Esecul datarii U-Th-Pb la Koongarra, Australia – creatie.com

de Andrew Snelling

Introducere

Datarea radiometrica a fost folosita acum aproape 50 de ani pentru a stabili „fara indoiala” vechimea de mai multe miliarde de ani a coloanei geologice a Pamantului. Desi aceasta coloana si „varsta” sa au fost stabilite cu mult inainte de aparitia datarii radiometrice, aceasta din urma a fost folosita pentru a cuantifica „varstele” straturilor si a fosilelor din coloana, astfel incat in ​​mintea oamenilor, astazi, datarea radiometrica a „dovedit” presupusa antichitate a pamantului.

Cu toate acestea, este important sa ne amintim ca toate metodele de datare radiometrica se bazeaza pe trei ipoteze principale: –

1. Sistemul fizico-chimic trebuie sa fi fost intotdeauna inchis. Astfel, niciun parinte, fiica sau alte produse de descompunere din sistem nu au putut fi eliminate si niciun parinte, fiica sau alte produse de descompunere din afara sistemului nu au putut fi adaugate.
2. Initial, sistemul trebuie sa nu contina niciunul dintre elementele sale fiice sau produsele de descompunere sau, cel putin, trebuie sa cunoastem conditiile de pornire / starea sistemului de descompunere.
3. Rata de descompunere, denumita timpul de injumatatire a elementului parinte radioactiv, trebuie sa fi fost intotdeauna aceeasi, adica constanta.

Natura extrem de speculativa a tuturor metodelor de datare radiometrica devine evidenta atunci cand cineva isi da seama ca niciuna dintre ipotezele de mai sus nu este valabila sau probabila. Pur si simplu, nu se poate observa ca niciuna dintre aceste presupuneri nu a fost intotdeauna adevarata de-a lungul presupuselor milioane de ani in care elementele radioactive s-au presupus ca au fost in descompunere.

Dintre diferitele metode radiometrice, plumbul de uraniu-toriu (U-Th-Pb) a fost folosit pentru prima data si este inca utilizat pe scara larga astazi, in special atunci cand sunt prezente zirconii in roci. Dar metoda nu da intotdeauna rezultatele „asteptate”, ceea ce duce la intrebari fundamentale despre validitatea acesteia. Intr-adevar, sistemul U-Th-Pb este binecunoscut ca este predispus la comportamentul sistemului deschis, U fiind deosebit de mobila din punct de vedere geochimic, ceea ce inseamna ca U se pierde cu usurinta din retelele cristaline ale mineralelor utilizate pentru „datare”, inclusiv zirconii. Pb este, de asemenea, predispus la difuzie din minerale. Astfel, este discutabil de ce este inca folosita aceasta metoda radiometrica de „intalnire”. In schimb, este din ce in ce mai mult aplicat in moduri mai sofisticate la problemele geologice de „intalnire”.

In concluzia unei lucrari recente care expune neajunsuri si critica validitatea metodei populare de rubidiu-strontiu (Rb-Sr) iocron, Zheng a scris:

„… Unele dintre ipotezele de baza ale metodei conventionale Rb-Sr trebuie sa fie modificate, iar un izochron observat nu defineste cu siguranta o informatie valabila de varsta pentru un sistem geologic, chiar daca o bunatate de potrivire a punctelor experimentale de date este obtinuta in complotarea 87Sr / 86Sr vs. 87Rb / 86Sr. Aceasta problema nu poate fi trecuta cu vederea, mai ales in evaluarea scarii numerice de timp. Intrebari similare pot aparea si in aplicarea metodelor isocron Sm-Nd si U-Pb’1

Printre preocuparile manifestate de Zheng s-au numarat problemele cu izochronii anormali, adica acolo unde exista o relatie liniara aparenta intre raporturile 87Sr / 86Sr si 87Rb / 86Sr, chiar si o linie excelenta de cea mai buna potrivire intre raporturile obtinute din probe cogenetice bune, si totusi izocronul rezultat si „varsta” derivata nu au un sens geologic distinct. Zheng a documentat raportarea copioasa a acestei probleme in literatura de specialitate, unde li s-au dat diverse denumiri acestor izocroni anormali, cum ar fi izoicron aparent, izochronul de manta si pseudo-mocrocron; izocron secundar, iacron mostenit, izocron sursa, izocron erupt, linie de amestec si izoic.

Izochroni anormali sau falsi similari sunt obtinuti in mod obisnuit din datele U-Th-Pb, ceea ce este surprinzator, avand in vedere comportamentul comun deschis al sistemului U-Th-Pb. Cu toate acestea, in literatura de specialitate, aceste probleme sunt frecvent limitate sau impinse deoparte, insa aparitia lor din ce in ce mai mare dintr-o varietate de setari geologice ridica in mod serios intrebarea daca datele U-Th-Pb produc vreodata informatii valide despre „varsta”. Un astfel de cadru geologic care da aceste U -Th -Pb „varste” si „izochroni” false este depozitul de uraniu Koongarra si zona inconjuratoare (Teritoriul de Nord, Australia).

Figura 1. Harta geologica regionala care arata locatia zacamantului de uraniu Koongarra

Figura 2. Harta locala de geologie care arata locatia oongodiilor Koongarra nr. 1 si nr. Din cauza acoperirii superficiale, unitatile geologice si conturul mineralizarii sunt proiectate la suprafata de la baza intemperiilor.

Zona Koongarra

Zona Koongarra se afla la 250 km est de Darwin (Teritoriul de Nord, Australia) la latitudinea 12A¡52’S si la longitudina 132A¡50’E. Geologia regionala a fost descrisa in detaliu de Needham si Stuart-Smith2 si de Needham3,4 (a se vedea figura 1), in timp ce Snelling5 descrie zacamantul de uraniu Koongarra si geologia locala a zonei (a se vedea figura 2).

Depozitul de uraniu Koongarra are loc pe un teren metamorfic care are un subsol arhaean format din cupole de granitoide si gneise granitice (Complexul Nanambu), cel mai apropiat afloriment fiind 5 km spre nord (a se vedea figura 1). Unele dintre metasedimentele proterozoice inferioare suprapuse au fost accentuate la aceste cupole in timpul metamorfismului regional de gradul amfibolit (estimat ca ar reprezenta conditii de 5-8 kb si 550-630A C) la 1800-1870 Ma (acum milioane de ani, conform datarilor evolutive conventionale ). Pliere reconstituitoare isoclinala multipla insotita metamorfism. Formatia de Cahill Proterozoic Inferior, care flancheaza complexul Nanambu, a fost impartita in doi membri. Membrul inferior este dominat de o dolomita bazala groasa si trece tranzitional in sus in membrul superior psammitic, care este in mare parte schist feldspatic si cuartit. Mineralizarea de uraniu de la Koongarra este asociata cu orizonturile grafitice din schitele clorizate de cuart-mic (A feldspar A ± granat) care se afla la baza dolomitei bazale in membrul inferior (vezi Figurile 2 si 3). O perioada de 150 Ma de intemperii si eroziune a urmat metamorfismului. O secventa groasa de pietre de nisip, in esenta, plate (Formation Kombolgie Proterozoica de Mijloc) a fost apoi depusa inconformativ pe subsolul Arcaean-Proterozoic inferior si metasedimente. La Koongarra, defectarea ulterioara inversa a juxtaposit schistii formatiei Cahill inferioare si gresia Formatiei Kombolgie. O perioada de 150 Ma de intemperii si eroziune a urmat metamorfismului. O secventa groasa de pietre de nisip, in esenta, plate (Formation Kombolgie Proterozoica de Mijloc) a fost apoi depusa inconformativ pe subsolul Arcaean-Proterozoic inferior si metasedimente. La Koongarra, defectarea ulterioara inversa a juxtaposit schistii formatiei Cahill inferioare si gresia Formatiei Kombolgie. O perioada de 150 Ma de intemperii si eroziune a urmat metamorfismului. O secventa groasa de pietre de nisip in esenta plat (Formation Kombolgie Proterozoica de Mijloc) a fost apoi depusa inconformativ pe subsolul Arcaean-Proterozoic inferior si metasedimente. La Koongarra, defectarea ulterioara inversa a juxtaposit schistii formatiei Cahill inferioare si gresia Formatiei Kombolgie.

Figura 3. Sectiune transversala simplificata prin orebodul nr. 1, Koongarra, care arata geologia, distributia mineralelor de uraniu si alterarea si fluxul de ape subterane.

