Los predecesores han trabajado mucho sobre la era del emplazamiento de kimberlitas en Liaoning, pero los resultados de diferentes estudios tienen ciertas diferencias. Para determinar con precisión la edad de emplazamiento de la kimberlita, este proyecto analizó cinco muestras, incluida la roca original y los relaves del tubo de roca No. 50, la roca original del tubo de roca No. 42, el tubo de roca No. 111 y las muestras erosionadas de el dique de roca número 1 en Wafangdian, Liaoning. A través de la investigación, se obtuvo por primera vez una gran cantidad de muestras de baddeleyita en rocas de kimberlita en Liaoning. Algunas muestras de arena pesada se muestran en la Tabla 2.7.
El análisis de la sonda electrónica se midió utilizando el analizador de sonda electrónica JXA-8100, con un voltaje de análisis de 15,0 kV. Las imágenes de catodoluminiscencia (CL) y retrodispersada (BSE) de circón se obtuvieron del sistema de catodoluminiscencia MonoCL3+ de la American GATAN Company, un accesorio cargado en el instrumento. El aumento de las imágenes de catodoluminiscencia varía de 40 a 250 veces. Las cifras relevantes están marcadas con barras de escala y su resolución espacial es de 6 nm.
La datación parcial U-Pb de circón y el análisis del contenido de elementos traza de minerales de arena pesada se completaron utilizando el método LA-ICP-MS. LA-ICP-MS se realizó en línea con un espectrómetro de masas de plasma Agilent 7500a de Agilent y un sistema de ablación láser GeoLas2005 de Coherent Lambda Physik GmbH. El proceso de ablación con láser utiliza helio como gas portador y argón como gas de compensación para ajustar la sensibilidad. Los dos se mezclan a través de una junta en forma de T antes de ingresar al ICP. Se añadió una pequeña cantidad de nitrógeno al flujo de gas del centro de plasma (Ar+He) para aumentar la sensibilidad del instrumento, reducir los límites de detección y mejorar la precisión analítica. Cada dato de análisis resuelto en el tiempo incluye aproximadamente de 20 a 30 s de señal en blanco y 50 s de señal de muestra. Las condiciones operativas detalladas del instrumento son las mismas que las de Liu et al (2008). En este experimento, la energía del láser fue de 50 mJ, la frecuencia fue de 8 Hz y el diámetro del punto del rayo láser fue de 32 μm.
Tabla 2.7 Minerales pesados en kimberlitas de Liaoning
Unidad de clasificación de arena pesada: Hebei Langfang Chengxin Geological Services Co., Ltd.
En la datación isotópica de circón U-Pb, se utilizó el estándar de circón 91500 como estándar externo para la corrección del fraccionamiento isotópico. Por cada 5 puntos de muestra analizados, la muestra estándar 91500 se analizó dos veces. La deriva de la relación de isótopos U-Th-Pb relacionada con el tiempo de análisis se corrigió mediante interpolación lineal utilizando el cambio de 91500. El análisis LA-ICP-MS del contenido de elementos de microáreas minerales utiliza vidrio de referencia USGS (como BCR-2G, BIR-1G y BHVO-2G) como estándar de calibración y NIST610 como estándar interno. utilizando los métodos de estándar externo múltiple y estándar interno para cálculos cuantitativos, los valores recomendados para el contenido elemental en estos vasos USGS se basan en la base de datos GeoReM.
El software ICP-MS Data Cal6.2 se utilizó para el procesamiento fuera de línea de datos analíticos (incluida la selección de muestras y señales en blanco, corrección de la deriva de sensibilidad del instrumento, cálculo de edad armónica U-Pb y cálculo del contenido de elementos). (Liu et al., 2008) completado.
2.2.4.1 Características del mineral arena pesada granate en kimberlita
El granate es uno de los minerales accesorios más importantes de la kimberlita y es el más resistente a la alteración. El componente final del granate en la kimberlita de Liaoning es principalmente piropo, seguido por el almandino y el granate grosular (Tablas 2.8, 2.9, 2.10). El tamaño de partícula del granate es generalmente de 4 a 5 mm, siendo el mínimo de aproximadamente 0,05 mm y el máximo de 3 a 4 cm. En la kimberlita, los granates suelen aparecer en formas ovaladas, achatadas y angulares, y aquellos con caras de cristal son raros. Además de estar relacionada con el hábito de cristalización, esta característica morfológica puede ser causada más importantemente por la abrasión y fusión de la kimberlita durante el proceso de erupción (Dong Zhenxin, 1981). En las kimberlitas se desarrollan bordes de alteración secundaria del granate. En la superficie del granate se observan comúnmente fenómenos de corrosión imbricados, en forma de prisma, nodulares, en forma de ooid y en forma de nuez. El color del granate en la kimberlita de Liaoning generalmente se puede dividir en dos series: violeta y naranja. El primero incluye azul violeta, lavanda, rosa claro, rosa, rojo violeta y otros colores; el segundo incluye naranja claro, amarillo anaranjado y otros colores. Los granates piropo suelen ser principalmente de color púrpura, mientras que los granates almandinos son en su mayoría de color naranja.
