APÉNDICE A: CÁLCULO DE LOS VALORES DE Q/Q0 UTILIZANDO LAS SUPUESTAS EN GENTRY ET AL. (1982a)
Q se refiere a la cantidad medida de helio (presumiblemente solo radiogénico 4He) en un mineral. Desde su cristalización hasta el presente, Q0 es la cantidad máxima de helio radiogénico (4He) que podría acumularse en un mineral a partir del decaimiento radiactivo de su uranio y torio (Humphreys et al., 2003a, p. 3). Q0 asume que no ha ocurrido difusión ("fuga") excepto por la "eyección alfa" (Farley et al., 1996; Tagami et al., 2003). Q/Q0 representaría entonces la fracción de helio radiogénico 4He (es decir, presumiblemente sin ningún componente extraño) que permanece en una muestra desde su cristalización. El valor de Q/Q0 de un zircón no solo dependería de su edad, sino también de su tamaño, el número de fracturas y áreas metamictas, las presiones subsuperficiales, sus concentraciones originales de uranio o torio y una serie de otros factores.
Haciendo varias suposiciones que sin duda son inexactas, Gentry et al. (1982a, p. 1129) derivaron un valor de Q0 para los zircónes en todos sus muestras del Precámbrico y utilizaron este valor para estimar los valores de Q/Q0 de sus zircónes. Gentry et al. (1982a, p. 1129) expresan sus suposiciones en el siguiente párrafo:
"Para los otros zircónes del granito [sic, granodiorita] y núcleos de gneis [muestras 1-6], asumimos que la concentración de Pb radiogénico en los zircónes de todas las profundidades fue, en promedio, la misma que la medida (Zartman, 1979) a 2900 m, i.e., ~80 ppm con 206Pb/207Pb y 206Pb/208Pb de diez (Gentry et al., ...[1982b]; Zartman, 1979). Dado que cada átomo de U y Th derivado de 206Pb, 207Pb y 208Pb representa 8, 7 y 6 desintegraciones alfa respectivamente, esto significa que debería haber ~7,7 átomos de He generados por cada átomo de Pb en estos zircónes." [mi énfasis, a diferencia de Humphreys, 2005, Gentry et al., 1982a admiten que los núcleos contienen gneis.]
En primer lugar, asumieron que las concentraciones de plomo radiogénico (plomo total 206Pb, 207Pb y 208Pb) de los zircones de cada una de las seis muestras promediaban 80 partes por millón (ppm). Basado en las discusiones en mi Apéndice B, esta suposición probablemente es demasiado baja. No obstante:
80 ppm = 80 microgramos de Pb radiogénico/gramo de zircón = 0.00008 g de Pb radiogénico/g de zircón
Aunque la masa atómica general del Pb (207.2 amu) incluye el 204Pb no radiogénico, la masa atómica del Pb radiogénico está cerca de 207.2 amu. Por lo tanto:
0.00008 g/g dividido por 207.2 g Pb/mol Pb = 3.9 x 10-7 moles de Pb radiogénico/g de zircón
Las concentraciones de los diversos isótopos de plomo radiogénico se representan entonces mediante la siguiente ecuación:
206Pb + 207Pb + 208Pb = 3.9 x 10-7 moles totales de Pb radiogénico/gramo de zircón
Dado:
206Pb/207Pb = 10. Es decir: 207Pb = 206Pb/10. El supuesto de Gentry et al. (1982a) es razonable aquí. Los valores reales de Gentry et al. (1982b, p. 296) son aproximadamente de 9.6 a 11.2.
206Pb/208Pb = 10. Es decir: 208Pb = 206Pb/10. Esta suposición por parte de Gentry et al. (1982a) es más cuestionable. Gentry et al. (1982b, p. 296) tiene valores reales tan bajos como 3.1 y tan altos como 14.
Combinando estas ecuaciones y usando algo de álgebra:
206Pb + 206Pb/10 + 206Pb/10 = 3.9 × 10-7 moles/g
Multiplicando todo por 10:
10(206Pb) + 206Pb + 206Pb = 3.9 × 10-6 moles/g
12 (206Pb) = 3.9 × 10-6
206Pb = 3.25 × 10-7 mol/g
Luego: 207Pb = 208Pb = 3.25 x 10-8 mol/g
Gentry et al. (1982a, p. 1129) señalan:
"Durante el decaimiento del uranio y el torio, cada átomo de 206Pb, 207Pb y 208Pb experimenta, respectivamente, 8, 7 y 6 decaimientos alfa."
Por lo tanto:
Helio radiogénico 4He total producido con el Pb radiogénico:
Total radiogénico 4He = 8(206Pb en moles) + 7(207Pb en moles) + 6(208Pb en moles)
Total radiogénico He = 8(3.25 × 10-7) + 7(3.25 x 10-8) + 6(3.25 × 10-8) = 2.60 x 10-6 + 2.275 × 10-7 + 1.95 x 10-7 = 3.02 × 10-6 moles/g
Hay 109 nanomoles en un mol.