Datorita plierii izoclinice recombinate a unitatilor metasedimentare ale formatiei Cahill, secventa tipica de roca intalnita la Koongarra este probabil o tectono-stratigrafie (a se vedea figura 3): –

Perete agatator-schist de muscovita-biotit-cuart-feldspat (cel putin 180 m grosime) -garnet-muscovita-biotita-schist de cuart (9-100 m grosime) -schif bogat in sulfura-grafit-mica-cuart (± ± granat) (cca. 25 m grosime -unitate marcatoare de schit grafit-cuart-clorit (5-8 m grosime) Zona mineralizata-schist cu quartz-clorit (± analit, granat, sillimanit, muscovit) (50 m grosime) Picior de perete -reversa defect breccia ( 5-7 m grosime) – piatra de piatra a formatiei Kombolgie

Deformarea polifazica a insotit metamorfismul sedimentelor originale, care au fost probabil dolomit, sisturi si siltstones. Johnston6 a identificat un eveniment D2 ca fiind responsabil pentru foliatia dominanta S2 a secventei schist, care la Koongarra se scufunda la 55 ° catre sud-est. Caracteristica structurala dominanta este totusi sistemul de defectiune inversa care se intinde la aproximativ 60 ° la sud. -east, sub-paralel cu foliatia dominanta S2 si limitele litologice, chiar sub zona mineralizata.

Depozitul de Uraniu

Exista doua orebode discrete de uraniu la Koongarra, separate printr-o zona stearpa cu o latime de 100 m (a se vedea figura 2). Orebodia principala (nr.1) are o lungime de lovire de 450 m si persista pana la 100 m adancime. Mineralizarea secundara a uraniului este prezenta la schistii impacati, de sub acoperirea nisipului superficial pana la baza intemperiilor la adancimi care variaza intre 25 si 30 m (a se vedea figura 3). Aceasta mineralizare secundara a fost derivata din descompunerea si scurgerea zonei mineralizate primare si formeaza un evantai de material de calitate minerala dispersat in panta in jos pentru aproximativ 80 m spre sud-est. Zona mineralizata primara cu uraniu in sectiune transversala este o serie de lentile partial coalescente, care formeaza impreuna o pana alungita, care se scufunda la 55 ° catre sud-est, in unitatea de schista cu cuart-clorit gazda, sub-paralela cu defectul invers.

Suprapus pe ansamblurile minerale metamorfice prograde primare ale unitatilor schistului gazda este o halo de modificare primara distincta si extinsa asociata, si cogenetica, cu mineralizarea uraniului (vezi figura 3). Aceasta modificare se extinde pana la 1,5 km de minereu intr-o directie perpendiculara pe unitatea gazda cu schita de cuart-clorit, deoarece mineralizarea este in esenta stratificata. Zona exterioara a halo-ului de modificare este dezvoltata cel mai mult la schisti semi-pelitici si se manifesta prin inlocuirea pseudomorfa a biotitei cu clorit, rutil si cuart, si feldspat prin sericit. Silicificarea a avut loc si in planurile de defect si in gresia Formatiei Kombolgie de sub mineralizare, in special adiacenta defectului invers. Asocierea acestei modificari externe a halo-ului cu mineralizarea este demonstrata de distributia aparent simetrica a acestei modificari in jurul orebodei. In zona de alterare interioara, la mai putin de 50 m de minereu; tesatura de roca metamorfica este perturbata, iar cuartul este inlocuit cu clorit pervasiv si mica fengitica, si granat cu clorit. Mineralizarea cu uraniu este prezenta doar acolo unde a avut loc aceasta modificare.

Minereul primar este format din vene si veinleturi uraninite (grosime de 1-10 mm) care taiaza incrucisarea foliatia S2 a gazdei schistului de cuart, curat si modificat hidrotermic. Grupuri de vene uraninite sunt impletite intim de clorit, care formeaza matricea brecciilor gazda. Cerealele uraninite mici (10-100 mm) euedrice si subedrice sunt diseminate fin in alterarea cloritica adiacenta venelor, dar aceste boabe pot coagula pentru a forma ciorchini, siruri si uraninita masiva. Au fost de asemenea remarcate coloforme grosiere si mase uraninite botryoidale si sferule uraninite cu texturi interne de dantela, dar cea mai mare parte a minereului pare a fi de tip diseminat, cu intepaturi discontinue subtiri (<0,5 mm) si dungi de uraninite si siruri continue ambele paralel si discordant fata de foliatie (S2),

Asociata minereului sunt volume minore (pana la 5%) de sulfuri, care includ galena si calcopirita mai mica, bornite si pirite, cu boabe rare de aur autohton, claustalita (PbSe), gersdorffite-cobaltit (NiAsS-CoAsS) si mackinawite ( Fe, Ni) 1.1S. Galena este cea mai abundenta, care apare in mod obisnuit sub forma de cuburi (5-10 mm latime) diseminata in uraninite sau gangue, si ca stringere si veinleturi umpland in special fracturi subtiri in uraninite. Galena poate de asemenea sa depaseasca claustalita si sa inlocuiasca piritul si calcopiritul. Cloritul, predominant cloritul de magneziu, este ganga principala, iar asocierea sa intima cu uraninita indica faptul ca cele doua minerale s-au format impreuna.

Oxidarea si modificarea uraninitei in zona minereului primar a produs o varietate de minerale secundare de uraniu, in principal silicati de uranil.7 Venele uraninite, chiar si vene peste 1 cm latime, au fost complet modificate in situ . In zona minereului primar, acest lucru este in situinlocuirea uraninitei este mai accentuata imediat peste breccia de defect invers si aceasta modificare si oxidare se diminueaza stratigrafic in sus. Este insotita de colorarea hematita a schionistilor, modificarea mai intensa a hematitei in apropierea si in apropierea bresei de defect invers fiind datorata inlocuirii hematitului de clorit. Mineralizarea secundara a ventilatorului de dispersie in schistul rezistent deasupra orebodei nr.1 este caracterizata de fosfati de uranil gasiti exclusiv in „coada” ventilatorului. Departe de coada, uraniul este dispersat in schistii impacati si adsorbit pe argile si oxizi de fier.

„Epoca” mineralizarii cu uraniu este problematica. Mineralizarea trebuie, totusi, sa dateze atat gresia Formatiei Kombolgie, cat si defectul invers al Koongarra, deoarece ocupa zonele breccia generate de defecarea inversa post Kombolgie. Modelul de modificare care este intim asociat cu minereul traverseaza, de asemenea, defectiunea inversa in gresia Kombolgie de sub zona minereului, deci din nou implica faptul ca minereul a fost format dupa defectul invers si, prin urmare, este mai tanar decat gresia Kombolgie si cea inversa vina. Din cauza acestor constrangeri geologice, Page si colab.8 au sugerat ca mineralizarea era mai tanara de 1600-1688 Ma din cauza determinarii lor in momentul depunerii Formatiei Kombolgie in acea perioada. Datele izotopice Sm-Nd obtinute pe uraninitele Koongarra9,10 par sa restranga momentul mineralizarii pana la 1550-1650 Ma. Nu este clar cand circulatia adanca a apelor subterane a inceput sa provoace oxidarea si alterarea minereului primar de uraninita la adancime, insa Airey si colab .11 sugereaza ca intemperiile minereului primar sa produca ventilatorul de dispersie secundar in schistele rezistente de deasupra nr. .1 Orebody pare sa fi inceput „doar” in ultimele 1-3Ma.

Dovada unui sistem deschis

Exista cinci linii principale de dovezi independente ca sistemele de roci minerale de la Koongarra au fost deschise pentru difuzarea si migrarea izotopilor U, Th si fiice, inclusiv Pb. Un astfel de comportament al acestor izotopi are implicatii cruciale pentru toate incercarile de „datare” a minereului de uraniu Koongarra folosind sistemele izotopice U-Th-Pb.

(1) Texturi de minereu

Studiile mineralogice si texturale ale minereului atat la microscopuri electronice optice cat si la scanare12,13 indica faptul ca au existat pana la trei remobilizari ale uraniului in timpul istoriei minereului. De asemenea, Pb a fost mobila. Adica, atat mineralele primare U, cat si Pb, uraninite si, respectiv, galena, au fost dizolvate si redepozite / recristalizate, adesea la o anumita distanta de locatiile lor initiale. Acest lucru este prezentat schematic in figura 4 ca mai multe generatii de uraninite si galene.

