Dovada pentru formarea rapida a granitului in timpul inundatiilor

Cuvinte cheie : granit, Bathurst Batholith, magma, metamorfism de contact, diguri, zone de alterare, sedimente fosilifere gazda, analize chimice, date experimentale, biotit, 238hal radiohalos, Po radiohalos, fluide hidrotermale, Potop

Introducere

In urma cu peste 50 de ani a existat o dezbatere intensa in comunitatea stiintifica conventionala despre originea si formarea granitelor (Pitcher 1993). Pentru majoritatea geologilor s-a rezolvat in mod concludent ca magmele granitice formate prin topirea partiala a rocilor profunde (continentale) sau a sedimentelor subduse la temperaturi de aproximativ 630–730 ° C. Magmele de granit fierbinte, fiind mai putin dense decat rocile sursa inconjuratoare, apoi au urcat prin fracturi si zone de alimentare pentru a intra in rocile superioare ale crustelor, inclusiv in straturile sedimentare fosilifere. Adesea, fluidele termice si hidrotermale eliberate de magmele granitice de racire au copt si / sau au modificat rocile gazda din jurul zonelor de contact (metamorfism de contact si / sau metasomatism).

Cu toate acestea, exista inca cateva probleme nerezolvate. Pe de o parte, exista problema timpului implicat pentru un astfel de proces, deoarece comunitatea geologica conventionala priveste, in general, timpul necesar de la topirea partiala pana la intruziune, cristalizare si racire a granitelor pentru a dura milioane de ani (Pitcher 1993; Young si Stearley 2008). Pe de alta parte, o solutie potentiala la problema timpului si un model alternativ pentru originea granitelor a fost prezentata de Gentry (1973, 1974, 1986, 1988). El a sustinut ca, deoarece radiohalosul polonium (Po) din boabele de biotita din granit parea a fi „orfan” (aparent nu exista precursori sau atomi parinti in situ) si, astfel, trebuiau sa se formeze extrem de rapid (din cauza existentei trecatoare a doi izotopilor poloniului), Po radiohalos si granitele care ii gazduiesc trebuiau sa fi fost create de o maniera sigura de Dumnezeu. El a concluzionat ca granitele sunt roci primordiale si a numit Po radiohalos drept „amprentele digitale ale creatiei”.

Observatia ca multe corpuri de granit intra roci sedimentare purtatoare de fosile care au fost depuse in timpul Potopului nu este considerata un obstacol in aceasta propunere pentru originea instantanee a granitelor. In schimb, Gentry (1986, 1988, 1989) a propus si a insistat ca corpurile primordiale de granit au fost intrinsec tectonic in timpul Potopului in timp ce erau reci, iar orice efecte termice care inconjoara marjele acestor corpuri de granit se datora incalzirii prin frecare in timpul amplasarii tectonice. Argumentul sau a fost ajutat de faptul observational ca expunerile limitate ale zonelor de contact la marginea corpurilor de granit sunt dificil de gasit. In orice caz,

Cateva studii anterioare au cautat sa stabileasca cazul pentru Po radiohalos care s-a format rapid din atomi de Po provenind din atomi de uraniu in declin in apropiere (U) si transportati prin fluide hidrotermale in faza de racire a corpurilor de granit (Snelling 2005a, 2008a, d; Snelling and Armitage 2003; Snelling and Gates 2009). Doar unul dintre aceste studii a inclus o investigare a zonei de contact din jurul unui corp de granit. De asemenea, niciun studiu anterior nu a examinat corpuri distincte si separate din granit, care s-au patruns intre ele in mod secvential. Studiul de fata cuprinde aceste doua aspecte in investigarea unui corp major de granit, doua generatii de diguri care intra in el si radiohalosul lor continut.

Munca de teren s-a desfasurat in iulie-septembrie 1974 ca obiectiv al unui B.Sc. (Onoruri) disertatie la Universitatea din New South Wales, Sydney, Australia, intr-o zona situata la aproximativ 185 km (115 mi) la vest de orasul Sydney (fig. 1). Au fost facute observatii detaliate ale campului in zona de contact de-a lungul marginilor granitului Bathurst, unde acesta a intrat in gazda straturilor sedimentare purtatoare de fosile si unde a fost intrus in sine de doua generatii de diguri granitice in stadiu tarziu. Disertatia nepublicata rezultata (Snelling 1974) a fost o descriere si o discutie a geologiei zonei de camp, insotita de harta geologica intocmita. Lucrari de teren suplimentare in regiune au fost intreprinse in iulie 1999 pentru a dobandi o perspectiva regionala in investigarea radiohalosului in granit si diguri. Acest studiu radiohalos ulterior a utilizat probe colectate in 1999 si arhivat esantioane din lucrarile de teren ale disertatiei din 1974. Rezultatele ofera dovezi convingatoare ca acest granit si fazele sale auxiliare au fost intr-adevar patruns rapid ca o magma fierbinte in straturile sedimentare fosilifere gazda inconjuratoare in timpul Potopului. Mai mult, radiohalos in aceste faze secvential intruse a trebuit sa fi fost produs rapid din atomi Po provenite de la atomi U in descompunere in aceste roci granitice.

Bathurst Batholith

Setare geologica

Bathurst Batholith, numit astfel dupa orasul care se afla deasupra acestuia, afleaza pe o suprafata de aproximativ 1600 km2 (620 mi. Sq.) (Fig. 1). Este format dintr-un pluton enorm (granitul Bathurst) si numeroase plutoni si diguri satelite inrudite mai mici. Desi adesea adanc impacat, granitul este bine expus in taierile rutiere si feroviare si in dealurile din jurul marginilor sale, care au fost cartografiate in detaliu. La contactul cu granitul, straturile sedimentare fosilifere gazda au fost metamorfozate si, in acest caz, au fost mai rezistente la intemperii (Joplin 1936; Snelling 1974; Vallance 1969).

Studiile anterioare ale lui Chaffer (1955) si Mackay (1959) au inclus cartografiere si investigatii geologice, precum si masurarea sectiunii tip pentru grupul Lambie de la Mt. Lambie in zona hartii si identificarea ansamblurilor fosile.

