ANHANG A: BERECHNUNG DER Q/Q0-WERTES MIT DEN VORAUSSETZUNGEN IN GENTRY ET AL. (1982a)
Q bezieht sich auf die gemessene Menge an Helium (vermutlich nur radiogenes 4He) in einem Mineral. Von seiner Kristallisation bis zum gegenwärtigen Zeitpunkt ist Q0 die maximale Menge an radiogenem Helium (4He), die sich in einem Mineral durch den radioaktiven Zerfall seines Urans und Thoriums (Humphreys et al., 2003a, S. 3) anreichern könnte. Q0 geht davon aus, dass keine Diffusion („Ausleakung") stattgefunden hat, außer durch „Alpha-Ejektion" (Farley et al., 1996; Tagami et al., 2003). Q/Q0 würde dann den Anteil des radiogenen 4He (das heißt, vermutlich ohne jeglichen fremden Anteil) darstellen, der seit der Kristallisation in einer Probe verblieben ist. Der Q/Q0-Wert eines Zirkons würde nicht nur von seinem Alter abhängen, sondern auch von seiner Größe, der Anzahl der Risse und metamiktischen Bereiche, den Untergrunddrücken, den ursprünglichen Uran- oder Thoriumkonzentrationen und einer Reihe weiterer Faktoren.
Indem sie mehrere Annahmen treffen, die zweifellos ungenau sind, Gentry et al. (1982a, S. 1129) ableiteten einen einzigen Q0-Wert für die Zirkone in allen ihren präkambrischen Proben und verwendeten diesen Wert, um die Q/Q0-Werte ihrer Zirkone zu schätzen. Gentry et al. (1982a, S. 1129) formulieren ihre Annahmen im folgenden Absatz:
"Für die anderen Zirkone aus dem Granit [sic, Granodiorit] und Gneis-Kernen [Proben 1-6] nahmen wir an, dass die radiogene Bleikonzentration in Zirkonen aus allen Tiefen im Durchschnitt dieselbe war wie die gemessene (Zartman, 1979) bei 2900 m, d.h., ~80 ppm mit 206Pb/207Pb und 206Pb/208Pb-Verhältnissen von zehn (Gentry et al., ...[1982b]; Zartman, 1979). Da jedes aus U und Th stammende Atom von 206Pb, 207Pb und 208Pb entsprechend 8, 7 und 6 Alpha-Zerfällen darstellt, bedeutet dies, dass für jedes Pb-Atom in diesen Zirkonen ~7,7 He-Atome erzeugt werden sollten." [meine Hervorhebung, im Gegensatz zu Humphreys, 2005, Gentry et al., 1982a geben zu, dass die Kerne Gneisse enthalten.]
Zunächst gingen sie davon aus, dass die radiogenen Bleikonzentrationen (insgesamt 206Pb, 207Pb und 208Pb) der Zirkone aus jeder der sechs Proben im Durchschnitt 80 ppm (Teile pro Million) betragen. Basierend auf den Diskussionen in meinem Anhang B ist diese Annahme wahrscheinlich zu niedrig. Dennoch:
80 ppm = 80 Mikrogramm radiogenes Pb/gram Zirkon = 0,00008 g radiogenes Pb/g Zirkon
Obwohl die gesamte Atommasse von Pb (207,2 amu) nicht-radiogene 204Pb enthält, liegt die Atommasse von radiogenem Pb nahe bei 207,2 amu. Daher:
0,00008 g/g geteilt durch 207,2 g Pb/Mol Pb = 3,9 x 10-7 mol radiogenes Pb/g Zirkon
Die Konzentrationen der verschiedenen radiogenen Bleiisotope werden dann durch die folgende Gleichung dargestellt:
206Pb + 207Pb + 208Pb = 3,9 x 10-7 Mol radiogenes Pb pro Gramm Zirkon
Gegeben:
206Pb/207Pb = 10. Das heißt: 207Pb = 206Pb/10. Die Annahme von Gentry et al.'s (1982a) ist hier vernünftig. Die tatsächlichen Werte von Gentry et al. (1982b, S. 296) liegen bei etwa 9,6 bis 11,2.
206Pb/208Pb = 10. Das heißt: 208Pb = 206Pb/10. Diese Annahme von Gentry et al. (1982a) ist zweifelhafter. Gentry et al. (1982b, S. 296) hat tatsächliche Werte von低至 3,1 und bis zu 14.
Durch Kombinieren dieser Gleichungen und Anwendung einiger algebraischer Umformungen:
206Pb + 206Pb/10 + 206Pb/10 = 3,9 × 10-7 Mol/g
Alles mit 10 multiplizieren:
10(206Pb) + 206Pb + 206Pb = 3,9 × 10-6 mol/g
12 (206Pb) = 3,9 × 10-6
206Pb = 3,25 × 10-7 Mol/g
Dann: 207Pb = 208Pb = 3,25 x 10-8 Mol/g
Gentry et al. (1982a, S. 1129) schreiben:
"Während des Zerfalls von Uran und Thorium hat jedes 206Pb-, 207Pb- und 208Pb-Atom jeweils 8, 7 und 6 Alpha-Zerfälle."
Daher:
Gesamt radiogenes 4He, das mit dem radiogenen Pb produziert wurde:
Total radiogenes 4He = 8(206Pb in Mol) + 7(207Pb in Mol) + 6(208Pb in Mol)
Gesamt radiogenes He = 8(3,25 × 10-7) + 7(3,25 × 10-8) + 6(3,25 × 10-8) = 2,60 × 10-6 + 2,275 × 10-7 + 1,95 × 10-7 = 3,02 × 10-6 Mol/g
Es gibt 109 Nanomol in einem Mol.
Total radiogenes He = 3,02 × 10-6 Mol/g x 109 Nanomol/Mol = 3020 Nanomol He/gram Zirkon
Die Umrechnung in Humphreys et al.'s Skala von Kubikzentimetern (Standardtemperatur und -druck [STP]) von radiogenem He/Mikrogramm Zirkon erfordert die folgenden Schritte:
Die Gasgesetze besagen, dass bei Standardatmosphärendruck und -temperatur (STP) 1 Mol jedes Gases ein Volumen von 22,4 Litern einnimmt:
22,4 Liter = 22.400 Milliliter (ml)
1,0 ml = 1,0 Kubikzentimeter (cc)
Daher: 22,4 Liter = 22.400 cc
Gesamt radiogenes He = 3020 × 10-9 Mol/g × 22.400 cm³ STP/Mol = 6,8 × 10-2 cm³ STP/g
Es gibt 106 Mikrogramm in einem Gramm. Daher:
6.8 × 10-2 cc STP/g dividiert durch 106 Mikrogramm/g = 6.8 × 10-8 cc STP/Mikrogramm
Gentry et al. (1982a, S. 1129-1130) argumentieren, dass bis zu 40% des radiogenen Heliums durch Alpha-Emission verloren geht:
60% von 6,8 × 10-8 cc STP/Mikrogramm = 41 × 10-9 cc STP radiogenes He/Mikrogramm Zirkon = Q0
Dieser Wert ist mehr als doppelt so groß wie der Q0-Wert von etwa 15 × 10-9 cc STP radiogenes He/Mikrogramm Zirkon, der von Humphreys et al. (2004, S. 9) unterstützt wird.