Figura 4. Diagrama de parageneza care arata etapele formarii si dezvoltarii mineralelor care cuprind zacamantul de uraniu Koongarra.

Figurile 5-10 ilustreaza exemple de texturi minere sub microscopuri, descrierile insotitoare indicand modul in care texturile au fost interpretate.

Figura 5. Remobilizarea si redepunerea uraninitei (mineral alb). Fotomicrografia prezinta vene uraninite (stanga si dreapta) partial distruse prin dizolvarea uraniului care a fost redepozita sub forma de venoze imprastiate si masele fara forma ale unei noi generatii de uraninit (mijloc). (Marire 10X).

Figura 6. Uraninitul (gri deschis) a fost dizolvat si redepus sub forma de venoze subtiri si mase fara forma in cadrul unei matrice de clorit (gri inchis), care inlocuieste, de asemenea, cerealele principale ale uraninitului. (Marire 120X).

Figura 7. Doua generatii de boabe de uraninite (gri deschis) si vene supergene si petice mai oxidate (gri inchis). Micile boabe albe imprastiate sunt galene. (Marire 200X).

Figura 8. Doua generatii de boabe de uraninit (alb, stanga de fotomicrograf) si mai tarziu incrustari supergene subtiri (gri de mijloc) in jurul boabelor de cuart (gri inchis). Mineralul foarte luminos (dreapta) este galena, care s-a dizolvat si redepus in mod similar. (Marire 200X).

Figura 9. Uraninita remobilizata (gri deschis) depusa sub forma de boabe imprastiate cu o matrice de clorit (gri inchis). O vena galena remobilizata (alb-cenusie) se taie de-a lungul asociatiei uraninite-clorit. (Marire 50X).

Figura 10. O vedere extinsa a sub-boabelor uraninite (gri inchis) intr-o vena mai mare. Valei galena (gri deschis) care ambele taie incrucisate si separa sub-boabele uraninite. Se presupune ca Pb din galena a migrat din uraninita unde se presupunea ca a fost produs prin descompunere radioactiva. (Marire 50X). PS 17860/1 PS 17863/4 1 2 3 4 5 6 7 8 1 2 3

UO2

89.17

89,43 89,65 89,86 90,70 91,14 91,27 91,29 92,20 89,77 88,91

PbO

7,67

7,22 6,67 6,14 5,93 5,31 4,92 4,57 5,70 5,65 4,66

CaO

1,64 1,77 1,73 1,82 1,83 1,79 1,80 2,13 0,38 0,38 0,27

SiO2

0.39 0.42 0.43 0.46 0,53 0,57 0,56 0,5 50 0,24 1,00 2,34

SFE (FeO)

0,45 0,44 0,46 0,49 0,44 0,46 0,45 0,46 ld 0,11 0,46

MnO

_ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _

MgO

ld 0,11 ldld 0,11 0,11 ld 0,12 0,39 0,94 1,86

P2O5

0,21 0,21 0,19 0,16 0,23 0,18 0,23 0,30 0,13 0,17 0,13

Total

99,53 99,60 99,13 98,93 99,77 99,56 99,23 99,37 99,04 98,02 98,91 PS 17862/3 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10

UO2

85.58

86,35 86,45 86,96 87,26 88,04 88,48 89,63 89,81 86,64

PbO

11.29 10.69 10.25 9.86 9.24 8.48 7.93 6.73 6.27 6.79

CaO

1,68 1,51 1,56 1,58 1,64 1,74 1,86 1,83 2,09 1,81

SiO2

0.50 0.41 0.46 0.47 0.45 0.46 0.53 0.60 0.63 0.78

SFE (FeO)

0,56 0,548 0,52 0,54 0,50 0,46 0,45 0,57 0,58 2,09

MnO

0,38 0,35 0,38 0,36 0,36 0,40 0,36 0,30 0,35 0,29

MgO

0,24 0,17 0,13 0,13 0,12 0,10 0,15 0,15 ld 0,18

P2O5

0,16 0,14 0,17 0,13 0,14 0,17 0,12 0,17 0,19 1,14

Total

100,39 100,10 99,92 99,98 99,71 99,85 99,80 99,88 99,92 99,72 PS 17865/6 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11

UO2

85,40 85,97 86,47 86,46 87,07 87,79 88,53 89,14 89,30 90,24 90,52

PbO

12.22 11.21 10.73 10.14 9.43 8.79 8.31 7.83 7.20 6.24 5.93

CaO

1,17 1,45 1,33 1,90 1,79 1,79 1,81 1,99 2,02 2,01 1,95

SiO2

0,33 0,36 0,36 0,54 0,51 0,547 0,52 0,549 0,543 0,58 0,48

SFE (FeO)

0.37 0.39 0.36 0.48 0,53 0,549 0,51 0,547 0,56 0,547 0,45

MnO

0,27 0,31 0,31 0,34 0,37 0,32 0,30 0,35 0,34 0,38 0,35

MgO

0,34 0,26 0,28 0,23 0,16 0,18 0,18 0,13 0,28 0,13 0,18

P2O5

0,13 0,12 0,15 0,15 0,16 0,14 0,15 0,14 0,16 ld 0,16

Total

100,23 100,07 99,63 100,19 99,89 99,97 100,31 100,54 100,29 100,05 100,02 CP 17867/8 PS 17868/9 1 2 3 1 2 3 4 5 6

UO2

84.81 85.13 86.24 89.03 89.54 85.12 86.77 81.34 82.41

PbO

10.49 9.11 8.30 5.19 5.14 8.34 9.36 11.46 10.29

CaO

1,37 1,89 1,86 2,70 3,15 4,68 2,17 3,77 4,06

SiO2

2,38 1,35 1,54 1,20 0,85 0,83 0,70 1,20 0,99

SFE (FeO)

0,33 0,44 0,34 0,43 0,52 l 0,53 ld ll.d.

MnO

_ _ _ _ _ _ _ _ _ _

MgO

0,54 0,17 0,20 0,10 ld 0,19 0,11 0,12 0,16

P2O5

ldld 0,14 0,14 0,11 0,56 ld 0,43 0,50

Total

99,92 98,09 98,62 98,79 99,31 99,72 99,64 98,32 98,41

[_ indica nu masurat; ld indica mai putin decat limitele de detectare]

Tabelul 1. Analize ale unor uraninite reprezentative ale Koongarra.

(2) Chimie minerala

Compozitiile uraninite din minereu nu sunt niciodata uniforme. Analizele cu microprosie electronica ale boabelor si venelor uraninite, 13 adica micro-analize ale volumelor de uraninit cu diametrul cuprins intre 5 si 10 mm (a se vedea tabelul 1), releva ca compozitiile de uraninite, in special continutul de U, Pb si Ca, nu variaza numai de la boabe la cereale in orice proba, indiferent de generatia de uraninit care este, dar chiar si la nivel microscopic din granulele uraninite in sine. Figura 11 ilustreaza modul in care Pb si Ca s-au substituit pentru U in reteaua cubica UO2 in cantitati diferite de-a lungul venelor si boabelor uraninite.

Figura 11. Traversul compozitional de-a lungul unui bob de uraniniu similar cu cele din Figura 10. Uraniu – Oxite de plumb Curita 2PbO.5UO3.4H2O Fourmarierite Fourbierite PbO.4UO3.4H2O Vandendriesscheite PbO.7UO3.12H2O Silicates de uranil Kasolite Pb (UO2) SiOodows2 (UO2) 2Si2O7.6H2O Uranofan Ca (UO2) 2Si2O7.6H2O Uranil Fosfati Saleeite Mg (UO2) 2 (PO4) 2.8-10H2O Sabugalit HAl (UO2) 4 (PO4) 4.16H2O Metatorbernite Cu (POO) 4.8 2 Torbernit Cu (UO2) 2 (PO4) 2.8-12H2O Renardit Pb (UO2) 4 (PO4) 2 (OH) 4.7H2O Dewindtite Pb (UO2) 2 (PO4) 2.3H2O Uranil sulfat Johannite Cu (UO2) 4 (SO4) 2 (OH) 2.6H2O Uranil Vanadate Carnotita – Tiuamunit K2 (UO2) 2 (VO4) 2.3H2O-Ca (UO2) 2 (VO4) 2.5-8H2O

Tabelul 2. Mineralele secundare de uraniu la Koongarra.

