花岗岩黄金麻黄金麻的形成
信息来源：互联网 更新时间：2012-9-17 查看：3599次
没有一种分异作用显著地改变了新斯科舍花岗岩
黄金麻类的6180。如Shelburne深成岩体中的花岗闪长岩和英云闪长岩，有类似的61FO范围(图4》。与深成岩体伴生的少量富‘80的伟晶岩脉，被它所切割的富’'O变碎屑沉积岩发生同位素的混染是可能的(MEG 24, 26), 除了白岗岩岩脉以外，南山岩基岩石的扩80值仅为1.4汤(图4)。New Ross地区附近产出的热液锡矿床中所采集的两个异常花岗闪长岩样(611(3二7.8, 9.6%9) (Smith和turek 1976)，在矿化过程中可能被蚀变，对它的对比在图4中省略了。切割West Dolhousie深成岩中心深部岩体的大白岗岩体，其’'0比它的主岩大约富1汤，但是它们之间的成因关系是不明显的。O'Neil和查佩尔(1977)注意了在浅色花岗岩黄金麻岩浆定位期间水的快速丢失可能引起残留熔融体’s0的很少量富集。
南山岩基的花岗岩黄金麻类岩石很可能是由富’80的源岩物质深熔作用衍生的。南山岩基的高 6160值和铝过饱和性质，表明这种源岩物质是富180变碎屑沉积岩石。岩石的部分熔融，如 Meguma群
然而， (6110 =10.1到12.9)可能产生具有观察到的alao值的花岗岩黄金麻类。南部不连续的深成岩体(8--10筋)的‘eo比南山岩基的’泊贫2一A汤。这种变化可用来区分澳大利亚花岗岩黄金麻类岩石，是从变碎屑沉积源岩(5180>10 筋)中衍生出来的，还是从其它的在地表风化环境中，没有完全改变的母体物质(夕8010%)所形成的
(O'Neil和查佩尔1977;O'Neill等人1977)。同样，Wenner等人(1977) 从地理分布、矿物组合、化学成分和同位素特征方面识别了Appalachian 花岗岩黄金麻类二种不同的岩套。他们认为，高”0的花岗岩黄金麻类岩石(11.4一11.7编) 是从富180地壳物质中衍生出来的，而低’80花岗岩黄金麻类(6一8%)是从 -F部地壳闪岩相中衍生的。Taylo:和 Silver (1978)指出，下加福利尼亚半岛南部(Peninsular Ranges, Southern和Baja California)中的英云闪长岩和花岗闪长岩的6180值，从西部的6.0筋增加到东部的12.8而。 Sr同位素的初始比值也从西向东增加。他们认为Peninsular Range、岩基西部’80低是代表了源岩物质的本来面貌;东部‘80高的岩浆，则是与大量的变沉积岩或与岩石圈板块的上部蚀变部分逐渐发生混合或交换所致。
巳发表过的’EO含量的对比解释不适用于新斯科舍花岗岩黄金麻类岩石，因为南部不连继的深成岩体(8-10汤)的矿物学和地球化学指出，它们是从相似的或同一的变碎屑沉积源岩物衍生的，如南山岩基(10-12汤)(Smith 1979.a, b)。
南部深成岩体的变沉积岩母体中的‘8O，公认为很可能比南山岩基的母体物质中的低些。从以火成岩为主的母岩中搬运来的未成岩的碎屑沉积岩石，可能有所需要的b值 ( 7-10筋，Longstaf fe和Schwarcz 1977)，但是，这种岩石通常没有Al的富集，因此，在深熔作用中不可能产生铝过饱和的岩浆。很可能，南部深成岩体的变碎屑沉积岩源岩物质的‘so是在深熔作用以前或在深熔作用期间变贫的。Four Cade和Savoy (1973) , Shieh和Schwarcz (1974)，和Longstaffe (1979)也指出，前寒武纪某些中、下带的变碎屑沉积岩中‘80的丢失，’可能是在高级变质作用过程中，由于与镁铁质(低‘80)岩浆库发生了交换的结果。这种‘8O的丢失在总的化学成分上可能没有出现明显的变化 (Longstaffe 1978).如果这种假说是正确的，那么，像出露在南部深成岩体附近的宫ISO Meguma群付片麻岩和变沉积岩、混合岩、就不可能是南部花岗岩黄金麻类深成岩体的唯一源岩物质。这就要求在更深部位的变碎屑沉积岩与镁铁质岩石或岩浆在深熔作用前或在深熔作用期间进行的同位素交换要使1'0丢失。这样的条件，可以衍生出南山岩基的变沉积岩地层柱子的最低部达到。新斯科舍花岗岩黄金麻类岩石全岩5180值向南降低，可用这种称为低”0(6-8汤) 的碎屑源岩物质岩浆的大面积分布的增加来解释。
剪切了的Brenton深成岩体样品中的5160值特别低((5.0而)，必然有不同的成因。在浅部地热系统中产生的花岗岩黄金麻类，其6180值要比其它与热地下水交换出现的值少6 :fin (Taylor和Forester 1971)，它要构成一个模丈是困难的。然而，热雨水一岩石相互作用出现的倩况却相反，Brenton样品中的共生矿物的同位素非常接近平衡状态;与计算的 3400-3800C氧同位素温度很接近(与Bottinga和Javoy 1975年的相等)。这种温度比所预计的典型退化交换温度低的多。在高压环境中出现的低’'O流体的整个氧同位素的再平衡大概是在剪切期间出现的。
铝过饱和的南山岩基全岩的高8'$O (10.1-12.0筋)的特征，是由富180的变碎屑沉积岩原生物质，如Meguma群(10.1-12.9汤)的深熔作用获得的。分异作用和(或)与富'"O围岩的交换作用，对控制这些岩石的全岩8180来说并不重要。此外，共生矿物的8180 分析表明，对所分析的整个新斯科舍花岗岩黄金麻类岩石来说，是接近同位素平衡的;黑云母和长石的次生同位素蚀变，在全岩S"O值中没有发生多大的变化;因而全岩5180值近似于花岗岩类岩浆的610O值。
在古生代和较年轻的岩体巾，近来氧同位素研究强调高”0 (>10瓜)花岗岩黄金麻类岩石的丰度。这几乎与所有的友古代花岗岩黄金麻类较低的全岩81130值相反(Longstaffe等人1977, 19781 Longstaffe 1979)。因此，氧同泣素沟数据表明，随着地质年代的向后推移，在花岗岩类岩石形成物中，上部地壳组分增加的重要性。
南部不连继的铝过饱和新斯科舍深成岩体较低的全岩8150值(7.8-10.4筋)，也是一个主要的特征，这一特征继承了变碎屑沉积岩原岩的特征。但是，在这种情况下，花岗岩黄金麻类至少部分是从中、下部的变碎屑沉积岩中派生出来的，而这些变碎屑沉积岩，在深笋作用以前或在深熔作用过程中又与低’so的岩库(镁铁质岩石/岩浆)发生过同位素交换。这种交换的可能性，在任何使用氧同位素数据的研究中如同岩石成因可作为花岗岩黄金麻类成因的指示物一样所不应忽视的。