Nutzung der gemessenen Heliumkonzentrationen (Q-Werte), die in Humphreys et al. (2003a, S. 3) aufgeführt sind, zeigt Tabelle A die Q/Q0 Werte, die Humphreys et al. (2003a) unter Verwendung der Annahmen in Gentry et al. (1982a) hätte erhalten sollen. Die Verwendung von Alpha-Emissionsprozentsätzen von 30% würde diese Q/Q0 Werte noch weiter senken. Dennoch deuten chemische Daten in Gentry et al. (1982a) und Zartman (1979) darauf hin, dass die Werte in Tabelle A wahrscheinlich nicht sehr zuverlässig sind (Vergleich mit den unterschiedlichen Ergebnissen in meinem Anhang B). Die Annahmen in Gentry et al. (1982a) sind zweifellos ungenau, und es ist unangemessen, nur einen Q0 Wert auf alle Präkambrium-Proben von Fenton Hill anzuwenden, insbesondere wenn die chemischen Analysen in Gentry et al. (1982b) hochvariabel Uran- und Thoriumkonzentrationen selbst innerhalb einzelner Zirkone anzeigen.
Statt die Annahmen in Gentry et al. (1982a) zu akzeptieren, die keinen Unterstützung für einen Q0-Wert von 15 × 10-9 cc STP radiogenes He/Mikrogramm Zirkon oder seine hohen Q/Q0-Werte bieten, versucht Humphreys (2005) seine hohen Q/Q0-Werte zu retten, indem er behauptet, dass es zusätzliche "falsch angegebene" Zahlen in Gentry et al. (1982a) bezüglich der Alpha-Ausstoßprozente gibt:
"In seinem Anhang A leitet Henke seinen Wert für Q0, 41 ncc/µg ab (1 ncc = 1 "Nano-Kubikzentimeter" = 10-9 cm3 bei normalem Druck und Temperatur, STP). Er ist in der richtigen Größenordnung, aber er verwendet wahrscheinlich einen zu kleinen Wert für den Prozentsatz der Alpha-Teilchen (Heliumkerne, die durch den radioaktiven Zerfall emittiert werden), die die Zirkone verlassen. Der Prozentsatz stammt aus Gentrys Papier, aber Gentry könnte missverstanden haben, was er mit der Zahl meinte."
Es gibt zweifellos viele fragwürdige Annahmen und unzuverlässige Zahlen in Gentry et al. (1982a). Wenn jedoch die 30-40%-igen Werte für Alpha-Ejektionen von Gentry et al. (1982a) zu niedrig sind, wie Humphreys (2005) behauptet, warum sollten wir dann andere Aussagen in Gentry et al. (1982a) akzeptieren? Warum ist Dr. Humphreys immer noch bereit, den Q/Q0-Werten in Gentry et al. (1982a) zu vertrauen, nachdem er zugegeben hat, dass fast jede andere Angabe in diesem Papier ein „Typo" oder eine „falsch angegebene" Zahl ist? Wann wird die Liste der Fehler in Gentry et al. (1982a) enden?
| Nr. | Tiefe (m) | Überarbeitete He-Konzentrationen (Q) in Humphreys et al., 2003a (cc STP/Mikrogramm) | Humphreys et al.'s Q/Q0 ±30% (unter Verwendung von Q0 = 15 × 10-9 cc STP/Mikrogramm) | Mein berechnetes Q/Q0 unter Verwendung der Annahmen in Gentry et al. (1982a) |
|---|---|---|---|---|
| 1 | 960 | 8,6 × 10-9 | 0,58 | 0,21 |
| 2 | 2170 | 3,6 × 10-9 | 0,27 | 0,088 |
| 3 | 2900 | 2,8 × 10-9 | 0,17 | 0,068 |
| 4 | 3502 | 1,6 × 10-10 | 0,012 | 0,0039 |
| 5 | 3930 | ~2 × 10-11 | ~0,001 | ~0,0005 |
| 6 | 4310 | ~2 × 10-11 | ~0,001 | ~0,0005 |
ANHANG B: BERECHNUNG REALISTISCHERER Q0-WERTE UND SCHÄTZUNGEN VON Q/Q0-WERTEN FÜR EINZELNE ZIRKONE AUS PROBE 1, 3, 5 UND 6 MIT CHEMISCHEN DATEN AUS GENTRY ET AL. (1982b) UND Zartman (1979) (Keine Antwort von Humphreys, 2005)
Gentry et al. (1982b) list chemical data for individual zircons taken from depths of 960, 3930 und 4310 Metern in den Fenton Hill-Kernen (Proben 1, 5 und 6 in Gentry et al., 1982a). Zartman (1979) enthält ebenfalls eine Uran- und Thorumanalyse an einem Zirkon, der innerhalb von vier Metern von Probe 3 gesammelt wurde und derselben Lithologie angehört (ein Biotit-Granodiorit). Diese Daten ermöglichen eine bessere Schätzung der Q0-Werte an den vier Tiefen als die bloße Nutzung der generischen Werte, die von Gentry et al. für Proben 1-6 berechnet wurden (15 ncc STP/μg gemäß Humphreys et al., 2004, S. 9) oder in Anhang A dieses Berichts (41 ncc STP/μg). Die in diesem Anhang berechneten Q0-Werte können dann verwendet werden, um den Bereich der möglichen Q/Q0-Werte für die vier Proben grob abzuschätzen.