He radiogénico total = 3.02 × 10-6 moles/g x 109 nanomoles/mol = 3020 nanomoles He/gramo de zircón
Convertir a la escala de centímetros cúbicos (Temperatura y Presión Estándar [STP]) de He radiogénico/microgramo de zircón de Humphreys et al. requiere los siguientes pasos:
Las leyes de los gases establecen que a temperatura y presión atmosférica estándar (STP), 1 mol de cada gas tiene un volumen de 22.4 litros:
22,4 litros = 22.400 mililitros (ml)
1.0 ml = 1.0 centímetro cúbico (cc)
Por lo tanto: 22,4 litros = 22.400 cc
Total de He radiogénico = 3020 × 10-9 moles/g × 22,400 cc STP/mol = 6.8 x10-2 cc STP/g
Hay 106 microgramos en un gramo. Por lo tanto:
6.8 × 10-2 cc STP/g dividido por 106 microgramos/g = 6.8 × 10-8 cc STP/microgramo
Gentry et al. (1982a, p. 1129-1130) argumentan que hasta el 40% del helio radiogénico se pierde por eyección alfa:
60% de 6,8 × 10-8 cc STP/microgramo = 41 x 10-9 cc STP de He radiogénico/microgramo de zircón = Q0
Este valor es más del doble que el valor de Q0 de aproximadamente 15 × 10-9 cc STP de He radiogénico por microgramo de zircón avalado por Humphreys et al. (2004, p. 9).
Utilizando las concentraciones de helio medidas (valores Q) listadas en Humphreys et al. (2003a, p. 3), la Tabla A muestra los valores de Q/Q0 que Humphreys et al. (2003a) deberían haber obtenido utilizando los supuestos en Gentry et al. (1982a). El uso de porcentajes de eyección de alfa del 30% reduciría aún más estos valores de Q/Q0. No obstante, los datos químicos en Gentry et al. (1982a) y Zartman (1979) indican que los valores en la Tabla A probablemente no son muy confiables (comparar con los diversos resultados en mi Apéndice B). Los supuestos en Gentry et al. (1982a) son sin duda inexactos y es incorrecto aplicar un solo valor de Q0 a todas las muestras de Fenton Hill del Precámbrico, especialmente cuando los análisis químicos en Gentry et al. (1982b) indican concentraciones altamente variables de uranio y torio incluso dentro de zircones individuales.
En lugar de aceptar que los supuestos en Gentry et al. (1982a) no apoyan un valor de Q0 de 15 × 10-9 cc STP de helio radiogénico por microgramo de zircón o sus altos valores de Q/Q0, Humphreys (2005) intenta salvar sus altos valores de Q/Q0 afirmando que existen números adicionales "mal expresados" en Gentry et al. (1982a) relacionados con los porcentajes de eyección de alfa:
"En su Apéndice A, Henke deriva su valor para Q0, 41 ncc/µg (1 ncc = 1 "nano-cc" = 10-9 cm3 a presión y temperatura estándar, STP). Está en el rango correcto, pero probablemente está utilizando un valor demasiado pequeño para el porcentaje de partículas alfa (núcleos de helio emitidos por el decaimiento nuclear) que escapan de los zirconos. El porcentaje proviene del artículo de Gentry, pero Gentry puede haber malinterpretado lo que quería decir con el número."
Por supuesto, hay suficientes supuestos cuestionables y números poco fiables en Gentry et al. (1982a). Sin embargo, si los valores de expulsión de alfa del 30-40% de Gentry et al. (1982a) son demasiado bajos como Humphreys (2005) afirma, ¿por qué deberíamos aceptar cualquier otra declaración en Gentry et al. (1982a)? ¿Por qué el Dr. Humphreys sigue dispuesto a confiar en los valores de Q/Q0 en Gentry et al. (1982a) después de haber admitido que casi todos los demás datos en este artículo son un "error tipográfico" o un número "mal expresado"? ¿Cuándo terminará la lista de errores en Gentry et al. (1982a)?
| No. | Profundidad (m) | Concentraciones revisadas de He (Q) en Humphreys et al., 2003a (cc STP/microgramo) | Cálculo de Q/Q0 de Humphreys et al. ±30% (usando Q0 = 15 × 10-9 cc STP/microgramo) | Mi cálculo de Q/Q0 usando las suposiciones en 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 |
APÉNDICE B: CÁLCULO DE VALORES DE Q0 MÁS REALISTAS Y ESTIMACIONES DE VALORES DE Q/Q0 PARA ZIRCONES INDIVIDUALES DE LAS MUESTRAS 1, 3, 5 Y 6 UTILIZANDO DATOS QUÍMICOS DE GENTRY ET AL. (1982b) Y Zartman (1979) (Sin respuesta de Humphreys, 2005)
Gentry et al. (1982b) listan datos químicos para zircones individuales extraídos de profundidades de 960, 3930 y 4310 metros en los núcleos de Fenton Hill (muestras 1, 5 y 6 en Gentry et al., 1982a). Zartman (1979) también contiene un análisis de uranio y torio en un zircon que fue recolectado a menos de cuatro metros de la muestra 3 y dentro de la misma litología (un granodiorita de biotita). Estos datos permiten estimar mejor los valores de Q0 en las cuatro profundidades que simplemente utilizar los valores genéricos que fueron calculados para las muestras 1-6 por Gentry et al. (15 ncc STP/μg según Humphreys et al., 2004, p. 9) o en el Apéndice A de este informe (41 ncc STP/μg). Los valores de Q0 calculados en este apéndice pueden entonces utilizarse para estimar aproximadamente el rango de posibles valores de Q/Q0 para las cuatro muestras.