Aflorimentele sunt sarace in mare parte din Campiile Bathurst si se stie putin despre granitul din aceasta regiune. Cu toate acestea, lucrarile de teren timpurii ale lui Joplin (1931, 1933, 1935, 1944) care se ocupa de partea de est a batholitului au contribuit mult la cunoasterea noastra despre batholit in ansamblul sau ca un corp compus, concluzia ca batholitul este format din multiple plutonii cu compozitii variabile variind de la faze gabbroice minore pana la adamellite dominante (Chappell si colab. 1991; Joplin 1931; Knutson si Flood 1988; Vallance 1969). Principalele tipuri de roci plutonice din partea de est a batholitului, ca si in alte parti ale batholitului, sunt roz, granule uniforme, biotite-granit / adamellite, biotite-granit gri / adamellite cu fenocriste mari roz de feldspat de potasiu, cornblende-biotit granit / adamellite, si cornblende si granodiorite biotite (Joplin 1931). Toate sunt cu cereale medii spre grosiere si masive, cu contacte gradative intre mai multe soiuri. Granitele de biotita cu afectiuni mari de fenocristi din feldspat de potasiu, de exemplu, langa Sodwalls si Tarana, in zona studiata de Snelling (1974). Corpul satelit de tip Yetholme, care pare a fi legat de masa principala a batholitului, poarta, de asemenea, fenocristi de K-feldspat mari.

In general, relatiile de varsta dintre diferitele unitati granitice din batholit nu sunt clare. O exceptie evidenta de la aceasta regula este principalul corp de granit asemanator unui dig de 12,8 km (8 mi) lungime si adesea 0,8 km (0,5 mi) latime, care formeaza creasta Evans Crown langa Tarana si se extinde spre nord-nord-est est, taind peste Granitul Bathurst si straturile sedimentare gazda din jur. Numeroase diguri minore de granitic taiate de-a lungul marginilor granitului Bathurst si iesite in straturile gazda din jur. O buna expunere a acestor diguri se observa in numeroasele taieri ale cailor ferate dintre Sodwalls si Tarana. Pana la 45 m latime, aceste diguri granitice au aceeasi compozitie ca si granitul Bathurst si Evans Crown dig, adesea cu aceeasi textura porfritica (Snelling 1974).

Sondajele magnetice si radiometrice recente in aer au permis identificarea corpurilor separate cu diferite compozitii in afectiunea principala a baolitului (Branagan si Packham 2000). Fazele intruzive individuale sunt bine exprimate pe harti aeromagnetice moderne detaliate si in date radiometrice. Cartografierea detaliata folosind astfel de date combinate cu petrologia a permis prezentarea lor imbunatatita pe hartile geologice (Raymond si colab., 1998). Amplasarea acestor plutoane granitice a provocat metamorfism termic (coarne si piele) si metasomatism la straturile inconjuratoare.

Datarile anterioare K-Ar (Facer 1979) pe un adamellite din Dunkeld, chiar la est de orasul Bathurst, au dat o varsta totala a rocii de 304 ± 4 Ma si o varsta biotita de 301 ± 6 Ma pentru partea de vest a granitului Bathurst, s-a dovedit nesigur. Radiototopul datand metodele K-Ar, Rb-Sr si Re-Os a fost interpretat ca indicand un timp mediu de inlocuire a Batholt Batholith la 310 Ma (Scheibner si Basden 1998). Cu toate acestea, Shaw si Flood (1993) au sugerat ca aceste varste sunt prea mici. Datele nepublicate ale lui Shaw (Scheibner si Basden 1998) constau in datarea Rb-Sr mai extinsa a perechilor de biotite / rock in vrac si arata ca toate plutonii sunt mai vechi, intruziunile mafic fiind cele mai vechi la 340 Ma (Knutson si Flood 1988). Aceasta se situeaza in intervalul 338-349 Ma de la biotita in formarea Merriilor metamorfozate regional (Cas, Flood, si Shaw 1976). Cele mai tinere intruzive datate sunt digurile felsice nord-sud, care taie incrucisatul Bathurst Batholith, cu digul Coroanei Evans datand la 312 Ma. Histograma Shaw si Flood (1993) de 33 de varste biotite din toate plutonii majori ai batholitului sugereaza un maxim intruziv in jur de 325–330 Ma.

In cadrul sau structural, Bathurst Batholith este clar discordant de-a lungul unei mari parti. In afara de datarea radiometrica, dovada ca granitul a intrat mai tarziu decat plierea poate fi vazuta sub forma corpului de granit care se orienteaza spre est-vest, taind prin „graul” rocilor sedimentare pliate gazda (fig. 2). Partea vestica a batholitului se afla pe roci paleozoice inferioare bine despicate sau foliate. In locuri, rocile din tara gazda au fost schimbate local in concordante cu tendinta contactului. Caracteristici structurale importante, cum ar fi sistemele de defectiuni de tractiune la nordul batholitului sunt intersectate de corpul intrusiv, care este clar mai tanar decat defectiunile de tractiune.

Corpurile granitice care alcatuiesc bailolitul invadeaza roci din tara gazda la fel de tinere ca Devonianul superior, iar pe marginea de est sunt suprapuse de sedimente permiene. Dovezile disponibile din grosimea sedimentelor permiene suprapuse sugereaza ca adancimea acoperirii la marginea de est, cel putin, nu a fost mare, poate nu mai mult de 1,5 km (0,93 mi.). Distributia aureolului termic indica faptul ca contactele dintre granite si straturile sedimentare gazda sunt adesea mai putin adanci, asa cum se poate recunoaste in mod clar in zona Tarana. Numeroasele stocuri, inclusiv cele de la Yetholme si Meadow Flat, care sunt asemanatoare din punct de vedere litologic cu rocile din masa principala de granit a baolitului, dar totusi separate de aceasta la suprafata de pamant de astazi, sugereaza ca granitul nu este profund erodat.