El contenido de Cr2O3 del granate en la kimberlita de Liaoning varía ampliamente (0~10,56%), pero la mayor parte del contenido de Cr es mayor, el contenido de Al2O3 está entre 15,455% y 22,126%, Cr2O3 y Al2O3 hay un correlación negativa obvia, que se relaciona con el hecho de que Cr3+ y Al3+ tienen las mismas propiedades geoquímicas y forman una sustitución homogénea. El contenido de MgO del granate también varía mucho, oscilando entre el 5,249% y el 22,828%. El contenido de CaO es
Tabla 2.8 Composición química y componentes finales de granates minerales pesados en la tubería de roca No. 111 de kimberlita en Liaoning.
Tabla 2.9 Sustancia química. Composición y componentes del extremo de granates minerales pesados en la roca original de kimberlita del tubo de roca No. 42 en Liaoning el tubo de kimberlita No. 42 de Liaoning
Continúa tabla
Tabla 2.10 Sustancia química Composición y componentes del extremo del granate en la roca original del tubo de kimberlita No. 50 en Liaoning Tabla 2.10 Composición química y componentes del extremo del granate mineral pesado en el tubo de kimberlita No. 50 de Liaoning
0,752%～6,947%. El contenido de TiO2 es generalmente inferior al 0,5%, siendo el más bajo sólo el 0,009% y el más alto el 1,327%.
El patrón de distribución estandarizado de condritas de elementos de tierras raras en granate se muestra en la Figura 2.7. Las curvas normalizadas de condrita de las muestras de granate LW4 y LW5 se pueden dividir en dos grupos. Un grupo de granates (principalmente almandino) con bajo contenido de magnesio y cromo es relativamente plano, con una pérdida de LREE y un enriquecimiento de HREE, δEu y relativamente alto. δCe no tiene anomalías o tiene anomalías negativas bajas; otro grupo de granates piropos con mayor contenido de magnesio y cromo están empobrecidos en tierras raras ligeras y muy enriquecidos en tierras raras pesadas, y la curva normalizada de condrita aparece de derecha a izquierda con una línea inclinada (Figura 2.7, bien). Sin embargo, los granates en el tubo de roca No. 111 son principalmente granates almandinos con bajo contenido de magnesio, y sus contenidos de ΣREE y HREE son significativamente más altos que los de los otros dos tubos de roca. La pérdida de LREE es más significativa y el enriquecimiento pesado de tierras raras es. relativamente alto, que muestra una curva de inclinación hacia la izquierda con un extremo izquierdo más pronunciado y un extremo derecho más suave, δCe y δEu muestran fuertes anomalías negativas (Figura 2.8), lo que muestra que la fuente de granate es obviamente diferente de las dos tuberías de roca anteriores.
Usando el componente Ca y el componente Cr del granate para hacer un diagrama de efecto de presión (Figura 2.9), a excepción del granate tubo de roca No. 111, la presión de formación de los otros granates es mayor que 30×105kPa. El máximo puede estar cerca de 60×105kPa, y la presión de formación de algunos granates todavía está dentro de la zona estable del diamante (>40×105kPa), lo que indica que la profundidad de su fuente es más profunda.