La Tabla B1 muestra el rango de concentraciones de uranio y torio para siete zircones diferentes de las muestras 1, 5 y 6 de Gentry et al., (1982b, p. 296) y el zircon de Zartman (1979). Las letras asociadas con los números de muestra de Gentry et al. (1982b) en la Tabla B1 representan diferentes especímenes de zircon que fueron analizados de cada profundidad.
|
ID del zircon |
Profundidad (m) |
U (partes por millón) |
Th (partes por millón) |
|
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 |
Por lo general, Gentry et al. (1982b) realizaron cuatro pares de análisis de uranio y torio en cada zircón. Gentry et al. (1982b) notaron que las concentraciones de uranio y torio variaban considerablemente incluso en diferentes ubicaciones del mismo grano de zircón. Al calcular las concentraciones, Gentry et al. (1982b) asumieron que los zircones eran puros ZrSiO4. Aunque los zircones típicamente contienen entre 1-4% de hafnio (Klein, 2002, p. 498), esta suposición probablemente es razonable. Zartman (1979, p. 6) disolvió y analizó todo su zircón para isótopos de uranio, torio y plomo.
Los cálculos en este apéndice se realizaron en una hoja de cálculo de Microsoft Excel™. Estos cálculos asumen que no hubo adición ni pérdida de uranio o torio en los zircones con el paso del tiempo. Para obtener el rango máximo posible de valores de helio Q0 para cada uno de los zircones de Gentry et al. (1982b) en la Tabla B1, los cálculos emparejaron la concentración más alta de uranio para cada zircon con su concentración más alta de torio y la concentración más baja de uranio con el valor más bajo de torio.
La tabla B2 muestra las concentraciones máximas y mínimas actuales de uranio y torio para cada zircón del gneis precámbrico a una profundidad de 960 metros (muestra 1). Los valores en partes por millón (ppm) son iguales a microgramos/gramo. Las concentraciones en microgramos/gramo pueden dividirse por 1 x 106 microgramos/gramo para convertirlas en gramos de elemento/gramo de zircón. Las concentraciones en moles de elemento/gramo de zircón se obtienen dividiendo las concentraciones en gramos/gramo por los pesos atómicos del uranio y el torio (238.03 y 232.038 g/mol, respectivamente). Ahora, el 99.2743% del uranio natural moderno es 238U y solo el 0.7200% es 235U (Faure, 1998, p. 284). Estos porcentajes se utilizan para determinar las concentraciones en moles/g de cada isótopo de uranio, como se muestra en la tabla B2. A continuación, los moles/g de 238U, 235U y 232Th se multiplican por el número de Avogadro (6.022 x 1023 átomos/mol) para obtener el número total de átomos (N) de cada isótopo en cada gramo de zircón.
| Zircón | Elemento | Conc. actual, ppm | mol/g | mol/g 238U | mol/g, 235U | N, átomos/g |
|---|---|---|---|---|---|---|
|
1A |
U mínimo |
240 |
1.01E-06 |
1.00E-06 |
6.03E+17 |
|
|
7.26E-09 |
4.37E+15 |
|||||
|
1A |
Th mínimo |
800 |
3.45E-06 |
2.08E+18 |
||
|
1A |
U máximo |
5300 |
2.23E-05 |
2.21E-05 |
1.33E+19 |
|
|
1.60E-07 |
9.66E+16 |
|||||
|
1A |
Th máximo |
2000 |
8.62E-06 |
5.19E+18 |
||
|
1B |
U mínimo |
465 |
1.95E-06 |
1.94E-06 |
1.17E+18 |
|
|
1.41E-08 |
8.47E+15 |
|||||
|
1B |
Th mínimo |
220 |
9.48E-07 |
5.71E+17 |
||
|
1B |
U máximo |
1130 |
4.75E-06 |
4.71E-06 |
2.84E+18 |
|
|
3.42E-08 |
2.06E+16 |
|||||
|
1B |
Th máximo |
750 |
3.23E-06 |
1.95E+18 |
||
|
1C |
U mínimo |
1250 |
5.25E-06 |
5.21E-06 |
3.14E+18 |
|
|
3.78E-08 |
2.28E+16 |
|||||
|
1C |
Th mínimo |
100 |
4.31E-07 |
2.60E+17 |
||
|
1C |
U máximo |
3300 |
1.39E-05 |
1.38E-05 |
8.29E+18 |
|
|
9.98E-08 |
6.01E+16 |
|||||
|
1C |
Th máximo |
275 |
1.19E-06 |
7.14E+17 |
Según la información en el Apéndice A de Humphreys et al. (2003a), los zircones a una profundidad de 750 metros tienen aproximadamente 1.43 mil millones de años. Zartman (1979) encontró que el zircon a una profundidad de 2903.8 metros (cerca de la muestra 3 de Gentry et al.) tiene 1.500 mil millones de años. Para las muestras a 3930 y 4310 metros (muestras 5 y 6), estaré de acuerdo con Humphreys et al. (2003a, p. 11) y asumiré una edad de 1.5 mil millones de años.