Odata cu plierea si metamorfismul regional al straturilor sedimentare in ceea ce este acum centura de pliere Lachlan, numeroase granite post-cinematice, masive, orogene au fost patrunsa in aceste straturi gazda, inclusiv granitul Bathurst. Aceste granite se taie pe zonele structurale, iar stocurile de granitice individuale si baiolite arata o preferinta marcata pentru zonele de slabiciune crusta, cum ar fi linii preexistente si zonele de fractura. De exemplu, transversul Bathurst Batholith a fost amplasat de-a lungul liniei raului Lachlan (Scheibner si Stevens 1974). Datele aeromagnetice indica importanta unor directii de linie suplimentare pentru istoricul de inlocuire al Batholic Batholith (Raymond si colab., 1998). De asemenea, plutonii individuali, structura lor de multe ori concentrica si numeroasele diguri de tendinta nord-sud tarziu,

Gazda Rocks Intrudii Batholith

Bathurst Batholith si corpurile si digurile satelite inrudite intra in sedimentele si piroclasticurile pline din Silurian-Devonian. Doua zone tectonice distincte sunt recunoscute in regiunea locala – Hill End Trough si Capertee High (fig. 2). Colina de capat a dealului a fost locul sedimentarii active groase – aproape 7500 m de turbidite, flysch si piroclastice (Scheibner si Basden 1998). Aceste sedimente se subtiaza si se dezlipesc pe masura ce se suprapun inaltimea Capertee, despre care se crede ca a fost locul vulcanismului activ responsabil pentru o mare parte din materialul piroclastic si curgeri de lava in secventa sedimentara.

La baza sectiunii stratigrafice din zona mapata se afla Grupul Silurian Chesleigh (Scheibner si Basden 1998) (fig. 3) care se extinde putin la sud si la est de Meadow Flat (fig. 4), iar in zona sa de tip este de 1050 m. (3445 ft.) Gros (Packham 1968). Este alcatuit din turbidite, in primul rand ghete cenusii (bine sortate cu cuarturi unghiulare mici si fragmente de feldspat imprastiate de-a lungul unei matrice de argila) cu sisturi intretesute (compuse de obicei din graunte extrem de mici de cuart si feldspat ocazional asezate intr-o matrice de argila). In secventa cresc cantitatea de feldspat si aceste turbidite sunt intercalate cu tufe felsice, caracterizate prin fragmente de cuart, ortoclasa si plagioclaza intr-o masa de teren ultra-fina. Printre tufe se afla o lava de rinodacita porfritica, formata din cuart fragmentat,

Exista o schimbare accentuata a grupului crudin Devonian inferior, care se afla in mod corespunzator, de la sedimentarea bogata in cuart in depunerea vulcanogena a tufurilor felsice, a brecciilor tufase, a tufurilor cu banda intercalate cu ghete cenusii, pietrisuri si sisturi. Apoi a urmat acumularea formarii Merrions vulcanogene foarte raspandite, tabulate, (fig. 3), care consta in foi de lobat pentru a loba orizonturi de lave dacite si vulcaniclastice. Aceste doua unitati stratigrafice Devonian inferioare sunt impreuna aproximativ 1600 m (5250 ft.) Grosime in zona de studiu (Snelling 1974)

In Devonianul mijlociu sedimentele depuse in Jgheabul din capatul dealului si pe inaltimile alaturate au fost deformate regional in falduri in tendinta nord-sud, cu un decupaj axial. Aceasta a fost urmata de debutul sedimentarii molasice Devonian superioare cu depunerea grupului Lambie (fig. 3). In sectiunea tip de pe Mt. Lambie, Mackay (1959, 1961) a masurat 3405 m (11.170 ft) de sisturi rosiatice, siltstones, pietre de nisip, conglomerat si cuartite masive. Fosilile Devonianului superioare inregistrate in zona includ brachiopode (inclusiv patru specii de criptospirifer), scoici si fragmente de scoici. Granitul Bathurst este in contact direct intrusiv cu straturile superioare ale grupului Lambon Devonian, astfel incat granitul este clar mai tanar. Cu toate acestea, peste toate aceste unitati sedimentare Silurian-Devonian si granitul Bathurst de pe flancul sau estic se afla inconfundabil Conglomeratul Permian Megalong, un conglomerat pietruos masiv, care este unitatea bazala a bazinului vestic din Sydney (fig. 2).

Metamorfism in rocile gazda

Produsele metamorfice exogene genetice asociate cu batholitul sunt variabile. Multe roci despicate anterior sau frunzate au pastrat urme de structuri originale dupa recristalizare statica. Astfel, in zona Newbridge, pe marginea sud-vestica extrema a batholitului (Benson 1907), iar la nordul batholitului (Vallance 1969), ardezie dezvolta porfiroblastele de andaluzita sau chiastolita. Pe marginea sudica a baolitului, o anumita reactie intre rocile foliate si granit a dus local la formarea de roci cuartofeldspatice in banda descrise drept migmatite de Binns (1958).

Spre est, batholitul intra in contact cu roci mai putin deformate, iar cornfelele masive granoblastice sunt tipice in aureol. Produse similare au fost examinate in detaliu la Hartley (Joplin 1935), unde sedimentele Devonian superioare includ pietre de nisip bogate in cuart, sisturi si roci calcaroase impure. Printre gresiile si garniturile de sist, cele mai frecvente minerale sunt cuartul, biotitul, andaluzita si cordieritul. Mai multe roci calcaroase includ plagioclase, diopside, hornblende, wollastonite, grossular sau vesuvianite. Variatiile locale ale gradului sunt frecvente si nu toate claxonele poarta ansambluri de echilibru. Hornfelses de feluzat-andalit-biotit-potasiu (care indica conditiile de piroxen hornfels facies) si roci hornblende-diopside-plagioclase (facies hornblende-hornfels) apar ambele la Hartley (Joplin 1935, 1936). La contactele de granit din apropierea Taranei, rocile calcsilicate sunt derivate din calcare. Cornfelses silicatate (andradit-wollastonite) apar intre calcarul pur recristalizat si granitul, ceea ce sugereaza transferul materialului in contact. Purtarile de andradita-hedenbergita apar in diferite localitati, cum ar fi la Yetholme, unde un stoc de satelit a invadat o succesiune continand calcare si conglomerate cu pietricele de calcar (Vallance, 1969).