Tabelle B1 zeigt den Bereich der Uran- und Thoriumkonzentrationen für sieben verschiedene Zirkone aus den Proben 1, 5 und 6 von Gentry et al., (1982b, S. 296) und dem Zirkon aus Zartman (1979). Die mit den Gentry et al. (1982b) Probennummern in Tabelle B1 verbundenen Buchstaben repräsentieren verschiedene Zirkonproben, die aus jeder Tiefe analysiert wurden.
|
Zirkon-ID |
Tiefe (m) |
U (Milliogramm pro Liter) |
Th (Milliogramm pro Liter) |
|
1A |
960 |
240 - 5300 |
800 - 2000 |
|
1B |
960 |
465 - 1130 |
220 - 750 |
|
1C |
960 |
1250 - 3300 |
100 - 275 |
|
~3 |
2903.8 |
328.78 |
169.42 |
|
5A |
3930 |
83 - 220 |
63 - 120 |
|
5B |
3930 |
90 - 110 |
60 - 90 |
|
6A |
4310 |
110 - 550 |
63 - 175 |
|
6B |
4310 |
125 - 210 |
40 - 85 |
Typischerweise führten Gentry et al. (1982b) vier Paare von Uran- und Thorium-Analysen an jedem Zirkon durch. Gentry et al. (1982b) stellten fest, dass die Uran- und Thorium-Konzentrationen selbst an verschiedenen Stellen desselben Zirkon-Körners erheblich variierten. Bei der Berechnung der Konzentrationen gingen Gentry et al. (1982b) davon aus, dass die Zirkone reines ZrSiO4 seien. Obwohl Zirkone typischerweise 1-4% Hafnium enthalten (Klein, 2002, S. 498), ist diese Annahme wahrscheinlich angemessen. Zartman (1979, S. 6) löste und analysierte seinen gesamten Zirkon auf Uran, Thorium und Blei- Isotope.
Die Berechnungen in diesem Anhang wurden in einem Microsoft Excel™-Arbeitsblatt durchgeführt. Diese Berechnungen gehen davon aus, dass über die Zeit keine Uran- oder Thorium-Zusätze oder -verluste in den Zirkonen stattgefunden haben. Um für jeden der in Tabelle B1 aufgeführten Gentry et al. (1982b) Zirkone einen maximal möglichen Bereich der Helium Q0-Werte zu erhalten, wurden bei den Berechnungen die höchste Uran-Konzentration für jeden Zirkon mit seiner höchsten Thorium-Konzentration und die niedrigste Uran-Konzentration mit dem niedrigsten Thorium-Wert kombiniert.
Tabelle B2 zeigt die aktuellen maximalen und minimalen Uran- und Thoriumkonzentrationen für jeden Zirkon aus dem präkambrischen Gneis in einer Tiefe von 960 Metern (Probe 1). Werte in Teilen pro Million (ppm) entsprechen Mikrogramm pro Gramm. Die Mikrogramm-pro-Gramm-Konzentrationen können durch 1 x 106 Mikrogramm pro Gramm geteilt werden, um sie in Gramm Element pro Gramm Zirkon umzurechnen. Konzentrationen in Mol Element pro Gramm Zirkon ergeben sich durch Division der Gramm-pro-Gramm-Konzentrationen durch die Atomgewichte von Uran und Thorium (238,03 bzw. 232,038 g/mol). Nun beträgt 99,2743 % des modernen natürlichen Urans 238U und nur 0,7200 % 235U (Faure, 1998, S. 284). Diese Prozentwerte werden verwendet, um die Konzentrationen in Mol/g jedes Uran-Isotops zu bestimmen, wie in Tabelle B2 dargestellt. Anschließend werden die Mol/g von 238U, 235U und 232Th mit der Avogadro-Konstante (6,022 x 1023 Atome/mol) multipliziert, um die Gesamtzahl der Atome (N) jedes Isotops in jedem Gramm Zirkon zu erhalten.
| Zirkon | Element | Aktuelle Konzentration, ppm | Mol/g | Mol/g 238U | Mol/g, 235U | N, Atome/g |
|---|---|---|---|---|---|---|
|
1A |
U-Minimum |
240 |
1.01E-06 |
1.00E-06 |
6.03E+17 |
|
|
7.26E-09 |
4.37E+15 |
|||||
|
1A |
Th-Minimum |
800 |
3.45E-06 |
2.08E+18 |
||
|
1A |
U-Maximum |
5300 |
2.23E-05 |
2.21E-05 |
1.33E+19 |
|
|
1.60E-07 |
9.66E+16 |
|||||
|
1A |
Th-Maximum |
2000 |
8.62E-06 |
5.19E+18 |
||
|
1B |
U-Minimum |
465 |
1.95E-06 |
1.94E-06 |
1.17E+18 |
|
|
1.41E-08 |
8.47E+15 |
|||||
|
1B |
Th-Minimum |
220 |
9.48E-07 |
5.71E+17 |
||
|
1B |
U-Maximum |
1130 |
4.75E-06 |
4.71E-06 |
2.84E+18 |
|
|
3.42E-08 |
2.06E+16 |
|||||
|
1B |
Th-Maximum |
750 |
3.23E-06 |
1.95E+18 |
||
|
1C |
U-Minimum |
1250 |
5.25E-06 |
5.21E-06 |
3.14E+18 |
|
|
3.78E-08 |
2.28E+16 |
|||||
|
1C |
Th-Minimum |
100 |
4.31E-07 |
2.60E+17 |
||
|
1C |
U-Maximum |
3300 |
1.39E-05 |
1.38E-05 |
8.29E+18 |
|
|
9.98E-08 |
6.01E+16 |
|||||
|
1C |
Th-Maximum |
275 |
1.19E-06 |
7.14E+17 |
Laut den Informationen in Anhang A von Humphreys et al. (2003a), sind die Zirkone in 750 Metern Tiefe etwa 1,43 Milliarden Jahre alt. Zartman (1979) fand das Zirkon in 2903,8 Metern Tiefe (nahe der Probe 3 von Gentry et al.) zu 1,500 Milliarden Jahren alt. Für die Proben in 3930 und 4310 Metern Tiefe (Proben 5 und 6) stimme ich Humphreys et al. (2003a, S. 11) zu und gehe von einem Alter von 1,5 Milliarden Jahren aus.
Die folgenden Gleichungen und Daten aus Faure (1998, S. 281-284) werden verwendet, um die Anzahl der Mole an radiogenem Blei und Helium zu berechnen, die durch den Zerfall von 238U, 235U und 232Th über 1,43 oder 1,5 Milliarden Jahre entstehen.
D* = N(eλt -1)
D* = Anzahl der radiogenen Pb-Atome
N = Anzahl der Uran- und Thoriumatome, die derzeit in der Probe vorhanden sind.
