Discusión sobre la edad metalogénica del Grupo Bayan Obo y los depósitos de columbita de tierras raras de Bayan Obo
Aunque Yao De et al. (1998) propusieron que la formación del depósito de Bayan Obo está relacionada con meteoritos, no aportaron nuevas pruebas y creyeron que la dolomita se formó por la interacción entre meteoritos y agua de mar. En otras palabras, todo el depósito del cuerpo no es un bloque extraño. Además, en la arenisca subyacente al yacimiento, se pueden ver vetas (paredes) de carbonato obvias cortando el estrato, y hay una neonización obvia en ambos lados de las vetas (paredes) de carbonato, que tiene una geoquímica similar a la de las vetas principales. Las características del yacimiento (Zhang et al., 1998b; Yang Xiaoyong et al., 2000; Ni Pei et al., 2003; Yang et al., 2004; Fan et al., 2006) indican que el yacimiento principal y el veta carbonatada (pared) son productos del mismo origen No hay posibilidad de rocas exóticas.
Durante mucho tiempo, la evidencia de geólogos y paleontólogos ha demostrado que el Grupo Bayan Obo no precede al Siniense, sino probablemente del Siniense al Ordovícico (Sun Shufen et al., 1992; Zhang Pengyuan et al., 1993; Qiao Xiufu et al., 1997; Tan Like et al., 2000). Sin embargo, las edades isotópicas obtenidas por geoquímicos y cronólogos isotópicos van desde el Proterozoico hasta el Ordovícico, concentrándose la mayoría de ellas en el Mesoproterozoico.
Por otro lado, la mineralización de Bayan Obo es extremadamente especial, con características geoquímicas obvias y únicas, como fluidos extremadamente altos en Nb, REE, F- y CO2 (fluidos hidrotermales o magma). Dado que el entorno geológico y las propiedades estructurales cambian con el tiempo, es difícil imaginar que la misma mineralización con características extremadamente especiales pueda ocurrir en el mismo lugar en diferentes eras geológicas. Obviamente, la visión de la mineralización en múltiples etapas del depósito de Bayan Obo no es creíble.
Este capítulo utilizará ideas de investigación geológica dialéctica y sistemática (Hu, 1983, 1992; Hu et al., 1992, 2006) y sentido común lógico (Zhang, 2006) para explorar el significado y la importancia de la Edad isotópica del depósito de Bayan Obo. La cuestión más básica de la edad de mineralización.
1. La era del grupo Bayan Obo
El grupo Bayan Obo se distribuye principalmente en la línea este-oeste del área de mineral de hierro de Bayan Obo, al este del condado de Huade en el al sur de la Liga Xilingol, conocida como Provincia de Hebei Huadequn, al oeste hasta Darhan Maoming United Banner Xiongbaozi. Se puede dividir en 6 formaciones rocosas de abajo hacia arriba, con un total de 15 capas, a saber, H1 ~ H15, que son respectivamente la Formación Dulahara (H1 ~ H3), la Formación Jianshan (H4 ~ H5) y la Formación Harahoget (H6). ~ H8), Formación Bilut. Además, en la parte superior se encuentran la Formación Ayaden, la Formación Alhudug, la Formación Hu y la Formación Ailigen, que también están incluidas en el Grupo Baiyun Obo. La geología regional de la Región Autónoma de Mongolia Interior (Oficina de Geología y Recursos Minerales de la Región Autónoma de Mongolia Interior, 1991) divide la Formación Alhudug superior y la Formación Hu y Ailigen en la Formación Baoerhantu del Ordovícico Medio y Superior. Cancele la Formación Rocosa Ayaden de la séptima formación rocosa y regrese a la parte superior de la sexta formación rocosa, la Formación Hujiertu.
Solo hay 6 formaciones rocosas inferiores en el área de Bayan Obo, que se dividen en 15 capas, a saber, H1 ~ H15. Muchas publicaciones creen que la dolomita mineralizada es equivalente al H8, pero Zhang Pengyuan et al (1993) la consideraron equivalente después de una investigación detallada.