Las siguientes ecuaciones y datos de Faure (1998, p. 281-284) se utilizan para calcular el número de moles de plomo radiogénico y helio producidos a partir de la desintegración de 238U, 235U y 232Th durante 1.43 o 1.5 mil millones de años.
D* = N(eλt -1)
D* = número de átomos de Pb radiogénico
N = número de átomos de uranio y torio actualmente presentes en la muestra.
λ = constantes de desintegración:
λ para 238U = 1.55125 × 10-10 1/año
λ para 235U = 9.8485 × 10-10 1/año
λ para 232Th = 4.9475 × 10-11 1/año
t = edad de la muestra
El número de átomos hijas (un valor D* para 206Pb, 207Pb y 208Pb) ahora puede calcularse, como se muestra en la Tabla B3. Por cada átomo de 206Pb producido por el decaimiento de 238U, se forman 8 átomos de 4He. La formación de un átomo de 207Pb resulta en la formación de 7 átomos de 4He y 6 átomos de 4He están asociados con cada átomo de 208Pb (Gentry et al., 1982a, p. 1129). La Tabla B3 lista el número de átomos de helio radiogénico que serían producidos por 1.43 mil millones de años de decaimiento radiactivo de 232Th, 235U y 238U.
| Zircón | Elemento | Concentración actual, ppm | Isótopo | D* | # Átomos de He |
|---|---|---|---|---|---|
|
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 |
El número de Avogadro se utiliza para convertir el número de átomos de helio radiogénico en moles (Tabla B4). Para cada cálculo de circonio mínimo y máximo, se suman las concentraciones de helio en moles asociadas con la desintegración de 238U, 235U y 232Th (Tabla B4). Siguiendo el uso en Gentry et al. (1982a), Humphreys et al. (2003a) y el Apéndice A de este documento, los moles de helio radiogénico se convierten luego en centímetros cúbicos de helio por microgramo de circonio a temperatura y presión estándar (STP) (Tabla B4).
| Zircón | Elemento | Conc. actual, ppm | Isótopo | mol He/g | Total 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, p. 1129-1130) asumieron un valor de expulsión alfa del 30-40% para sus zircones de 40-50 micras:
"El conocimiento de la masa de zircón y el factor de compensación apropiado (para tener en cuenta las diferencias en la pérdida inicial de He mediante emisión α cercana a la superficie) nos permitió calcular la cantidad teórica de He que podría haberse acumulado asumiendo una pérdida por difusión despreciable. Este factor de compensación es necesario porque los zircones más grandes (150-250 µm) perdieron una proporción menor del He total generado con el cristal mediante emisión α cercana a la superficie que los zircones más pequeños (40-50 µm). Para los zircones más pequeños, estimamos que hasta un 30-40% de las partículas α (He) emitidas dentro del cristal podrían haber escapado inicialmente, mientras que para los zircones más grandes que estudiamos, solo un 5-10% del He total podría haberse perdido mediante este mecanismo."
Por supuesto, Humphreys (2005) afirma que estos valores han sido "mal expresados". Para resolver esta disputa, Tagami et al. (2003) incluye varias ecuaciones que podrían ser útiles para estimar las emisiones de alfa de los zircónes de Fenton Hill. Tagami et al. (2003, p. 59) enumera las siguientes ecuaciones para calcular la fracción de alfas retenidas por un zircón inmediatamente después de su formación a partir de la desintegración radiactiva:
FT = 1 - 4.31β + 4.92β2
β = (4L + 2W)/LW
dónde:
FT = fracción de alfas (4He) retenida por el mineral
L = longitud del zircón en micras o cm.
W = ancho del zircón en las mismas unidades que la longitud.
Por lo tanto:
Valor de eyección alfa = 1 - FT
Aunque Gentry et al. (1982a) describieron los "tamaños" de sus zirconos analizados como 40-50 µm, la siguiente descripción en Humphreys et al. (2003a, p. 3), que probablemente se basa en una comunicación personal con R. Gentry, indica que los zirconos de las muestras 1, 3, 5 y 6 fueron algo más grandes, al menos en longitud:
"En Oak Ridge, Robert Gentry, un físico creacionista, trituró las muestras de [roca] (sin romper los granos de zircón mucho más duros), extrajo un residuo de alta densidad (ya que los zircones tienen una densidad de 4.7 gramos/cm3) e isoló los zircones mediante exámenes microscópicos, eligiendo cristales de unos 50-75 μm de longitud."
Este relato sugiere que los zircones fueron recuperados mediante métodos de flotación-sedimentación y "selección de granos" bajo un microscopio. No hay indicación de si las muestras fueron tamizadas o no. Desafortunadamente, no se listan datos de anchura sobre los zircones en ninguna parte de Gentry et al. (1982a) ni en ninguno de los documentos de Humphreys et al.. Sin datos de anchura, no se puede calcular con precisión un FT. Aunque está lejos de ser ideal, el único método actual para estimar las anchuras de los zircones en Humphreys et al. (2003a, 2004) y Gentry et al. (1982a) es utilizar información de Heimlich (1976). Heimlich (1976) realizó un estudio detallado de zircones sobre nueve muestras del núcleo GT-2 de Fenton Hill, que incluía longitudes y anchuras promedio de zircones recolectados cerca de las muestras 1, 2003, 2 y 3 (mi Tabla 1). Algunos parámetros relevantes de Heimlich (1976) se muestran en la Tabla B5.