λ = Zerfallskonstanten:
λ für 238U = 1,55125 × 10-10 1/Jahr
λ für 235U = 9,8485 × 10-10 1/Jahr
λ für 232Th = 4,9475 × 10-11 1/Jahr
t = Alter der Probe
Die Anzahl der Tochteratome (ein D*-Wert für 206Pb, 207Pb und 208Pb) kann nun berechnet werden, wie in Tabelle B3 dargestellt. Für jedes durch den Zerfall von 238U entstandene 206Pb-Atom entstehen 8 4He-Atome. Die Bildung eines 207Pb-Atoms führt zur Bildung von 7 4He-Atomen und 6 4He-Atome sind mit jedem 208Pb-Atom verbunden (Gentry et al., 1982a, S. 1129). Tabelle B3 listet die Anzahl der radiogenen Heliumatome auf, die durch 1,43 Milliarden Jahre radioaktiven Zerfalls von 232Th, 235U und 238U produziert würden.
| Zircon | Element | Aktuelle Konzentration, ppm | Isotop | D* | # He-Atome |
|---|---|---|---|---|---|
|
1A |
U min |
240 |
U-238 |
1.50E+17 |
1.20E+18 |
|
U-235 |
1.35E+16 |
9.45E+16 |
|||
|
1A |
Th min |
800 |
Th-232 |
1.52E+17 |
9.13E+17 |
|
1A |
U max |
5300 |
U-238 |
3.31E+18 |
2.64E+19 |
|
U-235 |
2.98E+17 |
2.09E+18 |
|||
|
1A |
Th max |
2000 |
Th-232 |
3.81E+17 |
2.28E+18 |
|
1B |
U min |
465 |
U-238 |
2.90E+17 |
2.32E+18 |
|
U-235 |
2.62E+16 |
1.83E+17 |
|||
|
1B |
Th min |
220 |
Th-232 |
4.19E+16 |
2.51E+17 |
|
1B |
U max |
1130 |
U-238 |
7.05E+17 |
5.64E+18 |
|
U-235 |
6.36E+16 |
4.45E+17 |
|||
|
1B |
Th max |
750 |
Th-232 |
1.43E+17 |
8.56E+17 |
|
1C |
U min |
1250 |
U-238 |
7.80E+17 |
6.24E+18 |
|
U-235 |
7.03E+16 |
4.92E+17 |
|||
|
1C |
Th min |
100 |
Th-232 |
1.90E+16 |
1.14E+17 |
|
1C |
U max |
3300 |
U-238 |
2.06E+18 |
1.65E+19 |
|
U-235 |
1.86E+17 |
1.30E+18 |
|||
|
1C |
Th max |
275 |
Th-232 |
5.23E+16 |
3.14E+17 |
Die Avogadro-Zahl wird verwendet, um die Anzahl der radiogenen Heliumatome in Mol umzurechnen (Tabelle B4). Für jede Berechnung des Minimums und Maximums der Zirkone werden die Heliumkonzentrationen in Mol, die mit dem Zerfall von 238U, 235U und 232Th verbunden sind, addiert (Tabelle B4). Gemäß der Verwendung in Gentry et al. (1982a), Humphreys et al. (2003a) und Anhang A dieses Dokuments werden die Mol radiogenen Heliums anschließend in Kubikzentimeter Helium pro Mikrogramm Zirkon bei Standardtemperatur und -druck (STP) umgerechnet (Tabelle B4).
| Zircon | Element | Aktuelle Konzentration, ppm | Isotop | mol He/g | Gesamt mol He/g | He cc STP/g | He cc STP/μg |
|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 1A | U min | 240 | U-238 | 2.00E-06 | 3.69E-06 | 8.27E-02 | 8.27E-08 |
| U-235 | 1.59E-07 | ||||||
| 1A | Th min | 800 | Th-232 | 1.53E-06 | |||
| 1A | U max | 5300 | U-238 | 4.43E-05 | 5.16E-05 | 1.16 | 1.16E-06 |
| U-235 | 3.51E-06 | ||||||
| 1A | Th max | 2000 | Th-232 | 3.82E-06 | |||
| 1B | U min | 465 | U-238 | 3.88E-06 | 4.61E-06 | 0.103 | 1.03E-07 |
| U-235 | 3.08E-07 | ||||||
| 1B | Th min | 220 | Th-232 | 4.20E-07 | |||
| 1B | U max | 1130 | U-238 | 9.44E-06 | 1.16E-05 | 0.260 | 2.60E-07 |
| U-235 | 7.49E-07 | ||||||
| 1B | Th max | 750 | Th-232 | 1.43E-06 | |||
| 1C | U min | 1250 | U-238 | 1.04E-05 | 1.15E-05 | 0.257 | 2.57E-07 |
| U-235 | 8.28E-07 | ||||||
| 1C | Th min | 100 | Th-232 | 1.91E-07 | |||
| 1C | U max | 3300 | U-238 | 2.76E-05 | 3.03E-05 | 0.678 | 6.78E-07 |
| U-235 | 2.19E-06 | ||||||
| 1C | Th max | 275 | Th-232 | 5.25E-07 |
Gentry et al. (1982a, S. 1129-1130) nahmen für ihre 40-50 Mikrometer großen Zirkone einen Alpha-Ausstoßwert von 30-40% an:
"Das Wissen über die Zirkonmasse und den entsprechenden Kompensationsfaktor (um Unterschiede im anfänglichen He-Verlust durch nahe-oberflächliche α-Emission zu berücksichtigen) ermöglichte uns, die theoretische Menge an He zu berechnen, die sich angesichts vernachlässigbarer Diffusionsverluste hätte ansammeln können. Dieser Kompensationsfaktor ist notwendig, da die größeren (150-250 µm) Zirkone einen kleineren Anteil des insgesamt durch nahe-oberflächliche α-Emission erzeugten He verloren haben als die kleineren (40-50 µm) Zirkone. Für die kleineren Zirkone schätzen wir, dass bis zu 30-40% der innerhalb des Kristalls emittierten α-Teilchen (He) zunächst entweichen konnten, wohingegen bei den größeren Zirkonen, die wir untersuchten, nur 5-10% des gesamten He durch diesen Mechanismus verloren gegangen sein könnten."
Natürlich sagt Humphreys (2005), dass diese Werte „falsch angegeben" wurden. Um diesen Streit zu klären, enthält Tagami et al. (2003 mehrere Gleichungen, die zur Schätzung der Alpha-Emissionen der Fenton-Hill-Zirkone nützlich sein könnten. Tagami et al. (2003, S. 59) listet die folgenden Gleichungen zur Berechnung des Anteils der Alphas auf, die von einem Zirkon unmittelbar nach ihrer Entstehung durch radioaktiven Zerfall behalten werden:
FT = 1 - 4,31β + 4,92β2
β = (4L + 2W)/LW
wo:
FT = Anteil der Alphateilchen (4He), die vom Mineral zurückgehalten werden
L = Länge des Zirkons in Mikron oder cm.
W = Breite des Zirkons in denselben Einheiten wie die Länge.