La edad geológica del Grupo Baiyun Obo ha sido controvertida durante mucho tiempo y ha sido cambiada muchas veces: ① Cuando Li Yuying y otros crearon el grupo en 1957, lo clasificaron en el Sistema Proterozoico Hutuo; ② En 1964, la primera vez que el equipo de investigación de Mongolia Interior investigó en el área 1: 200.000, se dividió en el Cámbrico-Silúrico temprano basándose en los fósiles de Favositidae (corales en forma de panal controvertidos) en los estratos ③ En 2006, el Grupo Bayan Obo en; Shangdu Pian a escala regional de 1:200.000 Se encontraron fósiles de cefalópodos, braquiópodos y gasterópodos en la Formación Ayaden (sobre la Formación Hujiertu) y dataron del período Cámbrico-Ordovícico ④ Oficina de Geología y Recursos Minerales de Mongolia Interior; La Región Autónoma (1991) clasificó los dos grupos principales del Grupo Bayan Obo en el Ordovícico Medio, y otros grupos de rock se clasifican como el Sistema Changcheng Mesoproterozoico. El séptimo grupo de rock, la Formación Rocosa Ayaden, fue cancelado y clasificado. como la parte superior del sexto grupo de rocas, la Formación Hujiertu ⑤ Durante la limpieza estratigráfica en 2094, 1 ~ 6 formaciones rocosas se clasifican como el Sistema Mesoproterozoico-Qingbaikou Changcheng ⑥ El primer y segundo equipo del Instituto de Investigación Regional de Mongolia Interior; restauró la Formación Ayaden y clasificó la Formación Dulahala y la Formación Jianshan en el Sistema Mesoproterozoico Changcheng. La Formación Halahogt y la Formación Bilut en la parte central pertenecen al Sistema Jixiano del Límite Mesoproterozoico; La Formación Shangbaiyinbaolage, la Formación Hujiertu y la Formación Ayaden pertenecen a la Formación Neoproterozoica Qingbaikou.
Sun Shufen (1992) y Zhang Pengyuan et al. (1993) descubrieron 33 especies de microfósiles pertenecientes a 10 géneros en la Formación Jianshan (H4 ~ H5) del Grupo Bayan Obo, y sus características de ensamblaje fueron dominado por moléculas de Echinococcus Principalmente, entre Echinococcus, las moléculas de Echinococcus y Microtriatozoa son absolutamente dominantes. Los microarqueófitos generalmente tienen un tamaño de 10 a 30 μm. Además de 3 especies nuevas y 4 especies indeterminadas, se han encontrado 9 especies en el Cámbrico Inferior de la sección de la Montaña Zhumiaoguan en Kunming, Yunnan, y en el Cámbrico Inferior de Escocia, Groenlandia. Noruega, Canadá y Rusia se encuentran 6 especies en el Cámbrico. Se han descubierto seis especies en la familia Qingbaikou de China, y cinco especies se descubrieron originalmente en el sistema Ordovícico de Rusia. Por lo tanto, Sun Shufen (1992) creía que “los microfósiles de la Formación Jianshan del Grupo Bayan Obo se distribuyen en el Cámbrico Inferior, y las moléculas heredadas pueden alcanzar alrededor del 81%, con sólo unas pocas moléculas en las capas superiores; Los microfósiles de la Formación Jianshan del Grupo Bayan Obo son El conjunto de fósiles se puede comparar con el Cámbrico Inferior en Kunming, Yunnan, mi país, y el Cámbrico Inferior en partes de Europa y América del Norte. "Zhang Pengyuan et al. (1993) colocó al Grupo Baiyun Obo en el Cámbrico-Ordovícico.