(3) Alterarea supragenelor

Dupa cum s-a mentionat deja, alterarea supergenelor (in principal, oxidarea) uraninitei nu a avut loc doar in cazul in care zona de intemperii superficiale a intersectat partea superioara a orebodului nr.1, ci si la adancimea in minereul primar. Cerealele si venele uraninite au fost inlocuite cu minerale colorate secundare de uraniu (vezi Tabelul 2), aparitia si compozitiile lor in functie de chimicalele mediilor de roca / minerale imediate si de apele freatice circulante (vezi Figurile 3 si 12). Rezultatul net a fost distrugerea completa a uraninitului in ceea ce a fost varful orebodei nr.1, cu inlocuirea sa (uneori in situ) cu silicatul de uranil sau mineralele fosfatului de uranil (de obicei acesta din urma) si dispersarea restului a U pe distante de pana la 50 m sau mai mult in panta in jos de apele subterane din zona intarita.inlocuirea in situ a uraninitului (vezi figurile 13-15) si depunerea uraninitului de supergen (a se vedea figura 16) si a mineralelor de silicat de uran sklodowskite si uranofan (a se vedea figurile 17 si 18) din U in solutia din apele freatice circulante (a se vedea figura 3 din nou) .7 Analizele de microproba electronica (a se vedea tabelul 3) arata ca continutul de U si Pb au scazut pe masura ce uraninitele au fost modificate la silicatii de uranil, in timp ce fracturile de captuseala ale oxizilor de fier si mangan din rocile gazda au absorbit U si Pb care au fost dizolvat in timpul oxidarii uraninitelor si migrat in apele freatice circulante (vezi tabelul 4).

Figura 12. Schema care arata caile mineralului secundar de uraniu din uraninita in zacamantul de uraniu Koongarra.

Figura 13. Kasolitul (alb) si uranofanul (gri) inlocuind o fosta vena uraninita. Retineti ca forma vechii foste, chiar si sub-boabele, au fost pastrate in esenta. (Marire SEM 210X; microni de bare de scara.)

Figura 14. Masa uraninita globulara (forma neagra la stanga centrului), fiind modificata marginal la sklowdowskite (teaca concentrica gri). (Marire 2X; barem de scara de 3 mm.)

Figura 15. Kasolit (gri deschis) si sklodowskite (gri inchis) inlocuind o fosta vena uraninita. (Marire SEM 210X.)

Figura 16. Uraninita (gri) cu banda de coloform supergena depusa in ceea ce a fost initial un vid. Bandajul este produs de o secventa de timp de depunere de uraninite. (Marire SEM 840X.)

Figura 17. O vena sklodowskite (alba) compusa din agregate radiante de cristale in forma de ac. (Marire SEM 220X; barem de scara 50 microni.)

Figura 18. Veranetele uranofane (albe) depuse intre granitele de cuart (gri). (Marire SEM 220X; barem de scara 50 microni.) PS 17867/8: Uraninite Uranofan-Sklodowskite 1 2 3 4 5 6

UO2

84,81 85,13 86,24 76,74 69,58 66,45

PbO

10.49 9.11 8.30 8.99 1.05 0.15

CaO

1,37 1,89 1,86 2,89 4,89 3,86

SiO2

2,38 1,35 1,54,55 12,06 14,83

SFE (FeO)

0,33 0,44 0,34 0,29 0,70 ld

MgO

0,54 0,17 0,20 0,75 1,16 4,76

Al2O3

0,11 ldld 0,75 ld 0,31

P2O5

Ldld 0,14 0,36 0,35 0,34

V2O3

ldldld 0,24 0,31 ld

Total

100,03 98,09 98,62 96,54 90,10 90,70 12,00 CAS 195: Uraninite Uranophane-Sklodowskite 1 2 3 4 5 6 7 8 9

UO2

82.18 85.49 86.22 88.27 90.53 63.74 68.76

66.50

66.44

PbO

11,55 9,34 7,93 6,39 4,65 9,83 4,48 3,55 1,60

CaO

3,08 2,80 3,15 3,13 3,06 2,34 2,98 2,77 2,86

SiO2

1,48 1,66 1,64 1,50 1,14 11,58 9,95 12,30

SFE (FeO)

0,80 0,40 0,88 0,39 0,41 0,87 0,20 0,23 ld

MgO

ldldldldld 0,39 0,19 0,20 1,13

Al2O3

– – – – – – – – – –

P2O5

ld 0,13 ldldld 2,38 2,15 2,86 2,11

V2O3

– – – – – – – – – –

Total

99.09 99.82 99.82 99.68 99.79 91,13 88.71 88.11 86.44

[- denota care nu este masurata; ld indica mai putin decat limitele de detectare]

Tabelul 3. Analize ale secventelor de alterare a uraninitelor la silicatii de uranil la Koongarra.

CAS 165 CAS 114/1 CAS 114/2 CAS 95/1 CAS 95/2 CAS 95/3

UO2

2,81 1,63 1,05 0,36 2,83 1,91

PbO

12,42 4,41 0,30 5,03 8,16 3,34

CaO

0,20 0,09 ld 0,04 0,15 0,12

SiO2

2,49 3,11 6,28 2,87 2,54 3,20

SFE (FeO)

5,50 8,71 81,46 0,47 11,09 58,16

MnO2

77,48 80,35 1,96 88,52 73,53 27,70

MgO

0,12 0,37 2,09 0,29 0,52 0,22

Al2O3

0,15 1,23 – 2,70 0,82 1,75

P2O5

0,33 ld – – ldld

V2O3

ld – – 0,31 0,65 0,26

Total

101,50 99,90 93,14 100,59 100,29 96,66

[- denota care nu este masurata; ld indica mai putin decat limitele de detectare]

Tabelul 4. Analize ale oxizilor de fier si mangan din fracturile din minereul primar Koongarra.

(4) Dezechilibru de uraniu / fiica

Exista doua metode de masurare a nivelului unui esantion de minereu de uraniu:

1. prin testarea pentru U folosind direct substante chimice standard sau tehnici conexe si
2. prin masurarea radioactivitatii emise de esantionul de minereu, cantitatea de astfel de radioactivitate fiind direct legata si proportionala cu continutul de U.

Cu toate acestea, deoarece radioactivitatea masurata este, de fapt, radiatia gamma emisa de elementul fiic bismut-214 (214Bi), aflat in lungul lantului de descompunere 238U, orice adaugare sau indepartare a elementelor fiice intre 238U si 214Bi va duce la o discrepanta intre cei doi de mai sus. masuratori ale continutului in U a esantionului de minereu. Pentru a evalua aceasta posibilitate sunt comparate cele doua masuratori:

Exista trei posibilitati: –

1. Raport = 1. Se spune ca proba de minereu este in echilibru, deoarece cele doua masuratori sunt de acord, ceea ce implica faptul ca elementele U si fiica sa sunt in echilibru; nici aparent nu au migrat.
2. Raport> 1. Se spune ca esantionul de minereu este in dezechilibru si, deoarece continutul U este mai mare decat continutul de element fiic, fie U a fost adaugat la esantion, fie elementele fiice eliminate.
3. Proportia <1. Din nou, esantionul de minereu ajuta la dezechilibru, dar acum continutul de U este mai mic decat continutul de element fiic, ceea ce implica eliminarea U sau elementul fiica pe langa esantion.

Nr. Descrierea grupului Nr. Esantioane U3O8 mediu (%) Raport mediu sa nr. 1 Orebody 1 Zona rezistenta

13

0.275

0,914

0,160

2 roci de perete gazda

19

0,025

0.792

0.151

3 Minereuri masive

11

8.074

0.959

0.069

4 Intermediar intre nr. 1 si 2 oreboduri

2

0.171

0.971

0.132

2 Orebody 5 Minere masive

9

1.608

0.925

0.102

Numarul total de esantioane

54

Media =

0.884

0.127

o Abateri standard ale raportului mediu        

Tabelul 5. Rezumatul tiparelor de dezechilibru in orebodiile Koongarra.

Masuratorile probelor de minereu de la Koongarra indica faptul ca minereul este in dezechilibru general (Tabelul 5 si Figura 19). minereul uraninit (masiv) de grad inalt este aproape de echilibru, radiu-226 (226Ra) si radon-222 (222Rn), iar rocile gazda imediata sunt relativ imbogatite in U, fiind precipitate din apele subterane circulante care il dizolva din minereu. Figura 20 ilustreaza schematic aceste miscari ale izotopilor cauzate de circulatia actuala a apelor subterane.