Istoria si semnificatia U si Po Radiohalos

Cand radiohalos a fost raportat pentru prima data intre 1880 si 1890, au ramas un mister pana la descoperirea radioactivitatii. Acum sunt recunoscute ca fiind orice tip de regiune deteriorata de radiatii dintr-un mineral, care rezulta din emisiile α de la o incluziune radioactiva centrala sau un radiocenter (Gentry 1973). Radiohalos, cand este privit in sectiuni subtiri de roca, apare de obicei ca inele concentrice care au fost initiate de descompunerea α in seria 238U sau 232Th (Gentry 1973, 1974). Radiohalos se gaseste de obicei in rocile igiene, cel mai frecvent in rocile granitice in care biotitul este un mineral major. Cu toate acestea, mai recent, radiohalos a fost, de asemenea, raportat ca fiind comun in biotita in unele roci metamorfice (Snelling 2005a, 2008b, c). Astfel, biotitul este mineralul principal in care apar radiohalosul. Desi initial observat in principal in rocile precambriene (Gentry 1968, 1970, 1971; Henderson si Bateson 1934; Henderson, Mushkat si Crawford 1934; Iimori si Yoshimura 1926; Joly 1917a, b, 1923, 1924; Kerr-Lawson 1927, 1928; Owen 1988; Wiman 1930), s-a dovedit ca radiohalos exista in roci care se intind de la Precambrian la Tertiar (Holmes 1931; Snelling 2000, 2005a; Stark 1936; Wise 1989).

Within the 238U decay series, the three Po isotopes have been the only α-emitters observed to form radiohalos other than 238U itself (fig. 5). These isotopes and their respective half-lives are 218Po (3.1 minutes), 214Po (164 microseconds), and 210Po (138 days), respectively. Their very short half-lives constrain the formation of the granites in which they are found to a short time frame because the Po radiohalos can only form after the granites have crystallized and cooled (Gentry 1986, 1988; Snelling 2000, 2005a). Thus, if granite magma emplacement and pluton cooling are not extremely rapid, then these Po isotopes would not have survived to form the Po radiohalos (Snelling 2008a). This is consistent with, and in support of, a young earth model.

Deoarece inelele care ar trebui produse de precursorii Po lipsesc in numeroase Po radiohalos (fig. 5) (Snelling, Baumgardner si Vardiman 2003), sursa Po pentru radiohalos a fost o zona de contentie (Snelling 2000) . A fost primar sau un proces secundar l-a transportat? Gentry (1986) a propus ca Po radiohalos sa fi fost produs de Po primordial, avand o origine independenta de orice U, sugerand ca toate granitele si rocile granitice au fost formate prin crearea fiatului in timpul saptamanii Creatiei. In schimb, pe baza tuturor probelor disponibile,

Ulterior, Snelling and Armitage (2003) a investigat radiohalosul in biotita in cadrul a trei plutoni de granit, demonstrand ca acesti plutoni de granit au fost intrusi si raciti in timpul Potopului. Ei au descoperit ca boabele de biotit contineau atat radiohalos complet format 238U, cat si 232Th in jurul incluziunilor zirconului si respectiv monazitei (radiocentrele), oferind astfel un record fizic, integral, istoric de cel putin 100 de milioane de ani in valoare (la ritmul de astazi) de descompunere radioactiva accelerata. in cursul viiturii viituri de-a lungul anului. Cu toate acestea, Po radiohalos a fost adesea gasit in aceleasi fulgi de biotita ca si U radiohalos, de obicei mai putin de 1 mm (0,04 in) distanta. Astfel, acestia au sustinut ca sursa izotopilor Po trebuie sa fi fost U in boabele de zircon din fulgii de biotita,

Deoarece precursorul la 218Po este gazul inert 222Rn, care este produs de descompunerea 238U in boabele de zircon si este capabil sa difuzeze din zabrele de cristal de zircon, Snelling si Armitage (2003) au motivat ca dovezile au confirmat modelul tentativ sugerat de Snelling (2000). In acelasi timp, pe masura ce magma de granit amplasata se cristalizeaza si se raceste, apa dizolvata in el este eliberata sub 400 ° C, determinand curgerea lichidelor hidrotermale in jurul mineralelor constitutive si prin plutonul de granit, inclusiv de-a lungul planurilor de clivaj din cadrul fulgilor de biotita. Snelling and Armitage (2003) si Snelling (2005a) au sustinut ca aceste fluide hidrotermale erau capabile sa transporte 222Rn (si izotopii sai fiici) din incluziunile zirconului catre siturile in care noi radiocenteri erau formati de izotopi Po care precipitau in imperfectiunile de zabrele care contin ioni rari de S , Se, Pb, halogenuri sau alte specii cu afinitate geochimica pentru Po. Transportul continuu de fluide hidrotermale de Po ar fi inlocuit, de asemenea, atomii de Po la radiocentre, intrucat α-s-au descompus pentru a produce radiohalos Po, furnizand astfel progresiv cei 5 × 109 Po atomi necesari pentru a forma radihalos Po complet inregistrati.

In mod semnificativ, niciunul dintre radiohalos (Po sau U) nu s-a putut forma sau pastra pana cand nu s-au format cristale de biotita si s-au racit sub temperatura de recoacere termica pentru piste α de 150 ° C (Laney si Laughlin 1981). Cu toate acestea, lichidele hidrotermale probabil au inceput sa transporte izotopii Rn si Po imediat dupa ce au fost expulzati din granitul cristalizat la temperaturi sub 400 ° C. Acest lucru implica faptul ca racirea plutonilor de granit continand radio-halo a trebuit sa fie extrem de rapida, in numai 6-10 zile (Snelling 2008a). Snelling, Baumgardner si Vardiman (2003) si Snelling (2005a) au rezumat acest model pentru transportul de fluide hidrotermale al produselor de descompunere in U (Rn, Po) intr-o diagrama in sase etape. Ultimul pas se incheie cu comentariul:

Odata cu trecerea in continuare a timpului si mai multe α-decaderi, atat radioalaos 238U si 210Po sunt complet formate, granitul se raceste complet si fluxul de lichid hidrotermic inceteaza. Retineti ca ambele radiohalos trebuie sa se formeze concomitent sub 150 ° C. Rata cu care se produc aceste procese trebuie, prin urmare, sa fie reglementata de timpul de injumatatire de 138 de zile de 210Po. Pentru a obtine radiohalos 218Po si 214Po, aceste procese ar fi trebuit sa aiba loc chiar mai repede. (Snelling 2005a)

Daca radiohalosul U si Po s-au format amandoi in 6-10 zile, in timp ce plutonii de granit s-au racit in timpul Potopului, atunci aceasta implica o valoare de 100 de milioane de ani de degradare accelerata de 238 U, a avut loc intr-un interval de timp de cateva zile. Astfel, sistematicele izotopice U-Pb din zirconii din aceste plutone de granit nu ofera cu siguranta „varste” absolute, asa cum sunt interpretate conventional.