Tan Like et al. (2000) descubrieron 8 géneros y 8 especies de la fauna de Meishu Village (incluidas 1 especie similar y 2 especies indeterminadas): Conotheca subcurvata; vertebrado;; Torrellella. (indeterminado); concha prismática: concha prismática (especie indeterminada). , Lopochites latazonalis de caparazón ancho y plano; crustáceos dentados: armadura del Cámbrico inverso (especies similares), crustáceos Ganloudina longispina: Tannuolinamultifora, con conchas porosas de Tangnuoula y numerosas espículas de esponja (3 géneros): Protosponges. (Especie no especificada), Esponja de Hunan (Especie no especificada) Hunanospongiasp. y esponjas de vidrio (especies no identificadas). (Los fósiles anteriores fueron identificados por el profesor Jiang del Departamento Provincial de Geología y Recursos Minerales de Yunnan). Por lo tanto, no hay duda de que la parte media e inferior de la Formación Ayaden es el Cámbrico. La parte inferior de la Formación Ayaden puede considerarse como el límite Siniano-Cámbrico. La Formación Huglutu inferior está en contacto integrado con la Formación Ayaden. deben considerarse estratos sinianos. Las 6 a 7 capas superiores (Beishan Sección No. 8 a 9) pertenecen al período Ordovícico, y se han encontrado cefalópodos, braquiópodos y gasterópodos del Ordovícico temprano en 6 capas.
El equipo de investigación, incluido el autor (Qiao Xiufu et al., 1997), creía que la Formación Shalinhudong original, a más de 20 kilómetros al sureste de Bayan Obo, era equivalente a la parte inferior del Grupo Bayan Obo, y cambió al grupo Shalin Lake Cave. Se encontraron montículos microcristalinos en la cima del Grupo Xilin Hudong, y sus características son muy similares a las características macroscópicas de las dolomitas mineralizadas de Bayan Obo, por lo que se considera que pueden ser isócronas. En otras palabras, el Grupo Hudong de Lin Xia es equivalente a H1 ~ H5 del Grupo Bayan Obo. Al mismo tiempo, se encontraron fragmentos de trilobites, microfósiles y gusanos de quitina en cuevas del bosque de Jilin. ① En la parte superior de la décima capa de la sección este del lago Xilin, es decir, en la lámina de piedra caliza microcristalina que contiene arena de cuarzo en la parte superior del DSl, se encontraron más de una docena de pequeñas partículas bioclásticas, en forma de arco, algunas en una forma ondulada y un lado de la corteza clástica tiene un borde de hierro oscuro en polvo. Cuando el yeso circundante ha cristalizado en cristales finos, la estructura original de fibra de vidrio aún se mantiene, mostrando la extinción del trazador bajo polarización ortogonal. Esta estructura estructural es un detritus típico de trilobites (Figura 5-65433 ② En la capa intermedia de pizarra cerca del fondo, se encontraron microfósiles y fósiles de quitina: Lophophorium sp., LeiopsophosphaeraSimplesin, Leiopsophosphaerasp., Microsporum El género... Una tenia simple perteneciente al Período Cámbrico ③ En la caliza estructural negra inferior se encuentran: 1. Microsporidios, Phosphorus Microcondensation sp., Goniosphaeridiasp., Ancyrochitinasp., Cyathochitinasp. La parte inferior es espinosa, especies sospechosas y varios insectos tintinoides deberían pertenecer al Ordovícico Inferior. moléculas.
Figura 5-1 Fragmentos de trilobites encontrados en el grupo este del lago forestal de Jilin (citado de Qiao Xiufu et al., 1997)
Imagen de la izquierda: pequeños fragmentos de trilobites en rodajas de roca ( flecha). En la imagen, se pueden ver finas grietas que cortan los fragmentos de trilobites, unipolarizados y la longitud de la escala es de 0,15 mm; Imagen de la derecha: Fragmentos de trilobites, con una estructura de fibra de vidrio, y las partes oscuras son impurezas mixtas de barro y hierro. Longitud de varilla proporcional unipolarizada de 0,52 mm.
En resumen, la única base para clasificar al Grupo Bayan Obo en el Mesoproterozoico es la edad isotópica de mineralización. Sin embargo, es difícil evitar estas evidencias paleontológicas.