Figura 19. Histograma de frecventa a raporturilor de dezechilibru masurate pe probe de minereu Koongarra si roci gazda.

Figura 20. Uraniu (U) si (Ra) migratie si precipitatii (ppt) cauzate de circulatia apei subterane si chimie.

(5) Apele subterane si geochimia solului

Datorita climei tropicale, musonale, apele subterane din zona Koongarra se misca rapid, reincarcandu-se anual si cu un nivel redus de salinitate, masa freatica se ridica si scade cu pana la 10 m intre anotimpurile umede si cele uscate. Cu toate acestea, U este dizolvata de apele subterane din rocile acvifere mineralizate, nivelul de U dizolvat in functie de pH, Eh, salinitate si gradul de adsorbtie. Un sondaj asupra chimiei apelor subterane in gaurile de foraj deschise in si in apropierea orebodelor Koongarra a relevat faptul ca exista un halogen hidrochimic in si in jurul zonelor minere care reflecta modificarea chimiei rocilor gazda si a minereului, cu niveluri de U pana la 4100 mg / l.16 Aceste masuratori confirma celelalte observatii deja citate care indica faptul ca U este dizolvata din minereurile minerale prin apele subterane care circula in prezent; dispersat si partial redepus. Mai mult, apele subterane disperseaza si produsele de descompunere U-Th, cum ar fi heliul (He) din zona minereului, cu niveluri masurate de pana la 14,2 ml / l.17

Prin urmare, este destul de surprinzator faptul ca solurile de deasupra zonelor minereului si zonele imediate ale rocilor gazda au concentratii anomale de U in comparatie cu nivelurile de fundal18. de asemenea, clar demonstrat prin analize din profilul solului. Mai mult, Dickson si colab .19,20 au gasit semnatura izotopica Pb a minereului U in solurile situate deasupra orebodei nr.2, care este ascunsa cu aproximativ 40 m de suprarenaj stearpa, iar in solurile de la sud de No. 1 orebody din halo hidrogeochimic.

Tabelul 6. Concentratiile U-Th-Pb si compozitiile izotopice ale uraninitelor Koongarra.

Tabelul 7. Compozitii izotopice ale galenelor Koongarra.

„Datarea” minereului primar

Hills and Richards21,22 au analizat izotipic boabele individuale de uraninite si galene care au fost culese manual din miezul de foraj (vezi Tabelul 6 si 7). Doar unul dintre cele cinci esantioane de uraninit a dat o „varsta” aproape concordanta de 862 Ma, adica esantionul trasat aproape pe curba concordiei standard, iar Hills si Richards22 au interpretat acest lucru ca inregistrand o noua formare de uraninita fara Pb la 870 Ma (vezi Figura 21). Celelalte patru esantioane de uraninite se afla cu mult sub concordie si nu s-au conformat cu niciun tablou liniar regulat. Hills si Richards au ramas cu doua posibile interpretari. Pe de o parte, pierderea preferentiala a produselor fiice intermediare de 238U (adica evacuarea radonului, a unui gaz) ar provoca deplasarea verticala a punctelor sub o linie de pierdere episodica, dar acest lucru ar produce un efect izotopic Pb semnificativ numai daca pierderea ar fi persistat o proportie foarte lunga din viata uraninitei (ceea ce este intamplator nu numai posibil, dar probabil). In mod alternativ, ei au sugerat ca contaminarea cu cantitati mici dintr-un Pb mai vechi (pre-900 Ma) ar putea provoca un astfel de model ca pe complotul lor de concordie, la care au adaugat linii de amestec pe care le-au postulat au aparut din restaurare la fiecare proba de uraninita a galenei care s-a separat de aceasta (vezi din nou figura 21).

Figura 21. Diagrama de concordie conventionala 206Pb / 238U a uraninitelor din Koongarra. Insertia arata deplasarea directionala ipotetica in punctele de date uraninite presupuse explicate prin contaminarea din galena asociata.

Desigur, acest lucru presupune ca Pb din galena a fost derivat preponderent din descompunerea U. Ei si-au trasat raporturile Pb in toate esantioanele lor de uranina pe o diagrama standard 207Pb / 206Pb si au sustinut ca modelul punctelor de date nu s-a conformat unei simple interpretari de varsta (vezi figura 22). In schimb, acestia au sustinut ca riscul de puncte ar putea fi continut intre doua linii care radiaza de la originea diagramei, linii care reprezentau esential izochroni pentru uraninite si galena din depozitele de uraniu Ranger si Nabarlek, orebode similare in aceeasi regiune geologica. Din pozitiile uraninitelor si galenelor Koongarra pe aceste diagrame, ei au sustinut ca galenele contineau Pb radiogenic stanga de la uraninite mai vechi de 1700-1800 Ma („epoca” mineralizarii cu uraniu Ranger),

Figura 22. Conventionale 207Pb / 204Pb vs. 206Pb / 204Pb loturi de galena si uraninite de la Koongarra. Limitarea campurilor liniilor cu plumb anomal corespunzator „varstelor” de 1800 Ma si 860 Ma.

Intr-un studiu separat, Carr si Dean23 au fost analizate izotopic esantioane de roca integrala nealternate din zona de minere primar Koongarra (vezi Tabelul 8). Acestea au fost mostre de miez de foraj care au fost zdrobite. Datele lor izotopice pe patru probe au fost reprezentate pe o diagrama isocrona U-Pb si au indicat o relatie nesistematica intre parintele 238U si fiica 206Pb. Cu alte cuvinte, cantitatile de 206Pb nu au putut fi contabilizate pur si simplu prin descompunerea radioactiva de 238U, ceea ce implica un comportament deschis al sistemului. De asemenea, au trasat cele patru rezultate ale acestora pe o diagrama izochic standard 207Pb / 206Pb (a se vedea figura 23) si au descoperit ca aceste probe au cazut pe un tablou liniar prost definit a carui varsta aparenta nu le-au cuantificat.

Figura 23. Teren conventional 207Pb / 204Pb fata de 206Pb / 204Pb conventional al esantioanelor de roci intregi rezistente si nealterate de la Koongarra. Esantioanele rezistente si netezite se incadreaza pe „izochroni” separati. Proba Pb (ppm) U (ppm) Ore primare 1

0.0233

0.0752

2438.350

183.370

56.708

80

590.0

2

0.0682

0.0908

1162.990

105.594

79.351

 

168.0

3

0.0110

0.0692

6845.720

473.718

75.415

112

154.0

4

0.0346

0.0649

5719.990

371.474

198.191

19

17.0

Zona de rezistenta minerala 5

0.1785

0.1192

387.664

46.210

69.205

5

413,0

6

0.3804

0.2028

124.773

25.310

47.465

5

861.0

7

0.5029

0.2790

72.814

20.

porno cartoons http://kansascitymule.biz/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/
filme porno cu gay http://madvest.com/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/
porno cu soacra http://houex.com/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/
porno cu barbati http://totallytwisted.com/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/filme-porno/amatori
arab porno http://www.genemodulation.com/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/filme-porno/anal
minu porno http://www.sirnyc.com/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/filme-porno/asiatice
madona porno http://streetspecialty.com/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/filme-porno/beeg
filme porno americane http://www.telage.com/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/filme-porno/blonde
porno mulatre http://generallaser.com/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/filme-porno/brazzers
porno hd vip http://olt.jcaprop.com/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/filme-porno/brunete
maduras porno http://doctorbillwood.com/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/filme-porno/chaturbate
filme porno xhamster http://nigerianairforce.org/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/isi-surprinde-prietenul-cand-se-masturbeaza-apoi-il-fute
big tits porno http://flamebeaux.net/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/doua-lesbiene-cu-sanii-mari-se-lang-in-pizda-in-pozitia-69
jocuri porno online http://idemlanguage.net/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/pustoaica-de-18-ani-tipa-in-timp-ce-e-dezvirginata-in-cur
czech casting porno http://www.startuplegalguide.net/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/nevasta-disperata-dupa-sex-isi-provoaca-orgasm-in-timp-ce-se-masturbeaza
clipuri porno cu romani http://calneighbordisputes.com/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/se-masturbeaza-in-fata-web-ului-pana-la-orgasm
filme porno romanesti cu mature http://nwcollegeofconstruction.net/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/pustoaica-virgina-e-fututa-la-greu-de-tatal-vitreg
filme porno cu escorte http://www.centenaryrealestate.net/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/minora-bruneta-e-fututa-rapid-de-unchiul-ei-in-curte
porno tradus http://bazartehran.com/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/tanara-fututa-pe-canapea-chiar-de-fratele-ei-care-isi-da-drumu-pe-fata-ei
mature facial porno http://nyhealth.info/__media__/js/netsoltrademark.php?d=adult66.net/doi-tineri-studenti-se-satisfac-reciproc-in-camera-de-camin

315

36.616

50

  8

0.9277

0.4118

44.155

18.184

40.964

10

  9

0.1608

0.1403

248.526

34.859

39.963

30

  10

0.1650

0.1420

241.053

34.225

39.772

30

  11

1.0477

0.3534

55.190

19.502

57.822

3

  12

0.1213

0.1252

363.622

45.537

44.119

58

  13

0.1233

0.1250

357.688

44.709

44.106

10

 

Tabelul 8. Rezultatele analizelor izotopice Pb, concentratiei U si concentratiei Pb pentru probele de roca intreaga Koongarra.