Daher:
Alpha-Ausstoßwert = 1 - FT
Obwohl Gentry et al. (1982a) die „Größen" ihrer analysierten Zirkone als 40-50 µm beschrieben, deutet die folgende Beschreibung in Humphreys et al. (2003a, S. 3), die wahrscheinlich auf einer persönlichen Mitteilung mit R. Gentry basiert, darauf hin, dass die Zirkone der Proben 1, 3, 5 und 6 etwas größer waren, zumindest in der Länge:
"In Oak Ridge zerrieb Robert Gentry, ein kreationistischer Physiker, die [Gesteins]-Proben (ohne die deutlich härteren Zirkonkörner zu zerbrechen), extrahierte einen hochdichten Rückstand (da Zirkone eine Dichte von 4,7 g/cm3 aufweisen) und isolierte die Zirkone durch mikroskopische Untersuchungen, indem er Kristalle mit einer Länge von etwa 50-75 μm auswählte."
Diese Darstellung deutet darauf hin, dass die Zirkone durch Aufschwimm-Sink-Verfahren und „Kornauswahl" unter einem Mikroskop gewonnen wurden. Es gibt keine Anhaltspunkte dafür, ob die Proben gesiebt wurden. Leider sind nirgendwo in Gentry et al. (1982a) oder in den Dokumenten von Humphreys et al. Daten zur Breite der Zirkone aufgeführt. Ohne Breitenwerte kann ein FT nicht genau berechnet werden. Obwohl dies alles andere als ideal ist, ist die einzige derzeitige Methode zur Schätzung der Breiten der Zirkone in Humphreys et al. (2003a, 2004) und Gentry et al. (1982a) die Nutzung von Informationen aus Heimlich (1976). Heimlich (1976) führte eine detaillierte Zirkonuntersuchung an neun Proben aus dem Fenton Hill GT-2-Kern durch, die durchschnittliche Längen und Breiten von Zirkonen umfassten, die in der Nähe der Proben 1, 2003, 2 und 3 (meine Tabelle 1) gesammelt wurden. Einige relevante Parameter aus Heimlich (1976) sind in Tabelle B5 dargestellt.
| Tiefe (Meter) | Relevante Gentry et al. oder Humphreys et al. Probe | Mittlere Länge (2 Std. Abw.), Mikrometer |
Mittlere Breite (2 Std. Abw.), Mikrometer |
Mittlere Längsstreckung |
|---|---|---|---|---|
| 960 | 1 | 96,9 (57,4) | 43,3 (24,2) | 2,3071 |
| 960 (2. Probe) | 1 | 70,7 (41,0) | 38,3 (18,8) | 1,8688 |
| 1492 | ~2003 | 91,1 (60,2) | 40,2 (23,6) | 2,3464 |
| 2165 | ~2 | 92,1 (64,0) | 47,4 (28,8) | 1,9845 |
| 2902 | ~3 | 101,7 (76,0) | 43,2 (26,4) | 2,5015 |
Für jede Probe kann die Breite eines Zirkons mit einer Länge von 50–75 μm anhand des mittleren Längenverhältnisses geschätzt werden; das heißt, dem Durchschnitt der Längen-zu-Breiten-Verhältnisse aller Zirkone einer Probe. Die Informationen in Tabelle B5 deuten darauf hin, dass, wenn Probe 1 Zirkone mit einer Länge von 50–75 μm enthielte, ihre Breiten etwa 20–40 μm betragen sollten. Da das mittlere Längenverhältnis größer ist, würden Zirkone mit einer Länge von 50–75 μm in Probe 3 Breiten von etwa 20–30 μm aufweisen. Unter Verwendung der Gleichungen von Tagami et al. (2003, S. 59) enthält Tabelle B6 die wahrscheinlichen FT-Werte für Proben 1 und 3.
| Tiefe (Meter) | Relevanter Gentry et al. oder Humphreys et al. Probe | Länge, Mikrometer | Mittlere Elongation (Heimlich, 1976) | Geschätzte Breite, Mikrometer (eine signifikante Stelle) |
FT, Anteil der von Zirkon zurückgehaltenen Alphateilchen (eine signifikante Stelle) |
|---|---|---|---|---|---|
| 960 | 1 | 75 | 2.3071 | 30 | 0.5 |
| 50 | 2.3071 | 20 | 0.3 | ||
| 960 (#2) | 1 | 75 | 1.8688 | 40 | 0.5 |
| 50 | 1.8688 | 30 | 0.3 | ||
| 2902 | ~3 | 75 | 2.5015 | 30 | 0.4 |
| 50 | 2.5015 | 20 | 0.2 | ||
| 3930 | 5 | 75 | 2.5 | 30 | 0.4 |
| 50 | 2.5 | 20 | 0.2 | ||
| 4310 | 6 | 75 | 2 | 40 | 0.5 |
| 50 | 2.5 | 20 | 0.2 |
Die Schätzung der Breiten für die Proben 5 und 6 ist sehr unsicher. Probe 5 (wie Probe 3) ist ein Biotit-Granodiorit (Laughlin et al., 1983, S. 26). Ich gehe davon aus, dass die mittlere Elongation für Probe 5 ähnlich der von Probe 3 (einem weiteren Biotit-Granodiorit) ist, nämlich 2,5. Probe 6 ist ein Gneis, der von einem feinkörnigen Granodiorit intrudiert wurde (Laney et al., 1981, S. 4). Die mittlere Elongation liegt wahrscheinlich zwischen 2 und 2,5. Um einen maximalen Bereich möglicher FT-Werte für Probe 6 zu erhalten, würde die mittlere Elongation für Zirkone mit einer Länge von 75 Mikron 2 betragen und für Zirkone mit einer Länge von 50 Mikron ein Wert von 2,5 verwendet werden. Die Ergebnisse sind in Tabelle B6 dargestellt.
In Tabelle B7 werden die FT-Werte verwendet, um den wahrscheinlichen Bereich der Q0-Werte für die Proben 1 Zirkone zu berechnen. Um hochpräzise Q/Q0-Werte für jeden Zirkon zu erhalten, muss die Heliumkonzentration (Q) jedes einzelnen Zirkons bekannt sein. Leider ist diese Information nicht verfügbar. Da die Uran-, Thorium- und Q0-Werte der einzelnen Zirkone stark variieren (Tabellen B1 und B7), sind auch große Schwankungen der Q-Werte für die verschiedenen Zirkone zu erwarten. Bis die kritischen Q-Daten verfügbar werden, können nur fundierte Schätzungen über die möglichen Bereiche der Q/Q0-Werte für jede der Proben gemacht werden. Ein Einzelner könnte den Bereich der möglichen Q/Q0-Werte für jede Probe schätzen, indem er die maximalen und minimalen Q0-Werte für jeden Zirkon in Humphreys et al.'s revidierten Q-Wert für jede Probe (aus meiner Tabelle 1) teilt. Zum Beispiel zeigt Tabelle B8, dass der gesamte Q von 8,60 ncc STP/μg Zirkon durch die verschiedenen Q0-Werte für die Zirkone 1A-1C geteilt werden kann, um eine Reihe von Q/Q0-Werten für Probe 1 zu erhalten. Diese reichen von 0,015 bis 0,35. Die maximalen und minimalen Q/Q0-Werte für die Zirkone in Tiefen von 3930 und 4310 Metern wurden auf dieselbe Weise berechnet und als Näherungen in Tabelle 2 dargestellt.
