根据百度百科查询，高铁用玄武岩的石子要求主要是大小和硬度即不易破碎性。
玄武岩莫氏硬度5—7级，体积密度2.8—3.3g/cm3，致密者压缩强度颇高，可高达300MPa。
玄武岩主要应用在高速公路沥青路面上，只有这方面有特殊要求，其他工程没有专门要求玄武岩的。铁路和公路一般都是就近取材。
铁路道渣有严格的标准,一般采用花岗岩和石灰岩。你这个恐怕不行,但是在线路中有时也会看到玄武岩,估计是混进去的。
公路方面具体标准不太清楚,不过玄武岩比较适合小块,因为大块有的会有气孔,碎石在公路使用应该没问题
池中洋生岛弧系义敦岛弧带发育最早阶段的产物，主要发育在义敦岛弧带南段的乡城西侧池中地区，北起巴塘，南抵乡城同堆，长达几十公里，与东侧的乡城主火山弧平行展布。因受俯冲造山作用和后期的陆-陆碰撞作用的叠加改造，其原始形态和规模已难以准确限定。池中洋生弧形成在以蛇绿混杂岩和洋脊玄武岩系为标志的洋壳基底上，代表性产物为曲嘎寺组上段的岛弧玄武岩和球粒状高镁安山岩。据池中洋生弧之基底的洋脊玄武岩39Ar-40Ar年龄（231 Ma）和乡城岛弧花岗岩年龄（215 Ma）推断，池中洋生岛弧可能形成在230～225 Ma期间。
（一）火山作用
1.时空分布与火山旋回
池中地区的火山岩系相当于曲嘎寺组中上段，可划分为两个火山旋回。早期火山旋回以玄武质岩浆活动为主，并且与方辉橄榄岩、辉长辉绿岩及放射虫硅质岩构成层序遭到严重破坏的蛇绿岩或蛇绿混杂岩，构成池中洋生弧的洋壳基底；晚期火山旋回以枕状高镁玄武岩和球粒状高镁安山岩为代表，构成池中洋生弧主体。
1）早期玄武岩旋回：池中西山头火山岩层序如下：自下而上由高铁拉斑玄武岩→玄武质火山角砾岩→球粒状高镁安山岩。这套岩系由池中西山向南延伸达木鱼一带。类似的火山岩系亦广泛见于池中西部的潘拥、白松乡等地。在池中地区，该旋回玄武岩与顺层侵位的辉绿辉长岩相依，与其西侧出露的蛇纹石化方辉橄榄岩和蚀变辉长岩密切共生。
2）晚期高镁玄武岩-高镁安山岩旋回：集中分布于池中—同堆一带，以枕状玄武岩和球粒状高镁安山岩大量发育为特征。下部枕状玄武岩多以孤立枕体产出，局部呈枕体群出现；上部枕状玄武岩有两种大小不一的枕体（0.2～0.4 m，1～2 m），构成厚达10 m的岩层。球粒状高镁安山岩覆于枕状玄武岩系之上，成层出现，多达数层，单层厚约10～30 cm。下部球粒层之球粒较小，粒径0.5 cm左右；上部球粒层之球粒较大，粒径为2～3 cm。球体与基体接触界线截然，成分差异分明，基体为玄武质，球体为长英质-安山质。
2.岩石学与地球化学
1）主要岩石类型：块状拉斑玄武岩，具斑状结构，斑晶为等轴状单斜辉石和少量针状斜长石，含量5%左右，基质由针状、纤维状斜长石和单斜辉石构成集合体，呈束状、放射状排列；枕状玄武岩，具枕状构造，无斑间粒结构，斜长石呈针状，已蚀变为钠长石，辉石为普通辉石，基质玻璃质，间粒结构，类似显微辉石鬣刺结构，辉石和斜长石常常组成梳状、扇状、束状、放射状、杉叶状集合体；球粒状高镁安山岩，具球状构造、斑状结构，斑晶为针状透辉石—普通辉石，辉石成分变化于Wo35.5 En53 Fs11.5～Wo44.6 En49.4 Fs6.0间（Hou et al.，2001），基质具玻璃质结构，或由细针状普通辉石和斜长石构成的放射状集合体，显示科马提岩的显微辉石鬣刺结构，深红褐色镁铬尖晶石呈他形晶分布于褐色玻璃中，尖晶石富Cr2O3［w（Cr2O3）为41.7%］，w（Cr）/w（Cr+Al）介于0.57～0.63之间（Hou et al.，2000），略低于现代玻镁安山岩（Cameron，1983）。