„Intalnirea” rocilor si solurilor rezistente

Carr si Dean23, de asemenea, au analizat izotopic alte noua probe de roci intregi din zona schista rezistenta la Koongarra (vezi Tabelul 8). Unele dintre aceste probe au fost din nou miez de gaurit, dar majoritatea au fost ascutite chipsuri de perforat cu percutie. Atunci cand datele lor izotopice au fost reprezentate pe o diagrama isocrona U-Pb, sase din cele noua probe au reprezentat aproape de izocronul de referinta 1000 Ma, in timp ce celelalte trei au fost imprastiate pe scara larga (a se vedea figura 24). Cu toate acestea, pe diagrama 207Pb / 206Pb, toate cele noua probe de roca rezistenta trasate pe o linie liniara care a dat o varsta aparenta a izochimiei de 1270 50Ma (vezi Figurile 23 si 25).

Figura 24. O diagrama iocronica U-Pb (238U / 204Pb vs. 206Pb / 204Pb) cu esantioane de roca intreaga prezentate pe ea. Cei mai multi se incadreaza in izocronul de referinta de 1000 Ma, in timp ce iocronul de referinta de 10 Ma este de asemenea desenat ca un ghid pentru cele doua valori.

Figura 25. O diagrama iocronica conventionala 207Pb / 204Pb fata de 206Pb / 204Pb care prezinta toate esantioanele de roca integrala rezistate, reprezentate ca un tablou liniar, care confera o „varsta” aparenta a izochronului de 1270 ± 50Ma. (Aceasta diagrama este o extindere a coltului din stanga jos din figura 23.)

In investigatii care nu au legatura, Dickson si colab .19,20 au colectat probe de sol din partea de sus a mineralizarii de la Koongarra si din zonele inconjuratoare, iar acestea au fost analizate pentru izotopii Pb pentru a vedea daca exista o halo de dispersie izotopica Pb in jurul mineralizarii suficient de mare pentru a justifica utilizarea analizelor izotopice Pb ale solurilor ca tehnica de explorare pentru a gasi noi orebode de uraniu. Tehnica a functionat de fapt, urmele izotopice Pb ale mineralizarii cu oreboda nr.2 adanc ingropata fiind gasite in solurile de mai sus, asa cum am mentionat anterior. Aceasta mineralizare, aflata la 40 m sub suprafata, este orba de alte tehnici de detectare.

Dickson si colab .20 au descoperit ca toate cele 113 esantioane de sol din cele doua studii au fost puternic corelate (r = 0,99986) pe o diagrama standard 207Pb / 206Pb, obtinand un aparent (fals) iacron care reprezinta o „varsta” de 1445 ± 20 Ma pentru probe (a se vedea figura 26). Cu toate acestea, majoritatea esantioanelor de sol au constat in detritus erodat din gresia Kombolgie Proterozoica de Mijloc, astfel ca esantioanele din apropierea mineralizarii au dat semnatura radiogena Pb Dickson et al . a interpretat falsul „iacron” ca fiind datorat amestecarii Pb radiogenic din mineralizarea uraniului cu Pb „comun” din gresie.

Figura 26. Diagrama de 207Pb / 206Pb fata de 206Pb / 204Pb pentru toate cele 113 esantioane de sol din zona Koongarra analizate de Dickson si colab ., Indicand corelatia ridicata a r = 0.99986 intre cele doua variabile cu o linie de regresie montata care produce un izochron aparent „varsta” de 1445 ± 20 Ma. Insertul arata distributia esantioanelor despre un prag care divizeaza Pb radiogenic si Pb roca tara de-a lungul acestei linii de amestec propuse.

Discutie

Probele de minere primar

Snelling24 a evidentiat deja o omisiune graitoare de catre Hills si Richards.22 Dupa ce au inclus toate raporturile izotopice Pb pe care le-au obtinut pe cele cinci probe de uraninite ale acestora, au intocmit si „varstele” derivate, cu exceptia celor obtinute de la 208Pb (vezi din nou tabelul 6) . Intrucat tabelul lor de date enumera ingredientele necesare pentru calculele „varsta” de 208Pb -% Th, proportia 208Pb si raporturile 208Pb / 207Pb si 208Pb / 204Pb – omiterea lor de „varsta” de 208Pb este atat vizibila, cat si semnificativa. Aceste „date” derivate din Th ar trebui considerate in mod normal cele mai fiabile, deoarece Th este mai putin mobil in mediile geochimice si, prin urmare, comportamentul deschis al sistemului este mai putin probabil decat in ​​cazul U.

Continutul de 204Pb al uraninitei este considerat „obisnuit” sau Pb original, deoarece nu este derivat din niciun element parinte prin descompunerea radioactiva. Deoarece se considera ca asa-numitul Pb „comun” are o cantitate semnificativa de izotopi 206Pb, 207Pb si 208Pb, o corectie Pb „comuna” trebuie aplicata datelor brute inainte de calculul U-Th-Pb ” varstele. Aceasta este, desigur, o admitere ca nu toate cantitatile acestor izotopi Pb sunt obtinute prin descompunere radioactiva, unele fiind cu U si Th ‘la inceput’. Standardul utilizat pentru corectarea datelor din tabelul 6 a fost standardul Mt Isa Pb cu o compozitie izotopica: –

1,44% 204Pb

23,20% 206Pb

22,48% 207Pb

52,88% 208Pb

Trebuie mentionat, de asemenea, ca alegerea acestui standard se bazeaza pe una dintre mai multe teorii despre nucleogeneza elementelor si evolutia izotopica Pb, 25,26 facand procedura de calcul a „varstei” mai degraba subiectiva, bazata pe presupuneri suplimentare.

Cand aceasta corectie Pb „comuna” este aplicata datelor din tabelul 6,27, cea mai mare parte a 208Pb a rezultat din contaminarea Pb „comuna”. De fapt, la esantioanele J804 / 1, J804 / b si J807, toate cele 208Pb se datoreaza contaminarii si nu sunt pana la 232Th de degradare, rezultand astfel „varste” de 208Pb de 0 Ma (in cadrul erorilor experimentale / analitice) pentru aceste probe. Restul de doua esantioane obtin 208Pb ‘varsta’27 de 275 Ma (J801) si 61 Ma (J809), ambele considerabil mai putin decat toate celelalte varste Pb. Intrucat sunt valabile ca oricare dintre celelalte „varste” rezultate, aceste „varste” de 232Th / 208Pb ar fi trebuit sa fie cel putin raportate (se suspecteaza ca au fost lasate in afara rezultatelor tabulate din cauza implicatiilor inconfortabile). Dupa toate acestea, „Varsta” de 0 Ma de 232Th / 208Pb este singura „data” izotopica Pb din acest studiu sustinuta direct de majoritatea esantioanelor (trei din cele cinci), iar datele derivate de Th ”ar trebui sa fie fiabile, deoarece decaderea 232Th. lantul este un „ceas” izotopic standard, dar o varsta de 0 Ma are putin mai mult sens decat varsta lor de 870 Ma din datele U-Pb. In orice caz, „varsta” lui Hills si Richards intre 1700 si 1800 Ma pentru prima generatie de mineralizare a U la Koongarra nu se potriveste criteriilor geologice pentru o varsta de 1550-1600 Ma estimata si nici corelatia lor de 870 Ma. cu orice eveniment geologic capabil sa remobilizeze U si Pb pentru a produce presupusa a doua generatie de mineralizare a U. dar o varsta de 0 Ma are prea mult sens decat varsta lor de 870 Ma din datele U-Pb. In orice caz, „varsta” lui Hills si Richards intre 1700 si 1800 Ma pentru prima generatie de mineralizare a U la Koongarra nu se potriveste criteriilor geologice pentru o varsta de 1550-1600 Ma estimata si nici corelatia lor de 870 Ma. cu orice eveniment geologic capabil sa remobilizeze U si Pb pentru a produce presupusa a doua generatie de mineralizare a U. dar o varsta de 0 Ma are prea mult sens decat varsta lor de 870 Ma din datele U-Pb. In orice caz, „varsta” lui Hills si Richards intre 1700 si 1800 Ma pentru prima generatie de mineralizare a U la Koongarra nu se potriveste criteriilor geologice pentru o varsta de 1550-1600 Ma estimata si nici corelatia lor de 870 Ma. cu orice eveniment geologic capabil sa remobilizeze U si Pb pentru a produce presupusa a doua generatie de mineralizare a U.