| Profundidad (metros) | Muestra relevante de Gentry et al. o Humphreys et al. | Longitud media (2 desv. est.), micras |
Ancho medio (2 desv. est.), micras |
Elongación media |
|---|---|---|---|---|
| 960 | 1 | 96.9 (57.4) | 43.3 (24.2) | 2.3071 |
| 960 (2ª muestra) | 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 |
Para cada muestra, el ancho de cualquier zircón de 50-75 μm de longitud puede estimarse con la elongación media; es decir, el promedio de las relaciones longitud/ancho de todos los zircones de una muestra. La información en la Tabla B5 sugiere que si la muestra 1 contenía zircones de 50-75 μm de longitud, sus anchos deberían ser aproximadamente de 20-40 μm. Dado que la elongación media es mayor, cualquier zircón de 50-75 μm en la muestra 3 tendría anchos de aproximadamente 20-30 μm. Utilizando las ecuaciones de Tagami et al. (2003, p. 59), la Tabla B6 incluye los valores probables de FT para las muestras 1 y 3.
| Profundidad (metros) | Muestra relevante de Gentry et al. o Humphreys et al. | Longitud, micras | Alargamiento medio (Heimlich, 1976) | Ancho estimado, micras (un dígito significativo) |
FT, fracción de alfas retenidas por el zircón (un dígito significativo) |
|---|---|---|---|---|---|
| 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 |
Estimar los anchos para las muestras 5 y 6 es muy incierto. La muestra 5 (como la 3) es un granodiorita de biotita (Laughlin et al., 1983, p. 26). Asumiré que la elongación media para la muestra 5 es similar a la de la muestra 3 (otro granodiorita de biotita), o 2.5. La muestra 6 es un gnaisse que ha sido intruido por un granodiorita de grano fino (Laney et al., 1981, p. 4). La elongación media probablemente oscila entre 2 y 2.5. Para obtener un rango máximo de posibles valores de FT para la muestra 6, la elongación media de cualquier zircón de 75 micras sería 2 y se utilizaría un valor de 2.5 con los zircones de 50 micras. Los resultados se muestran en la Tabla B6.
En la Tabla B7, los valores de FT se utilizan para calcular el rango probable de valores de Q0 para los circones de la muestra 1. Para obtener valores de Q/Q0 altamente precisos para cada zircón, debe conocerse la concentración de helio (Q) de cada zircón individual. Desafortunadamente, esta información no está disponible. Dado que los valores de uranio, torio y Q0 de los circones individuales son altamente variables (Tablas B1 y B7), también se esperan grandes variaciones en los valores de Q para los diferentes circones. Hasta que los datos críticos de Q estén disponibles, solo se pueden hacer conjeturas informadas sobre los posibles rangos de valores de Q/Q0 para cualquiera de las muestras. Un individuo podría estimar el rango de posibles valores de Q/Q0 para cada muestra dividiendo los valores máximo y mínimo de Q0 para cada zircón en el valor revisado de Q de cada muestra de Humphreys et al. (de mi Tabla 1). Por ejemplo, como se muestra en la Tabla B8, el valor global de Q de 8.60 ncc STP/μg de zircón puede dividirse por los diversos valores de Q0 para los circones 1A-1C para obtener una serie de valores de Q/Q0 para la muestra 1. Estos van desde 0.015 hasta 0.35. Los valores máximo y mínimo de Q/Q0 para los circones a profundidades de 3930 y 4310 metros se calcularon de la misma manera y se muestran como aproximaciones en Tabla 2.
Desafortunadamente, los datos en Gentry et al. (1982a,b) y Humphreys et al. (2003a; 2004) son demasiado inadecuados y mal definidos para obtener valores definitivos Q/Q0 para las muestras de núcleo de Fenton Hill. Los valores reales de Q/Q0 podrían fácilmente diferir en uno o más órdenes de magnitud de los valores utilizados por Gentry et al. (1982a) y Humphreys et al. (2003a, 2004). Sin datos adecuados, los esfuerzos de "modelado" y las "fechas" de difusión de helio en Humphreys et al. (2003a,b; 2004) y Humphreys (2003) son poco fiables e incluso engañosas.
| ID del zircón | Elemento | ppm actuales | He total, cc STP/μg | FT alfas retenidas | Q0 tras pérdida en la frontera, 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 |
| ID del Zircón | Profundidad (m) | Elemento | ppm actual | Q0 en ncc STP/μg después de efectos de pérdida de límite 30-50% | He medido (Q) ncc STP/μg de Humphreys et al. (2003a) | Estimaciones aproximadas de Q/Q0 para Zircones Individuales |
|---|---|---|---|---|---|---|
| 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 |
REFERENCIAS (incluyendo enlaces a Internet, cuando estén disponibles)
Armitage, M.H., 2004, "Retención de helio en circones del núcleo profundo," Laboratorio Americano, julio, p. 17-20. http://www.iscpubs.com/articles/index.php?3-al_all-al/a0407arm.pdf Nota: Aunque no detallada y con una revisión por pares inadecuada, Armitage (2004) es actualmente el único artículo completo conocido sobre el núcleo de Fenton Hill escrito por un creacionista de la Tierra joven (YEC) en una revista científica auténtica.
