山后)和板内构造背景(Collinset al., 1982;Whalen et al.,1987;Sylvester, 1989;Bonin,1990;Eby, 1992;Nedelec et al., 1995;Whalenet al., 1996; Pitcher, 1997; Barbarin, 1999; Zhang HF et al., 2007)。 Pati?o Douce (1997)指出,钙碱性岩浆在上地壳(4 kbar的深度范围内经黑云母的脱水熔融可以形成富硅的A型花岗岩。 Pati?o Douce(1999)认为,A型花岗岩形成在正常或较小的地壳厚度,是低压型的花岗岩(<15 km)。 英云闪长岩在<0.8 GPa下熔融可以形成低Al2O3和高Y、Nb和HREE以及明显的负Eu和Sr异常的由Whalen etal.(1987)命名的A型花岗岩(Patino Douce and McCarthy,1998及其所附的参考文献)。 而Litvinovskyet al. (2000, 2002)的熔融实验表明,A型花岗岩可以形成在陆壳加厚达60～70 km的下地壳底部。King et al. (1997)将A型花岗岩分为铝质的和碱性-过碱性的两类,他们的研究表明,碱性的A型花岗岩负铕异常更明显(图4.6B),Sr含量更低。 看来,碱性的A型花岗岩大体属于南岭型花岗岩(Sr<100×10-6,Eu*<0.4,见:苏玉平和唐红峰,2005,图2)。 本书之所以提出南岭型花岗岩的命名,也是因上述困惑而生的。 我们认为,南岭型花岗岩代表典型的A型花岗岩,与地壳减薄的伸展背景有关。南岭型花岗岩不同于那些具有具有高Sr低Yb特征的“A型花岗岩”,后者特别富K、Sr和LREE,贫Y和Yb(如云南与斑岩铜矿有关的马厂箐岩体),它们是埃达克岩而非A型花岗岩(张旗等,2003a),Litvinovsky et al. (2000,2002)所提到的形成在60～70 km厚的下地壳底部的“A型花岗岩”可能也属于这一类。

我们认为,典型的A型花岗岩强烈亏损Ba、Sr、Eu、Ti,明显富集Zr、Y和Yb,表明源区残留相有斜长石,指示源区深度较浅,与埃达克岩成鲜明的对比。 例如发育在南岭(燕山早期的)、浙闽赣、东北和中亚造山带的许多A型花岗岩,我们称其为南岭型花岗岩,以非常低Sr高Yb和明显的负铕异常为标志(张旗等,2006c)。 我们认为,K2O-Na2O图(图4.15)不是区别A型花岗岩和非A型花岗岩的很好的图件,由Whalen et al.(1987)厘定的Ga/Al比值(图4.16)也不是一个很好的指标。 因为,有些花岗岩虽然投在上述图中的A型花岗岩分布区,但实际上可能并非A型花岗岩(如某些高钾钙碱性的I型花岗岩)。 看来,以强烈亏损Ba、Sr、Ti、P、Eu和富集Yb作为指标的微量元素蛛网图配合REE图(图4.17)可能是比较合适的,具有这种特征的A型花岗岩我们称之为南岭型花岗岩。

东西走向的南岭地区印支期和燕山期的花岗岩很发育,其中以燕山早期的花岗岩出露较多,最具代表性,燕山早期的花岗岩大多具有A型花岗岩的特征(毛景文等,1995;范春方和陈培荣,2000;胡恭任等,2002;孙涛等,2003;张敏等,2003,2006;凌洪飞等,2004;陈培荣等,2004;吴烈勤等,2005;陈富文和付建明,2005;邱检生等,2005;高剑峰等,2005;凌洪飞等,2006;刘帅等,2006;马铁球等,2006;柏道远等,2007c),其Sr含量除少数外,大多<100×10-6(图4.18A),为典型的南岭型花岗岩。

图4.15 区分A、S和I型花岗岩的K2O-Na2O图(Collins et al., 1982)

图4.16 区分A、S、I和M型花岗岩的Ga/Al图(据Whalen et al., 1987)

图4.17 (a)球粒陨石标准化的REE图(标准化数值据Taylor and McLennan, 1985)和(b)初始地幔标准化的微量元素蛛网图(标准化数值据Sun and McDonough, 1989),数据引自Zhang HF et al. (2007)

图4.18 A型花岗岩的Sr-Yb图

我们认为,南岭型花岗岩(同样喜马拉雅型和浙闽型也如此)的厘定是非常有意义的,它可以告诉我们南岭型花岗岩形成时该区的地壳厚度状况。从图4.18A看,分布在浙闽赣地区的中生代A型花岗岩除个别例外,也类似南岭型的特点(姜耀辉等,1999;邱检生等,1996,1999,2000;章平和田邦生,2005;卢成忠等,2006;张招崇等,2007),此外,东北(Jahn et al.,2001 ;葛文春等2001 ;Wu FY et al.,2002;孙德有等,2004a)和中亚造山带(Han BF et al., 1997;周涛发等,2006;石玉若等,2007)的三叠纪花岗岩也主要是南岭型的(图4.18A)。南岭型花岗岩指示地壳较薄的特点,推测地壳厚度通常不超过30 km。也就是说,南岭在燕山早期,浙闽赣在中生代晚期、东北和北方造山带在中生代早期时地壳厚度均处于减薄的状态。 白银酸性火山岩(王焰等,2001)也具有南岭型的特点(图4.18),说明早古生代的白银火山岩是在较薄的岛弧地壳下形成的。早二叠世的峨眉山玄武岩为大火成岩省,与峨眉山玄武岩相伴的有同时代的花岗岩(Shellnutt and Zhou,2007; Zhong H et al.,2007;Xu C et al.,2007),峨眉山花岗岩具有南岭型的特点(图4.18A),说明早二叠世时期云贵川地壳很薄,与峨眉山玄武岩指示的伸展背景是吻合的[只有卧水地区的花岗岩是广西型的(富Sr和Yb,图4.18B),具有正长岩的特征,如前所述,广西型的地球动力学性质不明,此处不讨论]。 冰岛流纹岩举世闻名,冰岛流纹岩也具有A型花岗岩的特征(Gunnarssonet al., 1998; Jonasson,2007),属于南岭型(图4.18A)。说明现在的冰岛地壳厚度很小,大约不超过30km。 此外,藏南白垩纪桑秀组火山岩(钟华明等,2005;Zhu DC et al.,2007)、河南元古代熊耳群(赵太平等,2002)以及川西义敦岛弧弧后(曲晓明等,2003)流纹岩,均为南岭型的,说明都是减薄地壳形成的。