Leider sind die Daten in Gentry et al. (1982a,b) und Humphreys et al. (2003a; 2004) zu unzureichend und schlecht definiert, um definitive Q/Q0-Werte für die Fenton Hill-Kernproben zu ermitteln. Die tatsächlichen Q/Q0-Werte könnten leicht um eine oder mehrere Größenordnungen von den Werten abweichen, die von Gentry et al. (1982a) und Humphreys et al. (2003a, 2004) verwendet wurden. Ohne geeignete Daten sind die Bemühungen zur „Modellierung" und die Helium-Diffusions-„Datierungen" in Humphreys et al. (2003a,b; 2004) und Humphreys (2003) unzuverlässig und sogar irreführend.
| Zirkon-ID | Element | Aktuelle ppm | Gesamt-He, cc STP/μg | FT zurückgehaltene Alphateilchen | Q0 nach Randverlust, cc STP/μg |
|---|---|---|---|---|---|
| 1A | U min | 240 | 8.20E-08 | 0.30 | 2.46E-08 |
| 1A | Th min | 800 | |||
| 1A | U max | 5300 | 1.15E-06 | 0.50 | 5.73E-07 |
| 1A | Th max | 2000 | |||
| 1B | U min | 465 | 1.02E-07 | 0.30 | 3.07E-08 |
| 1B | Th min | 220 | |||
| 1B | U max | 1130 | 2.58E-07 | 0.50 | 1.29E-07 |
| 1B | Th max | 750 | |||
| 1C | U min | 1250 | 2.55E-07 | 0.30 | 7.64E-08 |
| 1C | Th min | 100 | |||
| 1C | U max | 3300 | 6.73E-07 | 0.50 | 3.36E-07 |
| 1C | Th max | 275 |
| Zirkon-ID | Tiefe (m) | Element | Aktuelle ppm | Q0 in ncc STP/μg nach 30–50% Verlusteffekten | Gemessenes He (Q) ncc STP/μg aus Humphreys et al. (2003a) | Rough Estimates of Q/Q0 für einzelne Zirkone |
|---|---|---|---|---|---|---|
| 1A | 960 | U min | 240 | 2.46E-08 | 8.60E-09 | 0.35 |
| 1A | 960 | Th min | 800 | |||
| 1A | 960 | U max | 5300 | 5.73E-07 | 8.60E-09 | 0.015 |
| 1A | 960 | Th max | 2000 | |||
| 1B | 960 | U min | 465 | 3.07E-08 | 8.60E-09 | 0.28 |
| 1B | 960 | Th min | 220 | |||
| 1B | 960 | U max | 1130 | 1.29E-07 | 8.60E-09 | 0.067 |
| 1B | 960 | Th max | 750 | |||
| 1C | 960 | U min | 1250 | 7.64E-08 | 8.60E-09 | 0.11 |
| 1C | 960 | Th min | 100 | |||
| 1C | 960 | U max | 3300 | 3.36E-07 | 8.60E-09 | 0.026 |
| 1C | 960 | Th max | 275 |
REFERENZEN (einschließlich Internet-Links, sofern verfügbar)
Armitage, M.H., 2004, "Helium-Einschluss in tiefen Kern-Zirkonen," American Laboratory, Juli, S. 17-20. http://www.iscpubs.com/articles/index.php?3-al_all-al/a0407arm.pdf Hinweis: Obwohl nicht detailliert und unzureichend peer-reviewed, ist Armitage (2004) derzeit der einzige bekannte vollständige Artikel über den Fenton-Hill-Kern, der von einem YEC in einem authentischen Wissenschaftsjournal verfasst wurde.
Babinski, E.T. (Hrsg.), 1995, Leaving the Fold: Testimonies of Former Fundamentalists, Prometheus, Amherst, NY.
Bailey, S.W., 1984, "Kristallchemie der echten Micas," Reviews in Mineralogy, v. 13, S. 13-60.
Baxter, E.F., 2003, "Quantifizierung der Faktoren, die das Vorhandensein von überschüssigem 40Ar oder 4He kontrollieren," Earth Planet. Sci. Lett., v. 216, S. 619-634.
Burruss, R.C. und L.S. Hollister, 1979, "Beweise aus Fluid-Inklusionen für ein paläogeothermisches Gradient an den geothermischen Testbohrstellen, Los Alamos, New Mexico," J. of Volc. and Geotherm. Research, v. 5, S. 163-177.
Cherniak, D.J. und E.B. Watson, 2000, "Pb-Diffusion in Zirkon," Chem. Geol., v. 172, S. 5-24.
Chernicoff, S., H.A. Fox, und L.H. Tanner, 2002, Erde: Geologische Prinzipien und Geschichte, Houghton Mifflin Company, Boston.
Cook, M., 1957, „Wo ist das radiogene Helium der Erde?", Nature, Nr. 4552, 26. Januar, S. 213.
Dalrymple, G. B., 1984, "Wie alt ist die Erde?: Eine Antwort auf das `wissenschaftliche' Kreationismus," in Proceedings of the 63rd Annual Meeting of the Pacific Division, American Association for the Advancement of Science, v. 1, pt. 3, Frank Awbrey und William Thwaites (Hrsg). http://www.talkorigins.org/faqs/dalrymple/how_old_earth.html
Dalrymple, G.B. und M.A. Lanphere, 1969, Kalium-Argon-Datierung: Prinzipien, Techniken und Anwendungen in der Geochronologie, W.H. Freeman and Co., San Francisco.
Davis, J.C., 1986, Statistik und Datenanalyse in der Geologie, 2. Aufl., John Wiley & Sons, New York.
Delsemme, A., 1998, Unsere kosmischen Ursprünge: Vom Urknall bis zum Aufkommen von Leben und Intelligenz, Cambridge University Press, Cambridge, Vereinigtes Königreich.
Dunai, T.J. und K. Roselieb, 1996, "Adsorption und Diffusion von Helium in Granat: Implikationen für die Spurenanalyse und Datierung flüchtiger Substanzen," Earth Planet. Sci. Letter, v. 139, S. 411-421.
Farley, K.A., R.A. Wolf, und L.T. Silver, 1996, "Die Auswirkungen langer Alpha-Stopp-Distanzen auf (U-Th)/He-Alter," Geochim. et Cosmo. Acta., v. 60, n. 21, S. 4223-4229.