Figura 2.7 Patrón de distribución estandarizado de condritas de elementos de tierras raras y granate de arena pesada en la roca de kimberlita original
(Izquierda: tubo de roca Liaoning No. 42; Derecha: roca Liaoning No. 50 tubo )
Figura 2.7 El diagrama normalizado de condrita que muestra el patrón de distribución de REE de granates minerales pesados en kimberlitas
（Izquierda: El tubo de kimberlita No. 42 de Liaoning; Tubo de kimberlita No.50 de Liaoning)
Figura 2.8 Liaoning No. 111 tubo de roca kimberlita erosionada natural arena pesada granate elemento de tierras raras patrón de distribución estandarizado de condrita
Figura 2.8 El diagrama normalizado de condrita que muestra el patrón de distribución de REE de granates minerales pesados en el tubo de kimberlita No. 111 de Liaoning
Figura 2.9 Efecto de la presión del componente de Ca-componente de Cr del granate en las kimberlitas de Liaoning y Shandong Figura
(según Dong Zhenxin, 1992)
Figura 2.9 Efecto de la presión del Ca-Cr en kimberlitas de Liaoning y Shandong
(según Dong Zhenxin, 1992)
2.2 .4.2 Oligoelementos de tierras raras y edades U-Pb de circones de arena pesada
La kimberlita Liaoning Wafangdian contiene una gran cantidad de circonio, y las partículas de circonio son de incoloras a oscuras. Las formas de circón de Wafangdian, Liaoning, son en su mayoría columnas cortas y redondas, y se puede ver que se desarrollan varios planos cristalinos en la superficie. Las imágenes de catodoluminiscencia muestran que la mayoría de los circones en la kimberlita Wafangdiana en Liaoning tienen una zona de oscilación de magma ancha o estrecha, pero algunos circones pueden ver núcleos residuales heredados de circones, y algunos muestran ninguna zona o una zona débil. Característica de la banda, la imagen de catodoluminiscencia (CL). es más oscuro (Figuras 2.10, 2.11).
El contenido de tierras raras del circón es relativamente alto (Tabla 2.11, 2.12, 2.13, 2.14), oscilando entre 73,91 μg/g (LW4-17) y 2616,38 μg/g (LW3-01). muestran un enriquecimiento obvio de HREE, anomalías positivas de Ce y anomalías negativas más bajas de Eu, que muestran las características de los circones derivados de la corteza (Figuras 2.12, 2.13).
Figura 2.10 Circonitas en kimberlitas
(seleccionadas de LW1)
Figura 2.10 Circonitas en kimberlitas
(seleccionadas de LW1)
Figura 2.11 Imágenes de catodoluminiscencia de circones
（seleccionadas de LW4）
Figura 2.11 Imágenes de catodoluminiscencia de circones
（seleccionadas de LW4)
Tabla 2.11 Contenido de REE y parámetros geoquímicos relevantes de circones en el tubo de kimberlita No.1 de Liaoning
p>Tabla 2.12 Contenido de REE y parámetros geoquímicos relevantes de circones en el tubo de kimberlita No.111 de Liaoning
Continúa tabla
Unidad de prueba: Laboratorio Estatal Clave de Procesos Geológicos y Recursos Minerales, Universidad de Geociencias de China (Wuhan)
Tabla 2.13 Tierras raras de circón Contenido de elementos en kimberlita del tubo de roca No. 42 de Liaoning y parámetros geoquímicos relevantes. Tabla 2.13 Contenido de REE y parámetros geoquímicos relevantes de circones en el tubo de kimberlita No. 42 de Liaoning. Recursos, Universidad de Geociencias de China (Wuhan)
Tabla 2.14 Contenido de REE y parámetros geoquímicos relevantes de circones en el tubo de kimberlita número 50 de Liaoning
Unidad de prueba: Laboratorio Estatal Clave de Geología Procesos y recursos minerales, Universidad de Geociencias de China (Wuhan)
Las proporciones Th/U de todos los circones en las kimberlitas de Liaoning son altas, oscilando entre 0,10 y 1,95, lo que refleja las características del circonio magmático (Wu Yuanbao, Zheng Yongfei , 2004). Los datos de edad de Zircon U-Pb se muestran en las Tablas 2.15, 2.16, 2.17 y 2.18. Excepto por algunas anomalías de la edad de Zircon causadas por la pérdida o adición de Pb, la mayoría de los datos están cerca de la línea armónica, lo que muestra consistencia. Vena No. 1 La edad del punto de intersección superior de la mayoría de las líneas de inconsistencia de datos y la curva de concordancia es 2897 Ma, y la edad del punto de intersección inferior es 1082 Ma (Figura 2.14); 111 tubo de roca es 2390 Ma, y la edad del punto de intersección inferior es 463 Ma (Fig. 2.15); la edad del punto de intersección superior del tubo de roca No. 42 es 2498 Ma; La edad del nodo inferior es de 1144 Ma (fig. 2.16). La edad del punto de intersección superior de la tubería No. 50 es 2378 Ma, y la edad del punto de intersección inferior es 1276 Ma (Figura 2.17). Los circones más antiguos y más jóvenes de ambos lugares aparecen en la muestra LW1. La edad de 207Pb/206Pb del más antiguo es 3336,7±24,7Ma, y la edad de 206Pb/238U del más joven es 127,7±1,6Ma (Composton et al., 1992; Wan Yusheng et al., 2004).