Dos. Edad de isótopos de mineralización
Métodos Zircon SHRIMP y D-TMSU-Pb
Fan et al (2002) midieron 5 en las vetas de carbonato en el lado sur de la montaña Boluotou en Bayan Obo. área minera La edad isócrona U-Pb de cada circón es 2070±33 Ma, lo que debería representar la edad de cristalización del circón, es decir, la edad de emplazamiento de la pared de carbonato. Fan et al. (2006) utilizaron espectrometría de masas por dilución de isótopos (D-TMS) para determinar que la edad isócrona U-Pb de tres circones en la pared de roca de carbonato de Wudi era de 1416 ± 77 Ma, y que la edad de otro circonio era de 1925 ± 8. Mamá. El autor cree que la edad anterior de 1925 ± 8 Ma debería representar la edad de los circones capturados por las rocas circundantes. La edad de 2070 ± 33 Ma obtenida por Fan et al (2002) es también la edad de los circones capturados por las rocas circundantes. la edad de emplazamiento de la pared de roca carbonatada probablemente alrededor de 1400 Ma.
Liu Yulong et al. (2006) midieron las edades de cuatro diques de carbonato (llamados diques de carbonato por el autor): ① La edad de la intersección inferior de circón SHRIMP U-Pb es 1984 180ma, circonio La edad del punto de intersección superior de la piedra CAMARÓN es 2085 ± 330ma ②La edad del punto de intersección superior del circón Camarón es 2035 565438. ③ La edad de la intersección superior del circón D-TMS es 1934 ± 64 Ma. ④ La edad isócrona de Pb-Pb de toda la veta de carbonato es 65438 ± 0236 ± 300 Ma; Se cree que la edad de alrededor de 2,0 Ga representa la formación de vetas de carbonato, mientras que la edad de 1236 ± 300 Ma representa la activación de los valles del rift.
(2) Era Sm-Nd
Se entiende que este documento fue escrito principalmente o coescrito por el investigador Zhang. Pero la diferencia de edad sigue siendo bastante grande (Tabla 5-1). Aunque se concentran principalmente en 1,2 ~ 1,6 Ga, también hay muchos valores que superan los 400 millones de años, 800 millones de años y 100 millones de años.
Cao Ronglong et al. (1994) dieron tres isócronas, dos de las cuales son paralelas y muy cercanas; la otra está solo dos puntos fuera de estas dos líneas (muy cercanas) más los dos puntos, y el autor No dio ninguna razón para la elección de dos puntos en la línea, por lo que en realidad se puede decir que esta línea es la única y debería cancelarse.
Zhang et al. (1994) creían que la fuente de tierras raras eran fluidos ricos en CO2, F, metales alcalinos y elementos de tierras raras separados del manto empobrecido metamórfico (metasomático), que ascendía y formaba mineralización. alrededor de 1298 Ma.
(3) Era Re-Os
Liu Lansheng et al. (1996) midieron la edad de molibdenita del modelo Re-Os en 439 ± 8 Ma. El autor cree que esto. representa la visión popular Edad de mineralización tardía.
Liu Yulong et al. (2005) determinaron que la edad isócrona Re-Os de la pirita también es de 439±86 Ma, lo que también se interpreta como una edad tardía.
(4) Otras edades
Liu Yulong et al (2001) determinaron la edad de la piedra caliza Kuangoubei H8. El resultado es que debido al evidente exceso de uranio en el sistema, el sistema U-Pb no puede dar una edad isócrona, mientras que el error de edad isócrona Pb-Pb es grande. Se pueden obtener dos edades mediante una selección de datos diferente: 1500 ± 400 Ma. y 820.
Liu Yulong et al. (2005) probaron la datación conjunta con isótopos U-Th-Pb-Sm-Nd de 12 granos individuales de monacita en el depósito de minerales de tierras raras de dolomita en Bayan Obo. El contenido de uranio es demasiado bajo y el sistema U-Pb no puede producir isócronas. La edad isócrona de los ocho sistemas monacita de torio y plomo es de 1231 200 ma.
Tabla 5-1 Resultados de la prueba de edad metalogénica Sm-Nd del depósito de Bayan Obo
①Mina Huanghe, albita, albita, albita. ② 10 datos de muestra de 10 monacita, bastnasita, mineral Huanghe, piedra soluble, anfíbol, sodalita, neonita, apatita y los otros 4 son de Nakai et al., 1989.