2）岩石地球化学：早期旋回拉斑玄武岩，以高Ti［w（Ti）为 2.14%～2.90%］、富Fe［w（Fe）为9.6%～10.84%］为特征（表1-3）。稀土元素中轻稀土相对富集，w（La）/w（Yb）值变化于8.1～13.5，LREE富集程度显示一定的变化规律。由池中—木鱼一带向西至潘拥—白松一带，高Fe玄武岩-辉绿辉长岩LREE富集程度显著下降，LREE配分型式由弱富集型变为平坦型（图1-20）；由池中向南至木鱼；LREE富集程度明显增高，但它们的HREE却具有相对一致性，暗示着这些玄武质岩石可能为同一地幔源岩不同程度的部分熔融的结果。其中，池中-木鱼地区可能因扩张程度较小，地幔源区熔融程度相对较低，而潘拥-白松地区因处于扩张洋盆中心，源区发生较强烈的部分熔融。晚期旋回拉斑系列枕状玄武岩以低K2O［w（K2O）为0.41%］、低TiO2［w（TiO2）为0.66%～0.68%］、高MgO［w（MgO）为9.68%］、高Cr［w（Cr）为146×10-6～378×10-6］和Ni［w（Ni）为102×10-6～167×10-6］，显著区别于早期旋回高Fe玄武岩（表1-3）。按原生岩浆判别标志，该旋回玄武岩接近原生岩浆成分。更晚形成的块状玄武岩亦以高MgO［w（MgO）为7.42%］、低K2O［w（K2O）为0.53%］、低TiO2［w（TiO2）为0.68%］为特征。
图1-20 高铁拉斑玄武岩和高镁玄武岩REE标准化配分形式
枕状玄武岩属LREE微弱富集型，w（La）/w（Yb）=3.0，比块状玄武岩略高，w（La）/w（Yb）=4.7，但HREE丰度相当（图1-21），暗示着两套玄武岩的成分差异并非结晶分异所致。枕状玄武岩以较低Zr［w（Zr）为65×10-6］、Rb［w（Rb）为8.7×10-6］、Ba［w（Ba）为83×10-6］为特征，显示大洋或岛弧-洋脊玄武岩过渡性地球化学特征（图1-22）。在标准化微量元素配分型式图中（图1-23），枕状玄武岩显示明显的Ti谷，区别于早期旋回玄武岩。块状玄武岩的高场强元素Zr［w（Zr）为100×10-6～140×10-6］、Hf［w（Hf）为2.5×10-6］、Ta［w（Ta）为0.52×10-6］、Th［w（Th）为9.0×10-6］和大离子不相容元素Ba［w（Ba）为102×10-6］、K2O［w（K2O）为0.53%～0.64%］的含量，较枕状玄武岩普遍增高，微量元素标准化图形与典型的岛弧玄武岩类似，显示初始岛弧属性。球粒高镁安山岩的w（MgO）介于9%～12%间，w（TiO2）变化于0.54%～0.58%。Cr［w（Cr）为855×10-6～942×10-6］、Ni［w（Ni）为262×10-6～341×10-6］含量也极高，类似于典型的岛弧玻镁安山岩（Tatsumi，1982；Cameron et al.，1983；Bloomer and Hawkins，1987），反映高镁安山岩基本具备原始岩浆成分特征。球粒高镁安山岩Yb丰度与枕状玄武岩相当，但LREE呈较强的富集型，w（La）/w（Yb）=10（图1-21），暗示着两者间存在成因联系。高镁安山岩不仅强烈富集 Rb、Ba、K、Sr，而且相对富含Zr、Hf、Nb、Ta等，其标准化型式类似于现代低Ca玻镁安山岩（图1-24）。池中高镁安山岩的球体与基体具有显著不同的成分差异（表1-3）。