Metode de teren si de laborator

Cartografiere si esantionare

In iulie-septembrie 1974 s-a petrecut in cartografierea geologica a unei suprafete de aproape 95 km2 (aproape 37 km2) care se incadreaza pe marginile granitului Bathurst si pe rocile gazda sedimentare purtatoare de fosile alaturate (fig. 2 si 6). Zona de studiu cuprinde satele Sodwalls si Tarana, in colturile de sud-est si sud-vest, respectiv satul Meadow Flat, in coltul de nord-vest (fig. 4). Accesul la o mare parte din zona a fost facilitat de calea ferata de vest din Sydney, iar Marea Autostrada de Vest traverseaza granita de nord si trece prin Meadow Flat.

Cartografierea a fost realizata folosind acoperirea aeriana a fotografiei din districtul Bathurst din 1964 (Bathurst Run Numerele 10 si 11, numerele foto 5162-5167 si, respectiv, 5057-5062). Perechile de fotografii aeriene au fost examinate indeaproape printr-un vizualizator stereoscop, iar limitele tentative dintre diferite unitati de roca au fost adnotate pe fotografii, impreuna cu locatiile afectiunilor. O harta geologica tentativa a fost apoi intocmita din aceasta interpretare a fotografiilor aeriene, transferand-o intr-o suprapunere compozita. Harta geologica produsa (fig. 4) a fost initial la scala de aer-fotografie de 1: 38.000.

Aceasta harta geologica tentativa a fost verificata in campuri de-a lungul granitelor dintre diferitele straturi, inregistrand detalii geologice la diferite afectiuni. Traversele au fost facute pe jos de-a lungul caii ferate, de-a lungul paraurilor si afluentilor lor, si de-a lungul crestelor si dealurilor. Diverse afectiuni au fost prelevate in mod corespunzator si fotografiate caracteristici semnificative, locatiile acestora fiind inregistrate cu atentie pe harta geologica. Probele au fost numite si numerotate corespunzator in functie de diferitele tipuri de roci. Daca este cazul, s-au efectuat masuratori de lovire si scufundare pe planurile de asternut din afectiunile unitatilor de roci sedimentare si astfel de detalii au fost inregistrate si pe harta geologica care a fost compilata.

Lucrari de teren suplimentare au fost intreprinse in regiune in iulie 1999. Obiectivul a fost de a oferi o perspectiva regionala zonei cartografiate si esantionate anterior, care a reprezentat doar o mica parte din marjele Bathurst Batholith (fig. 6). Mai multe afectiuni au fost esantionate de-a lungul autostrazilor si a drumurilor minore care se inconjoara si traverseaza baionul, esantioanele alese fiind reprezentative pentru marjele baolitului pentru comparatie cu esantioane similare din zona cartografiata anterior.

Analize chimice

Sapte probe colectate in timpul lucrarilor de teren din 1974 au fost selectate pentru analize chimice suplimentare. Acestea au inclus doua din granitul Bathurst, trei de la divanul Croans Evans (unul de la un dig alimentator, unul din faza cu granulatie grosiera si unul din marja racita) si doua mostre de diguri de porfira care taiau transversal ambele Bathurst Granitul si digul Coroanei Evans. Aceste probe au fost trimise laboratoarelor din Perth (Australia Occidentala) ale Laboratoarelor Asociate din Australia Pty Ltd pentru analize intregi.

Metode de laborator

Probele au fost zdrobite si pulverizate. Urmatoarele metode au fost apoi utilizate pentru a analiza compozitiile chimice ale acestor roci:

1. Analiza de fuziune cu fluorescenta cu raze X (XRF) a fost utilizata pentru a determina concentratiile de Si, Al, Fe, Ti, Ca si K, precum si pierderea la aprindere (H2O ±). Pentru a realiza acest lucru, probele pulverizate au fost incalzite intr-un creuzet de platina la 1000 ° C, topite cu un flux pe baza de tetraborat de litiu si stinse rapid. O precizie de numarare de ± 2% a fost obtinuta prin acumularea a peste 2500 de numarate pe varful elementului. Limitele de detectie au fost mai putin de 500 ppm, in functie de matrice.
2. Spectroscopia de absorbtie atomica (AAS) a fost utilizata pentru a analiza Mg, Mn, Na, Cu si Mo in urma atacului total de acid al probelor pulverizate. In timp ce Mg si Mn au fost incluse in determinarea fuziunii XRF, metoda AAS permite o reducere de 100 de ori a limitei de detectie. Precizia, bazata pe masurarea intensitatilor de lumina, a fost mai buna decat 5%. Limitele de detectie au fost toate de rutina de 5 ppm.
3. Analiza de granule de pulbere presata cu fluorescenta cu raze X (XRF) a fost utilizata pentru a determina concentratiile de S, presupunand ca nivelurile nu sunt mult mai mari de 1%. Precizia depindea in mare masura de dimensiunea particulelor, dar o precizie de ± 5% sau ± 50 ppm a fost demonstrata constant in acest laborator.

Odata obtinute toate rezultatele, s-au calculat procentele in greutate ale elementelor majore, urmata de distributia oxigenului proportional cu diversii oxizi pentru a recalcula procentele de oxid. Urmele au fost raportate ca concentratii de ppm.

Probele selectate pentru numararea radiohalos au fost sectionate subtire pentru a caracteriza mineralogia si texturile diferitelor tipuri de roci, in special granitele din masa principala a baolitului si stocurile de satelit, rocile granitice din diguri si rocile gazda care se invecineaza cu marginile granitul unde s-a produs metamorfismul. Mai mult, o evaluare precisa a continutului de minerale a mai multor probe de granit Bathurst si divanul Crown Evans a fost obtinuta prin numararea punctelor de sectiuni subtiri pentru analize statistice.