El autor da tres isócronas, dos de las cuales son paralelas y muy cercanas; la otra son dos puntos fuera de estas dos líneas (muy cerca) más dos puntos sobre la línea. De hecho, son sólo dos puntos de conexión. Los dos puntos fuera de la línea deben cancelarse como puntos anormales, cancelando así la línea, por lo que solo se enumeran dos líneas. ③Roca entera, dolomita, fluorita, apatita, monacita.
Zhao Jingde et al. (1991) midieron la edad K-Ar o Ar-Ar de 10 hornblenda alcalinas en aproximadamente 820 ~ 396 ± 4 ma; la edad modelo Th-Pb de la monacita y otras 10 raras; Minerales terrestres. La edad isócrona del mineral o isócrona interna es 596 ± 3 ~ 407 ± 12 ma.
Tres. Discusión
(1) Bioestratigrafía
Según la paleontología estratigráfica, la edad del Grupo Bayan Obo debería ser del Siniano al Ordovícico.
(2) Edad de uranio-plomo
Se puede ver en la literatura anterior que los circones utilizados para la datación con circón U-Pb se recolectan todos de vetas de carbonato. (2002) Las vetas de carbonato donde se encuentran las muestras están todas ubicadas en las rocas metamórficas subyacentes o areniscas H1 ~ H4 del Grupo Bayan Obo. Aunque pueden tener características de circones magmáticos, es difícil descartar que deriven de areniscas o rocas metamórficas. Se sabe que el circón rara vez se encuentra en el yacimiento del depósito de Bayan Obo y que es rico en torio y uranio empobrecido. Las vetas de carbonato tienen las mismas características geoquímicas que los yacimientos y es difícil producir circón en grandes cantidades. El autor cree que las dolomías que contienen minerales se forman por sedimentación hidrotermal, y las vetas de carbonato se forman por fluidos hidrotermales homólogos de rocas metamórficas o areniscas (Zhang et al., 2005). Los circones en vetas de carbonato son circones en rocas metamórficas o areniscas que pueden haber sido modificadas por agua caliente, y es normal que sus edades sean mayores que las de las dolomitas que contienen minerales. Si la edad medida ahora puede representar el tiempo de transformación del circón debido a la acción de los fluidos hidrotermales formadores de minerales probablemente requiera evidencia circunstancial que lo respalde.
(3) Edad Sm-Nd
Las edades reportadas del patrón Sm-Nd están concentradas, con tDM mayor que 1,6 GA y Tchur mayor que 1,2 GA;. Sin embargo, las edades de las isócronas varían mucho, desde 1,7 Ga hasta 0,4 Ga. Los datos del mismo autor, el Sr. Zhang, también están entre 1,6 Ga y 0,8 Ga, y las edades de muchas isócronas tienen grandes errores (Tabla 5-1). .
Liu Yulong et al. (2005) señalaron que el depósito de Bayan Obo se caracteriza por un alto contenido de tierras raras ligeras, un valor bajo de Sm/Nd y la mayoría de las muestras son inferiores a 0,05. Los resultados tienen grandes errores y son isócronos. La razón de la pobre linealidad de las líneas. Al observar estos datos brutos de datación Sm-nd (Tabla 5-2), se puede encontrar que el valor de Nd de la mayoría de las muestras es inferior al 8%. Entre las 70 muestras de dolomita o mineral que contiene mineral, solo 7 muestras tienen un. El valor Nd de 147Sm/144Nd es superior al 8% (3. Muchos son inferiores al 5% (Figura 5-2b). Además, la vida media del 147Sm es muy larga: 106,0ga, por lo que el 143Nd que comienza a desintegrarse de 147Sm se compara con el 143Nd no radiactivo. La proporción es pequeña. Se sabe que λ (147 sm-143Nd) = 6,54×10-12A-1, N (143Nd *) se forma después de la desintegración de 1,53Ga. Actualmente, 143 Nd representa el 12,18% porque la mayoría de las muestras tienen n (147sm)/n (144Nd) inferior a 0,08, por lo que incluso si se supone que Baiyun Obo se mineralizó hace 1,5 millones de años, el origen radiactivo de 143Nd* en la mayoría de las muestras datadas actualmente solo representan el 143Nd completo.