Folosind procedura lui Ludwig, au fost pregatite 28 de diagrame standard 207Pb / 206Pb pentru seturile de date uraninite, galena si roca intreaga si combinatii ale acestora, pentru a verifica statisticile de regresie si posibilele „izochroni” derivate folosind metoda York29 standard. In fiecare caz, patratul mediu al abaterilor ponderate (MSWD), care testeaza „bunatatea de incadrare” a datelor pe o linie, este mare pana la extrem de mare, ceea ce se reflecta in „varstele” isochrone derivate de 841140 Ma (uraninite), 1008 ± 420 Ma (galenas), 668 ± 330 Ma (roci intregi), 818 ± 150 Ma (uraninite plus galena) si 863 ± 130 Ma (toate cele trei seturi de date combinate), toate „varstele” fiind in limitele de incredere de 95% (vezi Figurile 27–31). Poate este semnificativ din punct de vedere fortiv ca combinatia celor trei seturi de date produce o „varsta” ironica de 863 ± 130 Ma aproape identica cu „varsta” aproape concordanta a lui Hills si Richards de 862 Ma, desi aceasta folosea o rutina de potrivire a liniei lui Ludwig28 care atribuie greutati egale si corelatii de eroare zero fiecarui punct de date pentru a evita greseala de ponderare a punctelor in functie de la erori analitice atunci cand este clar ca este implicata o alta cauza de imprastiere, ceea ce este clar cazul aici. Algoritmul normal de York29 presupune ca singura cauza a imprastierii dintr-o linie dreapta sunt erorile atribuite, iar pentru datele combinate setate aici cantitatea de imprastiere calculata produce astfel un MSWD astronomic de 669000 si o linie proasta de adaptare care produce un izochron ” varsta ‘de 1632 ± 410 Ma (a se vedea figura 32). Acest „rezultat” poate avea un sens mai geologic, dar statisticile de regresie sunt astfel incat derivarea oricarei informatii „de varsta” din aceste date este total nejustificata,

Figura 27. O diagrama conventionala 207Pb / 204Pb fata de 206Pb / 204Pb cu toate uraninitele Koongarra desenate pe ea folosind programul ISOPLOT al lui Ludwig si definind un izochron aparent cu un model de 2 ‘varsta’ de 841 ± 140 Ma.

Figura 28. O diagrama conventionala 207Pb / 204Pb fata de 206Pb / 204Pb cu toate galenele Koongarra desenate pe ea folosind programul ISOPLOT al lui Ludwig si definind un izocron aparent cu un model 2 ‘varsta’ de 1008 ± 420 Ma.

Figura 29. O diagrama conventionala 207Pb / 204Pb fata de 206Pb / 204Pb cu toate esantioanele de roca integrala neatinsa de la Koongarra s-au trasat pe aceasta folosind programul ISOPLOT al lui Ludwig si definirea unui izochron aparent cu un model de 1 varsta de 668 ± 330 Ma.

Figura 30. O diagrama conventionala 207Pb / 204Pb fata de 206Pb / 204Pb, atat cu uraninite Koongarra, cat si galena, desenate pe aceasta folosind programul ISOPLOT al lui Ludwig si definind un izoincron aparent cu un model de 2 ani „de 818 ± 150 Ma.

Figura 31. O diagrama conventionala 207Pb / 204Pb fata de 206Pb / 204Pb cu toate uraninitele Koongarra, galena si probele de roca integrala neatinsa trasate pe aceasta folosind programul ISOPLOT al lui Ludwig si definind un ironic sincron cu un model de 2 ani „863 ± 130 Ma .

Figura 32. O diagrama conventionala 207Pb / 204Pb fata de 206Pb / 204Pb cu toate uraninitele Koongarra, galenele si probele de roca intreaga neatinsa trasate pe acesta folosind programul ISOPLOT al lui Ludwig si definind un ironic sincron cu un model 1 ‘varsta’ de 1632 ± 410 Ma .

Nu este neobisnuit sa constatam ca „varstele” derivate din loturile standard 207Pb / 206Pb sunt eronate, chiar daca datele se potrivesc cu linii liniare bine definite („izochroni”). Ludwig si colab .30 au constatat ca acest lucru s-a datorat migratiei atat a fiilor Pb, cat si a fiilor radioactivi de 238U, obtinand un „iacron” de 207Pb / 206Pb, care da „ rezultate superficial atractive, care ar fi totusi inselatoare grav ”, deoarece „varsta” derivata (in exemplul lor ) a fost de peste sase ori mai mare decat „varsta” izochicului U-Pb. In mod asemanator, Cunningham si colab .31 au obtinut 207Pb / 206Pb izochizi „varste” de pana la 50 de ori mai mari decat cele derivate din izocroni U-Pb „mai fiabili” pentru probe de minere U cu roca integrala, chiar daca „ aparentul grad usor de imprastiere este aproape in intregime un artefact inselator“. De asemenea, la Jabiluka, un stil aproape identic de depunere de uraniu in cadrul geologic identic doar la aproximativ 60 km la nord de Koongarra, Gulson si Mizon32 a avut dificultati considerabile pentru a obtine „varstele” ironic din Pb-Pb si U-Pb pentru mineralizarea U din Scurgerea si difuzarea fiicei sale din mineralele U si minereu in rocile gazda inconjuratoare si mineralele constitutive, care, prin urmare, au obtinut un exces de radiu (Ra) si 206Pb. In mod ironic, la Koongarra, i-sincronul U-Pb folosind datele uraninite ale lui Ludwig28 pe Hills si Richards obtin o „varsta” de 857 ± 149 Ma (cu un MSWD de 13400, tolerabil de mare in comparatie cu cel obtinut cu izochonul Pb-Pb) (vezi Figura 33), aproape identica cu „varsta” izocronica Pb-Pb a „fortuita” obtinuta folosind algoritmul modificat al lui Ludwig pe cele trei seturi de date combinate (863 ± 130 Ma),

Figura 33. O diagrama de concordie conventionala 206Pb / 238U vs. 207Pb / 235U cu toate uraninitele Koongarra desenate pe ea folosind programul ISOPLOT al lui Ludwig si definind un izoincont aparent care intersecteaza concordia la 857 ± 149 Ma.

Asa cum s-a descris deja, Snelling si Dickson14 au demonstrat ca exista un dezechilibru semnificativ de uraniu / fiica in minereul primar si rocile gazda din jurul Koongarra, din cauza redistribuirii atat a U, cat si a produsului sau de descompunere Ra, la fel cum Gulson si Mizon au gasit la Jabiluka . Ca mobilitatea Ra la adancime in zona de minere primar este in prezent mai semnificativa decat migratia in U a fost confirmata de Dickson si Snelling, 15 care, desigur, duce la redistribuirea de 206Pb, membrul final al intregului lant de descompunere 238U. Dickson si colab .33 au demonstrat ca Ra este transportat prin rocile nealterate din aceasta zona in apele subterane, in timp ce Davy et al..34 au determinat rata de emanatie a gazului de radon (Rn) din orebodul Koongarra nr.1, un pericol permanent prezent in operatiunile de extractie a minereurilor de uraniu. Se stie ca gazul Rn migreaza de-a lungul fracturilor si se ridica prin sol pe distante considerabile pentru a forma un halou in aerul de deasupra, in timp ce Rn este transportat si in apele subterane. Astfel, este de asteptat ca modelul de oxidare a uraninitelor si dispersia U sa reflecte circulatia actuala a apelor subterane7 si ca apele subterane actuale sa poarte U si He.16,17 Astfel de dispersii ale apelor subterane ale U si mobilitatea Ra a dus, desigur, la dispersia de U si Pb in solurile inconjuratoare, 18 in care semnatura izotopica Pb a minereului U este evidenta19.