Numararea Radiohalos

Douazeci si patru de mostre de roci granitice au fost selectate dintre cele colectate in 1974, iar patru probe de granit colectate in 1999. Dintre aceste 28 de probe, douasprezece au fost din granitul Bathurst, opt au fost din divanul Croans Evans (sapte de dig granitic cu granule grosiere) stanca si una din marginea racita a digului), patru proveneau din diguri granitice intruse in granitul Bathurst, doua proveneau din diguri granitice care intra prin digul Coroanei Evans si doua erau din diguri granitice care taiau roci sedimentare gazda.

Portiuni din cele 28 de probe au fost zdrobite pentru a elibera boabele de biotita. Fulgi de biotita au fost apoi selectati cu pensete din fiecare proba strivita si asezate pe o bucata de banda Scotch ™ fixata pe suprafata plana a unei placi laminate pe o masa de laborator cu partea adeziva in sus. Dupa ce au fost montate numeroase fulgi de biotita pe partea adeziva a acestei bucati de banda, o bucata proaspata de banda Scotch ™ a fost asezata peste ele si presata ferm de-a lungul lungimii sale, astfel incat sa se asigure ca cele doua bucati au fost lipite impreuna cu fulgii de biotit ferm taiati. intre ele. Partea superioara de banda a fost apoi decojita inapoi pentru a desprinde foile care compun fulgii de biotita, iar aceasta bucata de banda cu foi subtiri de biotita aderenta la ea a fost asezata apoi pe o lama de microscop din sticla standard, astfel incat partea adeziva si subtire fulgi de mica i-au aderat. Aceasta procedura a fost repetata cu o alta bucata de banda Scotch ™ plasata peste banda originala si fulgi de biotita, atasate pe placa, fulgii de biotita aderenti sunt indepartati progresiv si transferati pe laturile microscopului. Dupa cum a fost necesar, s-au adaugat mai multe fulgi de biotita alese pentru a le inlocui pe cele complet trase. In acest fel, zeci de lamele la microscop au fost preparate pentru fiecare proba, fiecare cu multe (cel putin 20) fulgi subtiri de biotita montate pe el. Aceasta este similara cu metoda pioniera de Gentry (1988). Au fost preparate cel putin 50 de diapozitive la microscop pentru fiecare proba (cel putin 1000 de fulgi de biotit) pentru a asigura o buna statistica reprezentativa de esantionare. fulgii de biotita aderenti sunt indepartati progresiv si transferati pe partile microscopului. Dupa cum a fost necesar, s-au adaugat mai multe fulgi de biotita alese pentru a le inlocui pe cele complet trase. In acest fel, zeci de lamele la microscop au fost preparate pentru fiecare proba, fiecare cu multe (cel putin 20) fulgi subtiri de biotita montate pe el. Aceasta este similara cu metoda pioniera de Gentry (1988). Au fost preparate cel putin 50 de diapozitive la microscop pentru fiecare proba (cel putin 1000 de fulgi de biotit) pentru a asigura o buna statistica reprezentativa de esantionare. fulgii de biotita aderenti sunt indepartati progresiv si transferati pe partile microscopului. Dupa cum a fost necesar, s-au adaugat mai multe fulgi de biotita alese pentru a le inlocui pe cele complet trase. In acest fel, zeci de lamele la microscop au fost preparate pentru fiecare proba, fiecare cu multe (cel putin 20) fulgi subtiri de biotita montate pe el. Aceasta este similara cu metoda pioniera de Gentry (1988). Au fost preparate cel putin 50 de diapozitive la microscop pentru fiecare proba (cel putin 1000 de fulgi de biotit) pentru a asigura o buna statistica reprezentativa de esantionare.

Fiecare diapozitiv pentru fiecare proba a fost apoi examinat cu atentie la un microscop petrologic in lumina polarizata in plan si au fost identificati toti radiohalosii prezenti, observand orice relatie intre diferitele tipuri de radiohalo si orice caracteristici neobisnuite. Numerele fiecarui tip de radiohalo in fiecare diapozitiv au fost contorizate mutand progresiv diapozitivul inapoi si inapoi pe campul vizual, iar numerele pentru fiecare diapozitiv au fost apoi marite si tabulate pentru fiecare proba.

Rezultate

Cartografiere si esantionare

Harta geologica rezultata din munca intensa de teren este prezentata in Fig. 4 (Snelling 1974). Marcate pe harta sunt limitele interpretate intre diferitele unitati de stanca aferente din zona, drenurile paraului, satele, drumurile majore si calea ferata. Masuratorile de lovire si scufundare a asternutului in unitatile sedimentare gazda sunt inregistrate pe harta in locatiile in care au fost obtinute, iar punctele negre numerotate reprezinta locurile de colectare a esantioanelor. Doar acele mostre utilizate in acest studiu radiohalos sunt marcate pe harta. Si in jurul granitelor hartii nu numai ca sunt marcate coordonatele longitudine est si latitudine sud, dar exista, de asemenea, un sistem de coordonate grila de un kilometru la un kilometru marcat si adnotat pentru usurinta de a face referire la locatiile hartii.

Roci sedimentare gazda, secvente si relatii stratigrafice sunt prezentate in Fig. 3. Deoarece au fost metamorfozate regional, sunt mai rezistente la intemperii si eroziune, deci formeaza pamantul superior in vederea panoramica din Fig. 7. Aceasta vedere este privind spre vest si sud-vest de varful Muntelui. Lambie, la 1284 m (4213 ft.) Cel mai inalt punct din zona hartii (fig. 4). Urmatoarea creasta spre vest (centru si dreapta in fig. 7) este digul Coroanei Evans. Aceste variatii topografice in functie de tipurile de roca pot fi observate si in sectiunea geologica din Fig. 8, care taie aproximativ est-vest pe Fig. 4 prin varful Muntelui. Lambie. Deoarece granitul Bathurst este mai rezistent, acesta ocupa pamantul inferior de-a lungul raului Solitaire, in portiunea de sud a zonei hartii (fig. 4), asa cum se observa in Fig. 7 si 9.