Farley, K.A., 2002, "(U-Th)/He-Datierung: Techniken, Kalibrierungen und Anwendungen," Rev. Min. Geochem., v. 47, S. 819-844.
Faure, G., 1986, Prinzipien der Isotopengeologie, 2. Aufl., John Wiley & Sons, New York.
Faure, G., 1998, Principles and Applications of Geochemistry, 2. Aufl., Prentice Hall, Upper Saddle River, NJ.
Geisler, T., R.T. Pidgeon, W. van Bronswijk, und R. Kurtz, 2002, "Transport von Uran, Thorium und Blei in metamiktischem Zirkon unter niedertemperatur-hydrothermalen Bedingungen," Chem. Geol., v. 191, S. 141-154.
Gentry, R.V., G.L. Gush, und E.R. McBay, 1982a, "Differenzielle Heliumretention in Zirkonen: Implikationen für die Kernwaste-Cortainment," Geophys. Res. Letters, v. 9, n. 10, S. 1129-1130. http://www.halos.com/reports/grl-1982-helium-in-zircons.pdf
Gentry, R.V., T.J. Sworski, H.S. McKown, D.H. Smith, R.E. Eby, und W.H. Christie, 1982b, "Differenzielle Bleirückhaltung in Zirkonen: Implikationen für die Lagerung von Kernabfällen," Science, v. 216, 16. April, S. 296-298. http://www.halos.com/reports/science-1982-lead-in-zircons.pdf
Goff, F. und J. N. Gardner, 1994, "Evolution eines mineralisierten Geothermal-Systems, Valles Caldera, New Mexico," Economic Geology, v. 89, S. 1803-1832.
Hanes, J.A., 1991, "K-Ar und 40Ar/39Ar Geochronologie: Methoden und Anwendungen", in Anwendungen radiogener Isotopensysteme zu Problemen in der Geologie, L. Heaman und J.N. Ludden (Hrsg.), Short Course Handbuch, v. 19, S. 27-57.
Harrison, T. M.; P. Morgan und D. D. Blackwell, 1986, „Constraints on the Age of Heating at the Fenton Hill Site, Valles Caldera, New Mexico," J. Geophys. Res. v. 91, n. B2, S. 1899-1908.
Heimlich, R.A., 1976, Morphologie von Zirkonen aus präkambrischen Gesteinen, die vom geothermischen Bohrlöch GT-2 durchdrungen wurden, Los Alamos National Laboratory, Los Alamos, NM, LA-6433-MS.
Humphreys, D. R., 1984, „Die Entstehung planetarer Magnetfelder," Creation Research Society Quarterly 21(3):140-149, Dezember. http://www.creationresearch.org/crsq/articles/21/21_3/21_3.html.
Humphreys, D.R., 1990, „Jenseits von Neptun: Voyager II unterstützt die Schöpfung," ICR Impact, Nr. 203, Mai. http://www.icr.org/index.php?module=articles&action=view&ID=329
Humphreys, D.R., 2000, "Beschleunigter Kernzerfall: Eine tragfähige Hypothese?", Kapitel 7 in L. Vardiman, A.A. Snelling und E.F. Chaffin (Hrsg.), Radioisotope und das Alter der Erde, Institute for Creation Research, El Cajon, CA und Creation Research Society, St. Joseph, Mo, S. 333-379.
Humphreys, D.R., 2003, "Neue RATE-Daten stützen die junge Welt," Impact, n. 366, Institute for Creation Research. http://www.icr.org/pdf/imp/imp-366.pdf
Humphreys, D.R., 2005, "Helium-Evidenz für eine junge Welt bleibt kristallklar," auf der Website True.origin: http://www.trueorigin.org/helium01.asp ; PDF-Version auf der ICR-Website: http://www.icr.org/pdf/rate/humphreys_to_hanke.pdf
Humphreys, D.R.; S.A. Austin; J.R. Baumgardner und A.A. Snelling, 2003a, „Helium-Diffusionsraten unterstützen beschleunigten Kernzerfall," Proceedings of the Fifth International Conference on Creationism, R. Ivey (Hrsg.), Creation Science Fellowship, Pittsburgh, PA. http://www.icr.org/pdf/research/Helium_ICC_7-22-03.pdf
Humphreys, D.R.; S.A. Austin; J.R. Baumgardner und A.A. Snelling, 2003b, „Präkambrische Zirkone ergeben ein Helium-Diffusionsalter von 6.000 Jahren," American Geophysical Union Herbstkonferenz, Abstract V32C-1047. http://www.icr.org/pdf/research/AGUHeliumPoster_Humphreys.pdf Zusammenfassung veröffentlicht in Eos, Transactions of the American Geophysical Union 84(46), Herbst-Meeting-Ergänzung als „Kürzlich gemessene Helium-Diffusionsrate für Zirkon deutet auf Inkonsistenz mit dem U-Pb-Alter für den Fenton-Hill-Granodiorit hin."
Humphreys, D.R., S.A. Austin, J.R. Baumgardner und A.A. Snelling, 2004, „Helium-Diffusions-Alter von 6.000 Jahren unterstützt beschleunigten Kernzerfall", Creation Research Society Quarterly, v. 41, n. 1, Juni, S. 1-16. http://www.creationresearch.org/crsq/articles/41/41_1/Helium.htm
Hyndman, D.W., 1985, Petrologie von magmatischen und metamorphen Gesteinen, McGraw-Hill, New York.
Keppel, G., 1991, Design and Analysis: A Researcher's Handbook, 3. Aufl., Prentice Hall, Engelwood Cliffs, NJ.
Klein, C., 2002, Mineral Science, 22. Aufl., John Wiley & Sons, New York.
Krauskopf, K.B. und D.K. Bird, 1995, Einführung in die Geochemie, 3. Aufl., WCB McGraw-Hill, Boston, MA.
Laney, R., A.W. Laughlin, und M.J. Aldrich, Jr., 1981, Geologie und Geochemie von Proben aus dem Los Alamos National Laboratory HDR-Bohrloch EE-2, Fenton Hill, New Mexico, LA-8923-MS, National Technical Information Service, Los Alamos National Laboratory, NM.
Laughlin, A.W., 1981, "Das Geothermische System der Jemez Mountains, New Mexico und seine Erforschung," in L. Rybach und L.J.P. Muffler (Hrsg.) Geothermische Systeme: Prinzipien und Fallgeschichten, Kapitel 11, John Wiley & Sons, New York, S. 295-320.
Laughlin, A.W. und A. Eddy, 1977, Petrographie und Geochemie von Precambrian Rocks aus GT-2 und EE-1, Los Alamos Scientific Laboratory, Los Alamos, NM, Report LA-6930-MS.