es inevitable
Basado en el entendimiento de que Bayan Obo es una mineralización única, se puede suponer que el samario y el neodimio están presentes. El depósito de Bayan Obo tiene la misma fuente y la misma época, por lo que intentamos recopilar 98 datos originales. Entre ellos, 70 son de dolomita o cuerpos minerales que contienen mineral, 25 son de pizarras superpuestas y 3 son de vetas de carbonato subyacentes ( Tabla 5-2). Están mezclados y hay un error administrativo en el cálculo utilizando el programa Isoplot (de Zhang et al., 1997, para una muestra de pizarra oscura, 147Sm/143Nd es 0,01134 en la tabla de datos). se encuentra en 0,65438 en el diagrama isócrono (el análisis cree que esto último es razonable), las otras dos piezas (ambas de Cao Ronglong et al., 1994) respectivamente. Los datos de 96 Sm-Nd se pueden ajustar a una línea recta. con R=0.96325 y pendiente = 0.00739, y se obtiene la edad t = 1125.8±32.5Ma (λ= 6.54×10-65438+5-2a-65448).
Si solo se utilizan 70 piezas de dolomita que contiene mineral o roca entera o minerales de tierras raras como monacita, bastnasita, mineral, las dos muestras están lejos de la isócrona y las 68 piezas restantes deben combinarse en una línea recta, R=0,88631, pendiente = 0,00700, edad t = 1066,6 68,8 Ma.
Si solo se utilizan 25 muestras de pizarra (roca entera), el resultado es R=0,96642, pendiente = 0,00809, edad t = 1232,0 68,5Ma (λ= 6,54×10-12A-65438+.
p>
p>
Como se puede ver en la Figura 5-2a, todos los puntos de datos están cerca de una línea recta (excepto dos muestras anormales)
Pero si los datos se dividen en dolomita mineralizada (Figura 5-2b) y pizarra suprayacente (Figura 5-2c) dos grupos, la pizarra suprayacente es más antigua que la dolomita o yacimiento subyacente, lo que obviamente es inconsistente con los hechos geológicos: si la dolomita y el yacimiento son si se depositan aguas hidrotermales o volcanes submarinos, entonces la pizarra debe estar en la dolomita y el cuerpo mineral mañana por la noche; si la dolomita y el cuerpo mineral son intrusiones magmáticas o metasomatismo hidrotermal, entonces las tierras raras en la pizarra suprayacente deben ser afines a ellos. Esto puede deberse a errores mayores. Al mismo tiempo, observamos que Zhang et al. (1997) dividieron sus 25 datos en tres grupos según pizarra rica en potasio, pizarra oscura y roca volcánica metamórfica, y obtuvieron tres edades. Los valores son diferentes entre sí y sus propios errores también son grandes.
Figura 5-2 Gráfico isócrono basado en los datos de edad Sm-Nd originales publicados de Bayan Obo.
a-Todos los datos de 98; datos de roca completa, mineral o mineral individual de dolomita con mineral B-70 o cuerpo mineral; datos de roca completa C-25 de pizarra suprayacente. datos anormales y no hay datos. Participa en el cálculo de isócronas
La Tabla 5-2 publica la tabla de datos original de la prueba de isótopos Sm-Nd para la edad de mineralización del depósito de Bayan Obo.
① Este dato está en la tabla de datos original 0.01134, que está lejos de las isócronas en todas las proyecciones de datos realizadas en este artículo pero se ubica cerca de 0.1134 en el diagrama isócrono original; la tabla es un error administrativo del autor y ahora está corregida a 0,1134.
Pero independientemente, este cálculo híbrido de múltiples muestras reveló el hecho de que el reloj isotópico Sm-Nd se puso en marcha sólo una vez y no. se ha reiniciado desde entonces.