Babinski, E.T. (ed.), 1995, Abandonando el rebaño: Testimonios de exfundamentalistas, Prometheus, Amherst, NY.
Bailey, S.W., 1984, "Química de cristales de las micas verdaderas," Reseñas en Mineralogía, v. 13, p. 13-60.
Baxter, E.F., 2003, "Cuantificación de los factores que controlan la presencia de exceso 40Ar o 4He," Earth Planet. Sci. Lett., v. 216, p. 619-634.
Burruss, R.C. y L.S. Hollister, 1979, "Evidencia de inclusiones fluidas para un gradiente paleogeotérmico en los sitios de pozos de prueba geotérmicos, Los Alamos, Nuevo México," J. of Volc. and Geotherm. Research, v. 5, p. 163-177.
Cherniak, D.J. y E.B. Watson, 2000, "Difusión de Pb en Zircón," Chem. Geol., v. 172, p. 5-24.
Chernicoff, S., H.A. Fox, y L.H. Tanner, 2002, La Tierra: Principios geológicos e historia, Houghton Mifflin Company, Boston.
Cook, M., 1957, "¿Dónde está el helio radiogénico de la Tierra?", Nature, n. 4552, 26 de enero, p. 213.
Dalrymple, G. B., 1984, "¿Cuánto tiempo tiene la Tierra?: Una respuesta al creacionismo `científico'," en Actas de la 63ª Reunión Anual de la División del Pacífico, Asociación Americana para el Avance de la Ciencia, v. 1, pt. 3, Frank Awbrey y William Thwaites (Eds). http://www.talkorigins.org/faqs/dalrymple/how_old_earth.html
Dalrymple, G.B. y M.A. Lanphere, 1969, Fecha Potasio-argón: Principios, Técnicas y Aplicaciones a la Geocronología, W.H. Freeman and Co., San Francisco.
Davis, J.C., 1986, Estadística y Análisis de Datos en Geología, 2ª ed., John Wiley & Sons, Nueva York.
Delsemme, A., 1998, Nuestros Orígenes Cósmicos: Desde el Big Bang hasta la Emergencia de la Vida y la Inteligencia, Cambridge University Press, Cambridge, Reino Unido.
Dunai, T.J. y K. Roselieb, 1996, "Adsorción y difusión de helio en granate: implicaciones para el rastreo y datación de volátiles," Earth Planet. Sci. Letter, v. 139, p. 411-421.
Farley, K.A., R.A. Wolf, y L.T. Silver, 1996, "Los efectos de las largas distancias de detención alfa en las edades (U-Th)/He," Geochim. et Cosmo. Acta., v. 60, n. 21, p. 4223-4229.
Farley, K.A., 2002, "(U-Th)/He Dating: Técnicas, Calibraciones y Aplicaciones," Rev. Min. Geochem., v. 47, p. 819-844.
Faure, G., 1986, Principles of Isotope Geology, 2ª ed., John Wiley & Sons, Nueva York.
Faure, G., 1998, Principles and Applications of Geochemistry, 2ª ed., Prentice Hall, Upper Saddle River, NJ.
Geisler, T., R.T. Pidgeon, W. van Bronswijk, y R. Kurtz, 2002, "Transporte de uranio, torio y plomo en zircón metamict bajo condiciones hidrotermales de baja temperatura," Chem. Geol., v. 191, p. 141-154.
Gentry, R.V., G.L. Gush, y E.R. McBay, 1982a, "Retención diferencial de helio en circones: Implicaciones para el confinamiento de residuos nucleares," Geophys. Res. Letters, v. 9, n. 10, p. 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, y W.H. Christie, 1982b, "Retención diferencial de plomo en circones: Implicaciones para el confinamiento de residuos nucleares," Science, v. 216, 16 de abril, p. 296-298. http://www.halos.com/reports/science-1982-lead-in-zircons.pdf
Goff, F. y J. N. Gardner, 1994, "Evolución de un sistema geotérmico mineralizado, Caldera de Valles, Nuevo México," Economic Geology, v. 89, p. 1803-1832.
Hanes, J.A., 1991, "Geocronología K-Ar y 40Ar/39Ar: Métodos y Aplicaciones", en Aplicaciones de Sistemas de Isótopos Radiogénicos a Problemas en Geología, L. Heaman y J.N. Ludden (eds.), Manual de Curso Corto, v. 19, p. 27-57.
Harrison, T. M.; P. Morgan y D. D. Blackwell, 1986, "Restricciones sobre la edad del calentamiento en el sitio de Fenton Hill, Caldera de Valles, Nuevo México," J. Geophys. Res. v. 91, n. B2, p. 1899-1908.
Heimlich, R.A., 1976, Morfología de zircones de rocas del Precámbricas penetradas por el pozo de prueba geotérmico GT-2, Laboratorio Nacional de Los Alamos, Los Alamos, NM, LA-6433-MS.
Humphreys, D. R., 1984, "La creación de campos magnéticos planetarios," Revista de la Sociedad de Investigación Creacionista 21(3):140-149, diciembre. http://www.creationresearch.org/crsq/articles/21/21_3/21_3.html.