Laughlin, A.W., A.C. Eddy, R. Laney und M.J. Aldrich, Jr., 1983, "Geologie des Hot Dry Rock Site von Fenton Hill, New Mexico," J. of Volc. and Geotherm. Research, v. 15, S. 21-41.
Lee, J.K.W., I.S. Williams, und D.J. Ellis, 1997, "Pb, U und Th-Diffusion in natürlichem Zirkon," Nature, v. 390, S. 159-162.
LieSvendsen, O. und M.H. Rees, 1996, "Helium-Entweichung aus der terrestrischen Atmosphäre: Der Ionen- Ausflussmechanismus," J. of Geophys. Res. - Space Phys., v. 101, n. A2, S. 2435-2443.
Lippolt, H.J. und E. Weigel, 1988, "4He-Diffusion in 40Ar-retentiven Mineralen," Geochim. et Cosmo. Acta, v. 52, S. 1449-1458.
Ludwig, K.R., R.E. Zartman und S.S. Goldich, 1984, "Lead Retention in Zircons," Science, v. 223, n. 4638, p. 835.
Magomedov, Sh. A., 1970, "Migration of Radiogenic Products in Zircon," Geokhimiya, v. 2, p. 263-267 (auf Russisch). Englischer Zusammenfassung: Geochemistry International, v. 7, n. 1, p. 203.
McDougall, I. und T. M. Harrison, 1999, Geochronologie und Thermochronologie durch die 40Ar/39Ar-Methode, Oxford University Press, New York.
Morris, J.D., 2000, "Prolog" in Radioisotope und das Alter der Erde, L. Vardiman, A.A. Snelling und E.F. Chaffin (Hrsg.), Institute for Creation Research, El Cajon und Creation Research Society, St. Joseph, Mo, S. iii-viii.
Mussett, A.E., 1969, "Diffusionsmessungen und die Kalium-Argon-Methode zur Datierung," Geophys. J. R. Astr. Soc., v. 18, S. 257-303.
Nicolaysen, L.O., 1957, "Festkörperdiffusion in radioaktiven Mineralien und die Messung des absoluten Alters," Geochim. Cosmochim. Acta, v. 11, S. 41-59.
Reiners, P.W., K.A. Farley, und H.J. Hickes, 2002, "He-Diffusion und (U-Th)/He-Thermochronometrie von Zirkon: Erste Ergebnisse aus Fish Canyon Tuff und Gold Butte," Tectonophysics, v. 349, S. 297-308.
Reiners, P.W., T.L. Spell, S. Nicolescu, und K.A. Zanetti, 2004, "Zirkon (U-Th)/He-Thermochronometrie: He-Diffusion und Vergleiche mit 40Ar/39Ar-Datierung," Geochimica et Cosmochimica Acta, v. 68, n. 8, S. 1857-1887.
Sasada, M., 1989, "Fluid Inclusion Evidence for Recent Temperature Increases at Fenton Hill Hot Dry Rock Test Site West of the Valles Caldera, New Mexico, U.S.A., J. Volc. and Geotherm. Res., v. 36, p. 257-266.
Shizgal, B.D. und G.G. Arkos, 1996, "Nichtthermischer Entzug der Atmosphären von Venus, Erde und Mars," Rev. of Geophy. v. 34, n. 4, S. 483-505.
Smith, S. P. und B. M. Kennedy, 1985, "Noble Gas Evidence for Two Fluids in the Baca (Valles Caldera) Geothermal Reservoir," Geochimica et Cosmochimica Acta, v. 49, p. 893-902.
Snelling, A.A. und J. Woodmorappe, 1998, „Die Abkühlung dicker magmatischer Körper auf einer jungen Erde," Proceedings of the Fourth International Conference on Creationism, 3.–8. August, Pittsburgh, PA, USA, Technische Symposium-Sitzungen, R. E. Walsh (Hrsg.), Creation Science Fellowship, Inc., 705 Washington Dr., Pittsburgh, PA, USA 15229.
Tagami, T., K.A. Farley, und D.F. Stockli, 2003, "(U-Th)/He-Geochronologie von einzelnen Zirkongranaten mit bekanntem tertiärem Ausbruchsalter," Earth Planet. Sci. Letters, v. 207, S. 57-67.
Tolstikhin, I.N. und B. Marty, 1998, „Die Evolution terrestrischer Fluchtstoffe: Eine Sichtweise aus der Modellierung von Helium-, Neon-, Argon- und Stickstoffisotopen," Chem. Geol., v. 147, S. 27-52.
Truesdell, A.H. und C.J. Janik, 1986, "Reservoir-Prozesse und Fluid-Ursprünge im Baca-Geothermischen System, Valles Caldera, New Mexico," J. Geophys. Research, v. 91, n. B2, S. 1817-1833.
Trull, T.W. und M.D. Kurz, 1993, "Experimentelle Messungen der Mobilität von 3He und 4He in Olivin und Klinopyroxen bei magmatischen Temperaturen," Geochimica et Cosmo. Acta, v. 57, S. 1313-1324.
Van Allen, J.A. und F. Bagenal, 1999, "Planetäre Magnetosphären und das interplanetare Medium," in J. K. Beatty, C.C. Petersen und A. Chaikin (Hrsg.) Das neue Sonnensystem, 4. Aufl., Cambridge University Press, Cambridge, Vereinigtes Königreich.
Vardiman, L., 1990, Das Alter der Erdatmosphäre: Eine Studie des Helium-Flusses durch die Atmosphäre, Institute for Creation Research, El Cajon, CA.
Vardiman, L., A.A. Snelling und E.F. Chaffin (Hrsg.), 2000, Radioisotope und das Alter der Erde, Institute for Creation Research, El Cajon, CA und Creation Research Society, St. Joseph, Mo.
Vardiman, L., 2005, Beweise für eine junge Erde aus dem Ozean und der Atmosphäre, Institute for Creation Research, El Cajon, CA. http://www.icr.org/index.php?module=news&action=view&ID=33
West, F.G. und A.W. Laughlin, 1976, "Spectral Gamma Logging in Crystalline Basement Rocks," Geology, v. 4, S. 617-618.
Winkler, H.G.F., 1979, Petrogenesis of Metamorphic Rocks, 5. Aufl., Springer-Verlag, New York.
Woodmorappe, J. (Pseudonym), 1999, Die Mythologie moderner Datierungsmethoden, Institute for Creation Research, El Cajon, CA.
Zartman, R. E., 1979, Uranium, thorium, and lead isotopic composition of biotite granodiorite (Sample 9527-2b) from LASL Drill Hole GT-2, Los Alamos Scientific Laboratory Report LA-7923-MS.