Numai aceste observatii demonstreaza comportamentul sistemului deschis al sistemului U-Th-Pb care face lipsita de sens orice informatie „de varsta” derivata. Cu toate acestea, atat Hills12, cat si Snelling13 au recunoscut ca U si Pb au migrat, de asemenea, de mai multe ori si la o scara considerabila in zona de minere primar, ultima redistribuire producand uraninite supergena, adesea cu bandaj de coloforme, gasite sub forma de fracturi si cavitati. Figura 16 din nou) si intre granitele de cuart si gangue. Dimensiunile unitatii celulare ale acestor uraninite, plus aceasta dovada texturala, sustin concluzia ca aceste uraninite s-au precipitat dupa dizolvarea uraninitelor formate anterior si transportarea in apele subterane de temperatura joasa. Cu astfel de migratii repetate cu ridicata ale U, de asemenea, toate incercarile de „intalnire” trebuie sa fie inutile, mai ales atunci cand se folosesc probe de roca intreaga, in care se folosesc diferite generatii de uraninite. Intr-adevar, trebuie sa fie, cu siguranta, practic imposibil sa fii sigur de statutul si istoria exacta a oricarei piese particulare de uraninite selectate pentru „intalnire”. Chiar daca se iau toate masurile de precautie imaginabile la selectarea boabelor pentru „datare”, cum putem fi siguri ca izotopii U si Pb si raporturile izotopice masurate reprezinta „originalul”, neafectat de miscarile elementelor brute pentru care exista dovezi atat de abundente? Cerealele uraninite sau esantioanele de minereu „datate” contin intotdeauna Pb radiogen atat in ​​retelele cristaline de minerale, cat si ca incluziuni microscopice sau boabe si vene de galena, dar cum putem fi siguri ca toata Pb a fost generata de descompunerea radioactiva de la U in situ? In orice caz, boabele si venele uraninite nu au compozitii uniforme – nici intre granule, fie in interior – astfel incat „datarea” sub-sectiunilor de orice boabe sau vene ar fi de asteptat sa produca raporturi U-Pb si Pb-Pb divergente si, prin urmare, „imbatraneste” „chiar si in acea singura boaba sau vena. Astfel, este logic sa concluzionam, asa cum au facut-o deja, 35-37, ca raporturile U-Th-Pb pot avea prea putine legaturi cu „varstele” multor minerale, roci si minereuri.

Stanci si soluri rezistente

Spre deosebire de matritele liniare care se potrivesc produse din datele Pb-Pb ale mineralelor si rocilor intregi din zona minereului primar, toate par sa dea o „varsta” aparenta (falsa) a izoicocului grupata in jur de 857-863 Ma, ambele Carr si Dean23 si Dickson si colab.20 au descoperit ca roca intreaga de schiuri esantionate si probe de sol au produs matrite liniare adecvate care ar reprezenta in mod normal „izochroni” care dau „varste” de 1270 Ma, respectiv 1445 Ma (vezi Figurile 25 si 26 din nou). Esantioanele de roca intreaga rezistente provin, desigur, din Koongarra in sine si constau in probe secundare de minereuri din zona schista rezistenta, plus probe de schist rezistente care contin U in panta in jos in apele subterane care se deplaseaza prin roca rezistenta. Deoarece aceste probe de roca intreaga provin dintr-un volum de roca prin care U se stie ca migreaza, ceea ce duce la redistribuirea nu numai a U, ci a produselor sale de descompunere, este, prin urmare, foarte surprinzator sa descoperim ca aceste probe de roca integrala definesc un bun suficienta linie liniara pentru a produce un „izochron”. Chiar si imprastierea observata calculata folosind Ludwig28 este mult mai mica decat cea asociata cu montarea unui „izochron” la datele de 207Pb-206Pb din esantioanele zonei minere primare, ceea ce este din nou surprinzator, avand in vedere migratia U in zona intunecata, datele de la care ar fi se asteapta sa manifeste o imprastiere considerabila si, prin urmare, nu exista un consens de „varsta”. In plus, este de neconfuzat de ce „varsta” derivata de „iacron” (1270 Ma) a zonei minerale secundare rezistente ar trebui sa fie cu atat mai „in varsta” decat „varsta” derivata de „iacron” (857-863 Ma) a minereului primar, care este, in cele din urma, sursa prin intemperii si transportul apelor subterane ale U, produsele de descompunere si izotopii Pb stabili care se afla in minereul secundar si dispersat.

Ideea unei astfel de „izocronei“ fiind o linie de amestecare a fost sugerat de Dickson et al .20 Ei au fost, totusi, se ocupa cu datele izotopice Pb obtinute din probele de sol recoltate de la adancimi de numai aproximativ 30-40 cm, majoritatea care reprezentau soluri nisipoase formate din detritus erodat din gresia Kombolgie. Pentru ca aceasta explicatie de amestec sa fie posibila, ar trebui sa existe cateva alte dovezi ale mobilizarii Pb in zona. Dickson si colab. a constatat ca nu numai existau raporturi ridicate de 206Pb / 204Pb in trei dintre esantioanele lor de sol din zona aproape de suprafata (0–1 m) la sud de orebodia nr.1 din halo hidrochimic, dar lipsea oricarei alte U -sera produse fiice in aceleasi probe. Aceasta zona aproape de suprafata este inundata timp de aproximativ sase luni din an, ca urmare a precipitatiilor monsoonale mari din aceasta zona tropicala. Spre sfarsitul sezonului uscat urmator de sase luni, s-a cunoscut ca, in unele cazuri, masa freatica a scazut la mai mult de zece metri fata de sezonul umed „inalt”. Acest lucru inseamna ca partea de sus a zonei schistice rezistente fluctueaza in mod regulat intre conditiile umede si cele uscate,si colab .19,20 Snelling18 au descoperit ca Pb a fost un element semnificativ pentru minereul de uraniu in mediul Koongarra, Pb anomalic fiind prezent in stratul superficial de nisip de deasupra zonei de minereu primar rezistat si ca exista chiar si o dispersie hidrodinamica a Pb la adancimea de 0,5-1,5 m. Dickson si colab.19 a gasit o similitudine intre raporturile izotopice pentru Pb extras din probele de sol ale acestora fie printr-o HCI-hidroxilamina usoara (pH 1), fie printr-o scurgere puternica de 7M HCI-7M HNO3, ceea ce indica faptul ca Pb este atasat slab de suprafetele de granule de nisip din probe mai degraba decat strans legate in silicat sau rezistent la retelele minerale. La randul sau, se sugereaza ca Pb este adsorbit din apele subterane, ceea ce inseamna ca Pb radiogenic este adaugat la Pb ‘comun’ sau de fundal in nisip prin dispersie atat verticala cat si laterala a apelor subterane.

Totusi, nu toti Dickson si colabesantioanele de sol au provenit din zona imediata catre orebodiile Koongarra si nici nu au fost toate mostre de detritus din gresie Kombolgie. Ca aceasta explicatie a liniei de amestec pentru aparenta „izocrona” este demonstrata in mod clar pentru aceste probe din zona imediata a Koongarra nu este in discutie, desi este oarecum surprinzator faptul ca aceste probe de sol ar trebui sa dea o „varsta” aparenta a sancronului (1445 Ma) ceva mai vechi decat cea obtinuta din esantioanele de schist rezistate de sub (1270 Ma). Intr-adevar, Pb „comun” sau de fond din esantioanele respective ar trebui sa reflecte o varsta aparenta „mai veche” la schisti in comparatie cu gresia, datorita varstelor relative bazate pe relatia geologica dintre ei. (Amintiti-va, se presupune ca schienii ar fi produsul metamorfismului regional la 1800-1870 Ma, in timp ce gresia Kombo