Humphreys, D.R., 1990, "Más allá de Neptuno: Voyager II apoya el creacionismo," ICR Impact, n. 203, mayo. http://www.icr.org/index.php?module=articles&action=view&ID=329
Humphreys, D.R., 2000, "Desintegración nuclear acelerada: ¿Una hipótesis viable?", Capítulo 7 en L. Vardiman, A.A. Snelling y E.F. Chaffin (eds.), Radioisótopos y la edad de la Tierra, Instituto para la Investigación del Creacionismo, El Cajon, CA y Sociedad de Investigación del Creacionismo, St. Joseph, Mo, p. 333-379.
Humphreys, D.R., 2003, "Nuevos datos RATE apoyan un mundo joven," Impact, n. 366, Instituto de Investigación del Creacionismo. http://www.icr.org/pdf/imp/imp-366.pdf
Humphreys, D.R., 2005, "La evidencia de helio para un mundo joven sigue siendo cristalina," en el sitio web True.origin: http://www.trueorigin.org/helium01.asp ; versión PDF en el sitio web de ICR: http://www.icr.org/pdf/rate/humphreys_to_hanke.pdf
Humphreys, D.R.; S.A. Austin; J.R. Baumgardner y A.A. Snelling, 2003a, "Las tasas de difusión de helio apoyan el decaimiento nuclear acelerado," Actas de la Quinta Conferencia Internacional sobre el Creacionismo, R. Ivey (ed.), 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 y A.A. Snelling, 2003b, "Zircónes del Precámbrico Producen una Edad de Difusión de Helio de 6.000 Años," Conferencia de Otoño de la Unión Geofísica Americana, Resumen V32C-1047. http://www.icr.org/pdf/research/AGUHeliumPoster_Humphreys.pdf Resumen publicado en Eos, Transactions of the American Geophysical Union 84(46), Suplemento de la Reunión de Otoño como "La Tasa de Difusión de Helio Recientemente Medida para el Zircón Sugiere Inconsistencia con la Edad U-Pb para el Granodiorita de Fenton Hill."
Humphreys, D.R., S.A. Austin, J.R. Baumgardner, y A.A. Snelling, 2004, "La edad de difusión de helio de 6.000 años apoya el decaimiento nuclear acelerado," Revista de la Sociedad de Investigación Creacionista, v. 41, n. 1, junio, p. 1-16. http://www.creationresearch.org/crsq/articles/41/41_1/Helium.htm
Hyndman, D.W., 1985, Petrología de rocas ígneas y metamórficas, McGraw-Hill, Nueva York.
Keppel, G., 1991, Diseño y Análisis: Un Manual para Investigadores, 3ª ed., Prentice Hall, Engelwood Cliffs, NJ.
Klein, C., 2002, Ciencia de los minerales, 22ª ed., John Wiley & Sons, Nueva York.
Krauskopf, K.B. y D.K. Bird, 1995, Introducción a la Geoquímica, 3ª ed., WCB McGraw-Hill, Boston, MA.
Laney, R., A.W. Laughlin, y M.J. Aldrich, Jr., 1981, Geología y Geoquímica de Muestras del Pozo HDR del Laboratorio Nacional de Los Alamos EE-2, Fenton Hill, Nuevo México, LA-8923-MS, Servicio de Información Técnica Nacional, Laboratorio Nacional de Los Alamos, NM.
Laughlin, A.W., 1981, "El sistema geotérmico de las Montañas Jemez, Nuevo México y su exploración," en L. Rybach y L.J.P. Muffler (eds.) Sistemas geotérmicos: principios e historias de casos, Capítulo 11, John Wiley & Sons, Nueva York, p. 295-320.
Laughlin, A.W. y A. Eddy, 1977, Petrografía y Geoquímica de Rocas Precámbricas de GT-2 y EE-1, Laboratorio Científico de Los Alamos, Los Alamos, NM, Informe LA-6930-MS.
Laughlin, A.W., A.C. Eddy, R. Laney y M.J. Aldrich, Jr., 1983, "Geología del sitio de roca seca caliente de Fenton Hill, Nuevo México," J. of Volc. and Geotherm. Research, v. 15, p. 21-41.
Lee, J.K.W., I.S. Williams, y D.J. Ellis, 1997, "Difusión de Pb, U y Th en Zircón Natural," Nature, v. 390, p. 159-162.
LieSvendsen, O. y M.H. Rees, 1996, "Escape de helio de la atmósfera terrestre: El mecanismo de flujo iónico," J. of Geophys. Res. - Space Phys., v. 101, n. A2, p. 2435-2443.
Lippolt, H.J. y E. Weigel, 1988, "Difusión de 4He en minerales retentores de 40Ar," Geochim. et Cosmo. Acta, v. 52, p. 1449-1458.
Ludwig, K.R., R.E. Zartman, y S.S. Goldich, 1984, "Retención de plomo en zircones," Science, v. 223, n. 4638, p. 835.
Magomedov, Sh. A., 1970, "Migración de productos radiogénicos en zircón," Geokhimiya, v. 2, p. 263-267 (en ruso). Resumen en inglés: Geochemistry International, v. 7, n. 1, p. 203.
McDougall, I. y T. M. Harrison, 1999, Geocronología y termocronología mediante el método 40Ar/39Ar, Oxford University Press, Nueva York.