Adiacente marginilor granitului Bathurst din vestul si nordul zonei hartii se afla stocurile periferice ale aceluiasi granit – respectiv stocurile de Eusdah si Meadow Flat (fig. 4 si 10). Traversand marja granitului Bathurst langa Tarana si apoi prin rocile sedimentare gazda inconjuratoare aproximativ spre nord pentru a forma Bald Ridge (fig. 4 si 9) si Evans Crown (fig. 7) este digul Croans granitic Evans (fig. 11) ), care este estimat sa aiba 12,8 km (8 mi) lungime si adesea 0,8 km (0,5 mi.) latime. In taierile de cale ferata de pe langa Solitaria Creek, la sudul imediat al Bald Ridge, din granitul Bathurst, s-a descoperit ca digul Coroanei Evans se imparte in mai multe diguri mai mici. In aceeasi zona se gasesc mai multe diguri granitice (acide) in digul Coroanei Evans, dupa imbinare si paralelizare. Cateva diguri bazaltice (de baza) (fig. 12) si numeroase diguri granitice minore (similare cu cele care se afla in digul Coroanei Evans), de asemenea, se taie de-a lungul marginilor granitului Bathurst, urmand si in paralel imbinare si se extind in straturile sedimentare gazda din jur (fig. 13). Expuneri bune ale acestor diguri se vad in numeroasele taieri de cale ferata dintre Sodwalls si Tarana (fig. 4). Pana la 45 m latime (aproximativ 150 de metri) latime, aceste diguri granitice au aceeasi compozitie minerala ca si Granitul Bathurst si Evans Crown dig, adesea cu aceeasi textura porfritica. Expuneri bune ale acestor diguri se vad in numeroasele taieri de cale ferata dintre Sodwalls si Tarana (fig. 4). Pana la 45 m latime, aceste diguri granitice au aceeasi compozitie minerala ca si granitul Bathurst si Evans Crown dig, adesea cu aceeasi textura porfritica. Expuneri bune ale acestor diguri se vad in numeroasele taieri de cale ferata dintre Sodwalls si Tarana (fig. 4). Pana la 45 m latime, aceste diguri granitice au aceeasi compozitie minerala ca si granitul Bathurst si Evans Crown dig, adesea cu aceeasi textura porfritica.

Contextul regional al zonei mapate in raport cu intregul Bathurst Batholith este prezentat in Fig. 6. Siturile din care au fost colectate probele regionale ale granitului Bathurst sunt marcate. Aceste probe alese au fost reprezentative pentru batholit si foarte asemanatoare ca aspect si compozitie cu granitul Bathurst din zona mapata.

Analize chimice

Analizele chimice cu roti intregi pentru rocile granitice selectate sunt enumerate in tabelul 1. In acest tabel este inclus un esantion de granit Bathurst din zona Sodwalls (proba 2) a carui analiza chimica a fost raportata de Joplin (1963).

Fotomicrografele reprezentative pentru unele dintre esantioanele granitului Bathurst, digul Coroanei Evans si digurile minore granitice sunt furnizate in Fig. 14. Continutul mineral al esantioanelor selectate din granitul Bathurst si digul Crown Evans obtinut prin contorizarea punctelor de sectiuni subtiri , analizele modale, sunt enumerate in tabelul 2.

Numararea Radiohalos

Fotomicrografele unor radiohalos reprezentative sunt prezentate in Fig. 15. Statisticile radiohalosului numarat in cele 28 de probe de granitice alese sunt enumerate in tabelul 3. Numarul de radiohalos pe diapozitiv a fost calculat adaugand numarul total al tuturor radiohalosului gasit in fiecare proba, impartita la numarul de diapozitive realizate si vizualizate pentru numararea radiohalos. Numarul de Po radiohalos per diapozitiv a fost calculat intr-un mod similar, cu exceptia numarului total de Po radiohalos impartit la numarul de diapozitive examinate pentru esantionul respectiv. Si in final, raportul din ultima coloana a fost calculat luand numarul de radiohalos 210Po si impartind la numarul de halogi 238U.

Discutie

Rezultatele studiului prezent

In zona mapata exista o secventa certa pentru formarea rocilor granitice. Rocile sedimentare purtatoare de fosile au fost intrinse pentru prima data de plutonul major al granitului Bathurst. Fig. 16 arata contactul granitului Bathurst (dreapta) cu straturile sedimentare ale grupului Lambie care poarta fosile gazda intr-o cale ferata taiata la reteaua de retea 993589 din fig. 4 (din Snelling 1974). Observati apoteizele de granit asemanatoare venei care ies in straturile sedimentare din granit spre stanga liniei de contact. De asemenea, observati ca asternerea straturilor sedimentare a fost perturbata in apropierea contactului. Ambele observatii indica faptul ca granitul avea componenta unei magme fierbinti care curgea pe masura ce isi forta drumul in sus si in straturile sedimentare gazda, in loc sa fie un corp solid, rece, care a fost amplasat tectonic.

Alte observatii pentru a raspunde la aceasta intrebare daca granitul era fierbinte sau rece atunci cand intrus sunt disponibile cu usurinta. Granitul de la contact si in apoteizele din fig. 16 este cu granulatie grosiera si este acelasi ca granulul aflat in alta parte a plutonului, astfel incat corpul de granit intrus pare sa fi fost la o temperatura uniforma. Daca plutonul a fost amplasat tectonic, ar trebui sa existe dovezi in zona de contact fie a topirii si recristalizarii, fie a zdrobirii mecanice a granitului. Daca s-ar fi produs topirea si recristalizarea, atunci granitul la contactul cu straturile sedimentare si in apoteize ar putea fi de o dimensiune vizibil diferita decat granitul din corpul principal, contrar celor observate. Alternativ, daca s-a produs vreo zdrobire mecanica la marginea corpului de granit, apoi granitul si straturile sedimentare gazda de la contact trebuie sa prezinte semne de mitonizare, ceea ce nu este evident. De asemenea, nu este de asteptat ca apoteizele venei, deoarece acestea indica curgerea fluidului si nu strivirea mecanica.

In plus, intruziunea de granit fierbinte ar fi afectat straturile sedimentare purtatoare de fosile gazda adiacente, creand aureola metamorfica de contact observabila. Dupa cum s-a mentionat deja (Fig. 16), este evident ca stratul sedimentar foarte aproape de contactul granitului a fost perturbat, nu strivit, probabil atat prin intruziunea corpului principal de granit, cat si a apoteizelor. Acest lucru s-ar fi datorat mecanicii fluxului de fluid al unei magme fierbinti, mai degraba decat inlocuirea tectonica a unui corp rece. Cu toate acestea, observatia definitiva care este in concordanta cu intrusul unei magme granitice fierbinti este metamorfismul de contact al straturilor sedimentare gazda adiacente marginii de granit.