在大多数情况下，球体成分亦相当于玻镁安山岩，其w（SiO2）为55.34%～59.42%，w（MgO）>0.6%，w（Cr）为726×10-6～1191×10-6，w（Ni）为186×10-6～366×10-6，w（V）为128×10-6～150×10-6，球体的w（CaO）/w（Al2O3）小于0.55，全碱大于4.5，与Ⅱ型低Ca玻镁安山岩相当，基体的w（MgO）变化于11.06%～18.28%间，w（Cr）为786×10-6～1245×10-6、w（Ni）为294×10-6～612×10-6、w（CaO）/w（Al2O3）>0.8，碱含量低（0.21%～1.27%）、w（FeO）/w（MgO）为0.66～0.76，总体上与科马提质玄武岩相当。
表1-3 池中地区火山岩的主要元素、微量元素分析结果
图1-21 高镁玄武岩与高镁安山岩稀土元素标准化分布曲线
图1-22 义敦古岛弧带火山岩的w（Zr）-w（Ti）图解
图1-23 池中地区高镁玄武岩和昌台地区钙
图1-24 池中地区高镁安山岩的微量元素标准化图解
（二）沉积作用
1.沉积岩系分布
池中洋生弧的沉积岩系主要发育于池中弧体的东西两侧，在乡城东均剖面出露较为完整。相当于昌台岛弧曲嘎寺组（或根隆组）中上段。其中，中段主要为一套黑色板岩系，间夹中粗粒砂岩和粉砂岩、凝灰质板岩，其中有辉绿辉长岩群顺层贯入，与高铁拉斑玄武岩密切伴生。上段主要为岛弧玄武岩和高镁安山岩构成的洋生弧火山产物，其底部发育火山角砾岩、顶部发育大理岩化细晶灰岩和深灰色条带状灰岩及灰色板岩。
2.沉积相组合
伴随池中弧的形成与演化，沉积作用显示明显的两阶段性，同时也构成两个组合类型：
1）局限洋盆内断陷盆地边缘相组合：它包括断陷台地的基性火山喷发与崩落堆积相序和局限海沉积相序（罗建宁等，1992），前者由含高铁玄武质凝灰的微晶粒屑灰岩和生屑微晶灰岩构成，灰岩中含有孔虫、蓝绿藻、绿藻屑和双壳类化石，岩石的粒/泥比值低，形成于低能半局限的碳酸盐台地环境；后者以黑色页岩为主，夹薄层状泥晶灰岩、泥灰岩、沉凝灰岩等，反映其形成于缺氧、停滞水体的局限海盆环境（罗建宁等，1992）。
2）盆地斜坡及坡脚环境的相组合：包括原地角砾岩相和浊积岩相，原地角砾岩相在岛弧玄武岩和高镁安山岩系中有两种剖面结构（图1-25）（胡世华等，1992）。玄武质角砾岩具如下特点：① 火山角砾岩在剖面中占很大比例，角砾大小不一，杂乱堆积，分选极差，无任何层理；② 部分角砾岩之角砾成分与胶结物不同；③ 细粒凝灰质直接覆盖在杂乱堆积的火山角砾之上，显示角砾堆积后悬浮降落的沉积特征。这些特点说明，火山角砾很少经搬运磨蚀，属原地堆积。盆缘浊积岩主要出现于洋生弧坡脚的狭长盆地中，岩石成分以富含基性火山物质为特征，岩石具有很好成层性。这种浊积岩覆于火山岩和火山碎屑岩岩层之上，在平面上呈近南北向的带状展布，岩层内普遍可见粒序层理，反映浊流具纵向搬运特点（胡世华等，1992）。
3.沉积演化
自池中弧发育前期至发育期，相应的相演化为：半局限碳酸盐台地相→高铁玄武岩→局限海沉积→斜坡进积型海底扇沉积→盆地低密度浊流沉积（罗建宁等，1992）。根据上述相序变化认为，在晚三叠世早期，池中地区强烈扩张，碳酸盐台地发生裂陷，并导致类似于洋脊型的玄武岩浆喷发；进入晚三叠世卡尼晚期，以池中岛弧玄武岩和高镁安山岩为代表的弧火山活动和洋生弧的形成，诱发火山弧斜坡进积型海底扇沉积的形成，并向盆地方向推进；随着池中洋生弧进一步发育和造山隆升，盆地低密度浊流的碎屑逐渐由火山源转变为陆源。
图1-25 池中原地角砾岩相中的两种剖面结构
