全岩分析 5180和6D值分别被规定为样品与标准平均洋水((SMOW)之间的‘80/16O或D/H千分差值。I一型和S-型花岗岩黄金麻类全岩样品的5180和SD数值分别列在表1和表2中。取自每一深成岩的样品数目主要取决于岩基大小。
I-型深成岩的”0含量明显地比S-型更均匀。S-型金加林吉深成岩的S'8O变化范围~1.3汤。科特里兰特S-型岩石最高的S`aO值范围为~0.6汤，而分布最广的布克雷湖 I--型花岗岩黄金麻仅为0.2筋。这与化学成分及Sr同位素的关系一致，I-型花岗岩黄金麻的化学成分变化图解和S:同位素全岩等时线有更好的线性关系，这被解释为由较均匀的源岩所引起。 每种岩石的5180平均值以及捕虏体的b' 80值都表示在图3中。根据氧同位素成分可清楚地将I -I #V S-M花岗岩黄金麻类分开，I一花岗岩黄金麻类的平均5180值为7.9到9.4,而S-M-花岗岩类为9.9到10.5，二者没有重迭，因而全岩样品的氧同位素成分是鉴别两种岩石类型的良好标志。氧同位素资料也弄清了拉马果花岗岩黄金麻的课题。这个深成岩的早期资料是含糊的，它含有红柱石，通常为S-型的指示矿物，但又具I-型的Na较高的特征。37Sr/86Sr 初始比值为0.70480，也表明是I-型的，而这一点现在已被8.55的5180值所证实。比比拜花岗闪长岩可能是异常的，这是一种中等镁铁质的缺角闪石的岩石，可归类为S一型。但0 它的化学特征是I一型的，有较高的Na和较低的Alz03/ (Na20+K20+CaO)克分子比值。其两个样品的61,10值高达10，应属s-型。化学准则的更充分应用，可以最终弄清这个问题。
已知有6180值超出7.9-10.5的花岗岩黄金麻类。Taylor (1968)讨论了世界许多地区各花岗岩类岩石中所观察到的大范围的6180值，提出岩浆中泥质成分的增加可以解释某种铝质花岗岩黄金麻的高6180值。近年来已补充许多“正常”花岗岩黄金麻类的氧同位素分析，5180的范围现在甚至大于原来Taylor所报导的数值。贝里代尔深成岩位置的重要性在于它是一个大致由相等比例的S一型和I一型岩石组成的岩基.普遍出现有交切关系，在岩浆形成和定位过程中，其源岩物质的原始氧同位素数据仍然保留。这一发现对岩基发展过程中，有关深成岩与流体之间的可能相互作用的细节有重要的影响。
野外关系和放射性年龄表明，在定位次序上S-型花岗岩黄金麻类常较早，s-型的平均6180 值的范围仅0.6%，但十个s-型中有四个6180值为10.2.深成岩大致都有相同的年龄并且有明显的地理限制，因此所有的S一型岩石的源岩物质都有相似的稳定同位素成分看来是合理的。另一方面，I一型的6180值范围有s-型两倍之多。未分异的地慢物质6180值大致为6，向上分异到富于长英质的物质，预料6180值将增加。因此，6180值近于8的深成岩(如特拉和乌尔维)在同位素上是比较原始的I一型。由于上部地壳物质不同程度的相互作用导致I一型中所见的S"O值范围大于S-型，而S一型岩浆的‘80含量将很少受与上地壳物质相互作用的影响。
本研究中所分析的最富1110的样品是细晶岩。达格梯岩体的72号样和金加林吉岩体的 55号样6180值分别为10.8和11.5.派生出细晶岩的岩浆原来富水，向上迅速地“压力一淬火”时丢失了大量的水。在岩浆温度时水被耗尽在与石英和长石有关的”O中，因此这种水的丢失有稍微增加残余熔体的‘80含量的作用。在这方面斯罗格拉斯岩体中的细晶岩(59号样)稍微异常，其8`#O值仅10.0，然而，其水含量也较低((0.52%)，这一事实可能与‘60 含量有关。
S-型岩石比I--型岩石更易发生绿泥石蚀变，分析了四个蚀变岩石样品，以检查这种蚀变对稳定同位素成分的影响。科特里兰和达格梯两个岩体的平均S' "O值是10.2，而强绿泥石化岩石的扮勺值，前一岩体为8.3和9.8，后一岩体为9.6和10.1，即蚀变作用降低了岩石的‘so含量。如果这种蚀变发生有水流体存在的情况下，而这种水流体又与这些冷却的深成岩接近氧同位素平衡(即岩浆来源的岩浆后期流体)，则低温绿泥石作用过程将增加岩石的’fo含量。由于发生的情况相反，故可得出结论，绿泥石作用是通过相对缺少’so的外部来源的流体作用而发生的。

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