Morris, J.D., 2000, "Prólogo" en Radioisótopos y la edad de la Tierra, L. Vardiman, A.A. Snelling y E.F. Chaffin (eds.), Instituto de Investigación del Creacionismo, El Cajon y Sociedad de Investigación del Creacionismo, St. Joseph, Mo, p. iii-viii.
Mussett, A.E., 1969, "Mediciones de difusión y el método de datación Potasio-Argón," Geophys. J. R. Astr. Soc., v. 18, p. 257-303.
Nicolaysen, L.O., 1957, "Difusión sólida en minerales radiactivos y la medición de la edad absoluta," Geochim. Cosmochim. Acta, v. 11, p. 41-59.
Reiners, P.W., K.A. Farley, y H.J. Hickes, 2002, "Difusión de Helio y Termocronometría (U-Th)/He de Zircón: Resultados Iniciales de Fish Canyon Tuff y Gold Butte," Tectonophysics, v. 349, p. 297-308.
Reiners, P.W., T.L. Spell, S. Nicolescu, y K.A. Zanetti, 2004, "Cronometría termocronométrica de zircón (U-Th)/He: Difrusión de He y comparaciones con 40Ar/39Ar," Geochimica et Cosmochimica Acta, v. 68, n. 8, p. 1857-1887.
Sasada, M., 1989, "Evidencia de inclusiones fluidas de aumentos recientes de temperatura en el sitio de prueba de roca seca caliente Fenton Hill, al oeste de la Caldera de Valles, Nuevo México, EE. UU., J. Volc. y Geoterm. Res., v. 36, p. 257-266.
Shizgal, B.D. y G.G. Arkos, 1996, "Escape no térmico de las atmósferas de Venus, Tierra y Marte," Rev. de Geofísica. v. 34, n. 4, p. 483-505.
Smith, S. P. y B. M. Kennedy, 1985, "Evidencia de gases nobles para dos fluidos en el reservorio geotérmico de Baca (Caldera de Valles)," Geochimica et Cosmochimica Acta, v. 49, p. 893-902.
Snelling, A.A. y J. Woodmorappe, 1998, "El enfriamiento de cuerpos ígneos gruesos en una Tierra joven," Actas de la Cuarta Conferencia Internacional sobre el Creacionismo, 3-8 de agosto, Pittsburgh, PA, EE. UU., Sesiones del Simposio Técnico, R. E. Walsh (ed.), Creation Science Fellowship, Inc., 705 Washington Dr., Pittsburgh, PA, EE. UU. 15229.
Tagami, T., K.A. Farley, y D.F. Stockli, 2003, "(U-Th)/He Geocronología de Granos Individuales de Circonio de Edad de Erupción Terciaria Conocida," Earth Planet. Sci. Letters, v. 207, p. 57-67.
Tolstikhin, I.N. y B. Marty, 1998, "La evolución de los volátiles terrestres: una perspectiva desde el modelado de isótopos de helio, neón, argón y nitrógeno," Chem. Geol., v. 147, p. 27-52.
Truesdell, A.H. y C.J. Janik, 1986, "Procesos de reservorio y orígenes de fluidos en el sistema geotérmico de Baca, Caldera de Valles, Nuevo México," J. Geophys. Research, v. 91, n. B2, p. 1817-1833.
Trull, T.W. y M.D. Kurz, 1993, "Mediciones experimentales de la movilidad de 3He y 4He en olivino y clinopiroxeno a temperaturas magmáticas," Geochimica et Cosmo. Acta, v. 57, p. 1313-1324.
Van Allen, J.A. y F. Bagenal, 1999, "Magnetosferas planetarias y el medio interplanetario," en J. K. Beatty, C.C. Petersen y A. Chaikin (eds.) El Nuevo Sistema Solar, 4ª ed., Cambridge University Press, Cambridge, Reino Unido.
Vardiman, L., 1990, La Edad de la Atmósfera de la Tierra: Un Estudio del Flujo de Helio a través de la Atmósfera, Instituto para la Investigación del Creacionismo, El Cajon, CA.
Vardiman, L., A.A. Snelling y E.F. Chaffin (eds.), 2000, Radioisótopos y la edad de la Tierra, Instituto de Investigación del Creacionismo, El Cajon, CA y Sociedad de Investigación del Creacionismo, St. Joseph, Mo.
Vardiman, L., 2005, Evidencias de una Tierra joven procedentes del océano y la atmósfera, Instituto para la Investigación del Creacionismo, El Cajon, CA. http://www.icr.org/index.php?module=news&action=view&ID=33
West, F.G. y A.W. Laughlin, 1976, "Registro gamma espectral en rocas de la base cristalina," Geology, v. 4, p. 617-618.
Winkler, H.G.F., 1979, Petrogenesis of Metamorphic Rocks, 5ª ed., Springer-Verlag, Nueva York.
Woodmorappe, J. (seudónimo), 1999, La mitología de los métodos modernos de datación, Instituto de Investigación del Creacionismo, El Cajon, CA.
Zartman, R. E., 1979, Composición isotópica de uranio, torio y plomo en biotita granodiorita (Muestra 9527-2b) del pozo de perforación GT-2 de LASL, Informe del Laboratorio Científico de Los Alamos LA-7923-MS.