Atat Mackay (1959) cat si Snelling (1974) au catalogat ansamblurile minerale metamorfice de contact in aureolul adiacent marjelor granitului Bathurst din zona Sodwalls-Tarana (fig. 4). Aceste ansambluri minerale sunt rezumate in diagramele ACF-A′KF din Fig. 17. Ansamblurile minerale infasurate ale facieselor albite-epidote-hornfels se gasesc in rocile sedimentare gazda din marginile exterioare ale aureolei de contact unde se afla temperaturile de contact metamorfismul a fost foarte scazut. Mai mult, multe dintre aceleasi minerale caracterizeaza ansamblurile tipice fatetelor greschiste produse de metamorfismul funerar regional al acestor straturi sedimentare. In orice caz, ansamblurile minerale ale faciesului hornblende-hornfels din aureola mai aproape de contactul cu granitul Bathurst ies in evidenta in contrast clar cu metamorfismul de inmormantare regional al straturilor sedimentare gazda din jur. Aceasta facies cuprinde majoritatea rocilor care formeaza aureola de contact evidenta. De asemenea, este semnificativ faptul ca sillimanitul, care este caracteristic fatetelor piroxene-hornfels la temperatura chiar mai ridicata, nu este prezent in aureola chiar mai aproape de contact, dar se gaseste in granit chiar la granita (Snelling 1974).

Conditiile de temperatura-presiune (PT) din aureola de contact pot fi determinate prin curbele de calibrare experimentale pentru reactiile minerale. Fig. 18 prezinta campurile PT ale acestor facies ale metamorfismului de contact (Turner 1968). Pozitia curbei minime de topire pentru cuart-ortoclaza-albita (Qz-Or-Ab) implica cea mai ridicata temperatura la cea mai mica presiune (adica cea mai mica adancime) la care faciesul hornblende-hornfels ar fi produs in aceasta aureola impotriva Granitul Bathurst topit este de 700 ° C si presiune de 2 kb, aproximativ echivalent cu o adancime mai mica de 5 km (3 mi.) (Bucher si Fry 2002). Confirmarea conform careia adancimea amplasarii granitului a fost mica este indicata de observatiile de imbinare si bandajare a fluxului in granit in concordanta cu acele afectiuni de langa acoperisul plutonului (Snelling 1974), si confirmata prin masuratori ale grosimilor stratigrafice deasupra granitului. Confirmarea independenta a faptului ca granitul ar fi topit la 700 ° C (sau mai mult) este in concordanta cu lucrarile experimentale la formarea granitului (Johannes si Holtz 1996; Tuttle si Bowen 1958).

Relatiile de camp indica clar ca digul Coroanei Evans a intrat intr-o fractura majora prin granitul Bathurst si, de asemenea, a patruns in straturile sedimentare din jur. Portiunile centrale ale digului sunt grosiere si uniforme ca granitul Bathurst, dar marjele sunt racite impotriva granitului gazda. Aceste relatii indica digul intrus ca o magma granitica fierbinte similara cu cea a granitului Bathurst (si probabil chiar din aceeasi sursa de magma). Alte observatii indica faptul ca granitul Bathurst s-a racit considerabil inainte de intruziunea acestui dig. Unele dintre marginile racite din dig prezinta o textura pronuntata cu banda de flux paralela cu contactul (Snelling 1974). Mai mult, dezvoltarea intergroparilor grafice de cuart-feldspat,

In urma intruziei digului Coroanei Evans, magma granitica reziduala a intrat ca diguri mai mici, care au taiat granitul Bathurst. Aceste diguri urmeaza articulatiile si fracturile in si paralel cu digul Coroanei Evans, si continua si in interiorul si peste straturile sedimentare gazda. Atat texturile de reactie, cat si amestecurile minerale din aceste diguri granitice sugereaza ca fenocristele s-au cristalizat inainte de injectarea digurilor in granitul Bathurst si, de asemenea, peste digul Coroanei Evans (Snelling 1974). Zonele de modificare marginale pentru contactele ascutite ale digurilor cu rocile de perete indica faptul ca magma era inca fierbinte cand a fost injectata, iar digurile sunt frecvent bandate in paralel cu aceste contacte (fig. 19).

Analizele chimice cu roci intregi ale rocilor granitice sunt enumerate in tabelul 1, in ordinea cresterii continutului de silice (SiO2). Retineti ca probele de granit Bathurst au cel mai mic continut de silice si ca in fazele ulterioare ale digului (atat divanul Croans Evans, cat si digurile mai mici care il intra si granitul Bathurst), continutul de silice este crescut. Aceasta tendinta de silice este oarecum paralela cu secventa de timp a intruziunii, care este in concordanta cu interpretarea ca mai tarziu fazele digului granitic au fost derivate din magma reziduala a granitului Bathurst. Aceasta relatie este bine recunoscuta si caracterizata in literatura de specialitate (Hall 1996). Exceptie face granitul plat Meadow din stocul de satelit, la nord de zona mapata (fig. 4), care este similar litologic cu granitul Bathurst, dar are cel mai mare continut de silice al esantioanelor (tabelul 1).

Lucrarile experimentale de pionierat ale lui Tuttle si Bowen (1958) au condus la dezvoltarea de scheme grafice pentru clasificarea rocilor granitice bazate atat pe analize modale cat si normative. Analizele modale sunt obtinute prin numararea directa a continutului mineral al rocilor in sectiuni subtiri, in timp ce analizele normative se bazeaza pe calcularea continutului mineral ideal din oxizii obtinuti in analizele chimice din roca intreaga. Odata obtinute, analizele modale si normative au fost reformate sau normalizate astfel incat cele trei componente ale cuartului, ortoclazei si plagioclazei, respectiv cuartul, ortoclasa si albita au totalizat 100% pentru fiecare roca. Acestea au fost apoi trasate pe diagrame de compozitie triunghiulara cu mineralele respective la apetitele lor (fig. 20 si 21). Rezultatele surprinzatoare au fost ca ambele scheme au reprezentat aproximativ acelasi punct,