Por lo tanto, se puede considerar que el reloj isotópico Sm-Nd comenzó en t = 1125,8±32,5Ma, y los procesos geológicos posteriores, ya sean magmáticos o hidrotermales (agua), ya no lo harán. perturbar el reloj del isótopo Sm-Nd, es decir, 1125,8 ± 32,5 Ma. Sin embargo, es difícil explicar cuán fuerte es este efecto geológico. El famoso experto en isótopos Sm-Nd Zhang et al (1994) "tendió a creer que las tierras raras pueden tener 1670 Ma. Parece que los fluidos ricos en CO2, F, metales alcalinos y elementos de tierras raras separados del manto metamórfico (metasomático) agotado pueden modificarse y trasplantarse a este libro "Los valores de εNd. Nuestros tres algoritmos son todos negativos, lo que indica que el área de origen original de las tierras raras puede ser la corteza terrestre, lo que requiere una explicación experta
(4) Edad de Re-Os
Liu Lansheng et al. (1996) describieron que "la molibdenita se extrae del tajeo este del área minera de Bayan Obo. Los minerales que contienen molibdenita incluyen dolomita, fluorita, albita, mineral en descomposición y circón. , molibdenita, pirita y calcopirita. Este mineral parece ser del tipo dolomita, mineral de tierras raras de niobio. Microscópicamente, la molibdenita... aparece en escamas que rodean los minerales de fluorita y dolomita. En las grietas, no hay características tardías. La fluorita y la dolomita son minerales. De hecho, hay bastantes sulfuros que contienen minerales de tierras raras, niobio y hierro, incluida la molibdenita.
Liu Yulong (2005) señaló en la descripción de la muestra: "Tres tipos. de pirita se observaron en el depósito de Bayan Obo: ① pirita incrustada en varios minerales (2) pirita simbiótica con pirrotita (3) pirita masiva que contiene barita; El autor recolectó pirita que era simbiótica con la barita. La barita era masiva y estaba en estrecho contacto con la pirita.
Se generan neonita, magnetita y barita, en las vetas se genera bastnasita, monacita, magnetita y fluorita, y la pirita también forma vetas finas. Los minerales de tierras raras y la magnetita también se producen en vetas que contienen pirita y la mineralización no puede ser de múltiples etapas (consulte la Sección 1 de este capítulo). Además, la combinación de minerales del depósito de Bayan Obo tiene una característica importante, es decir, la parte inferior está compuesta de hematita-barita y otras condiciones de alta oxidación, y la parte superior está compuesta de condiciones de alta reducción de magnetita-sulfuro, y las dos las combinaciones están en continua transición. En las muestras del autor, la barita está asociada con magnetita y sulfuro, que sigue siendo una combinación típica de depósitos en Bayan Obo. El autor interpreta esta edad como perturbaciones térmicas provocadas por la corteza después del período de mineralización principal, lo que no se ajusta a las reglas generales. De hecho, esta era sigue siendo una era de mineralización.
Cuatro. Conclusión
(1) Se recopilaron y recalcularon los datos originales publicados sobre la edad de los isótopos Sm-Nd. El tiempo de formación o mineralización de la dolomita que contiene mineral es 1066,6 ± 68,8 Ma (r = 0,8861). El tiempo de formación de la pizarra superpuesta de las 25 muestras es 1232,0±68,5Ma (r = 0,96642). Pero esto es contradictorio con los datos mismos y no puede respaldarse con otra evidencia, por lo que debería abandonarse.
(2) En resumen, la edad de mineralización del depósito de Bayan Obo debería ser posterior o igual a 1125,8 ± 32,5 Ma (el inicio del reloj isotópico SM-Nd) y anterior o igual a 439 ±86Ma (la formación de sulfuro medio del yacimiento mineral). Si se combina con evidencia paleontológica, asumiendo que el reloj isotópico Sm-Nd es "muy robusto" y difícil de restablecer, se puede considerar que la edad de mineralización es 439 ± 86 ma (o, de manera optimista, 439 ± 8 Ma). La pregunta que existe es qué significado geológico representa 1125,8 ± 32,5 Ma y qué proceso geológico provocó que el reloj isotópico Sm-Nd se iniciara en este momento.