Debido a que los circones de arena pesados no se forman necesariamente en el mismo evento geológico, la mayoría de los puntos de intersección entre la línea de inconsistencia del circonio de kimberlita de Liaoning y la curva de concordia son más antiguos (2,4-2,9 Ga), lo que es consistente con la edad neoarqueana del norte de China. Cratón La edad del evento de ensamblaje continental antiguo (2,4 ~ 2,6 Ga) (Zhai Mingguo, Bian Aiguo, 2000) y el basamento cristalino de gneis TTG del Arcaico Tardío en la parte oriental del Cratón del Norte de China son consistentes (Zhao et al., 1998; Zhao Guochun et al., 2002; Li Jianghai et al., 2006), lo que indica que hay circones de base cristalinos antiguos en las kimberlitas o que la formación de kimberlitas está relacionada con las actividades tectónicas de placas en esta era, y hay circones correspondientes. a 1,1 ~ 1,2 Ga y la edad del nodo inferior de 463 Ma en el Paleozoico, respectivamente, que muestra kimberlita. La roca experimentó una actividad magmática significativa o se vio significativamente afectada por eventos térmicos magmáticos en el Mesoproterozoico y el Ordovícico Medio Superior, lo que resultó en la pérdida de isótopos de plomo. La edad mínima del nodo inferior es 463 Ma y la edad determinada en base a la baddeleyita es 480 Ma. Cerca de eso, puede ser el producto de cristalización tardía del magma de kimberlita.
Figura 2.12 Patrón de distribución estandarizado de condrita, elemento de tierras raras, circonio, arena pesada de kimberlita
(Izquierda: tubería de roca Liaoning No. 1; derecha: tubería de roca Liaoning No. 111)
p>
Figura 2.12 Diagrama normalizado de condrita que muestra el patrón de distribución de REE de circones minerales pesados en kimberlitas
（Izquierda: El tubo de kimberlita número 1 de Liaoning Derecha: El No. .111 tubo de kimberlita de Liaoning)
Figura 2.13 Patrón de distribución estandarizado de meteoritos de condrita de elemento de tierras raras de circonio de arena pesada original de roca
(Izquierda: tubo de Liaoning Kimberlite No. 42; Derecha: Liaoning Kimberlita La tubería de kimberlita No.42 de Liaoning (Izquierda: La tubería de kimberlita No.42 de Liaoning) Derecha: La tubería de kimberlita No.50 de Liaoning)
2.2.4.3 Tierras raras, edad U-Pb; y composición de isótopos de Hf de baddeleyita
Baddeleyita en kimberlita de Liaoning. Solo se encuentra en la tubería de roca número 1 en Wafangdian, Liaoning. La baddeleyita tiene un tamaño de 10 a 100 µm, es de color oscuro y en su mayoría tiene forma de columnas semieuédricas o clásticos (Figura 2.18). La datación U-Pb de baddeleyita se completó en Cameca1280 SIMS, el Laboratorio Estatal Clave de Evolución de la Litosfera, Instituto de Geología y Geofísica, Academia de Ciencias de China. El método técnico de prueba se basó en Li et al. de baddeleyita fue la piedra 2059,6 MaPhalaborwa como estándar de referencia (Heaman, 2009). Antes del análisis, se roció Au de alta pureza de ~ 30 nm sobre la superficie de la muestra. Durante la prueba, el voltaje de aceleración de O-2 fue de 13 kV, la corriente fue de 10 nA y el tamaño del haz puntual de análisis fue de 20 nm × 30 nm. Mida una muestra estándar de referencia por cada tres puntos de muestra medidos.
Tabla 2.15 Datos de edad U-Pb de circones minerales pesados en el tubo de kimberlita número 1 de Liaoning
Figura 2.14 Diagrama de Concordia con datos de circonio U-Pb y distribución de edad U-Pb para LW1 (LW1) el dique No.1)
Tabla 2.16 Datos de edad U-Pb de circones minerales pesados en la tubería de kimberlita No.111 de Liaoning
Figura 2.15 LW3 (Dyde No. 111) Curva de concordia y diagrama de distribución de edades del análisis de edad de circón U-Pb
Figura 2.15 Diagrama de concordia con datos de circón U-Pb y distribución de edades de U-Pb para LW3 (el dique No.111)
Tabla 2.17 Datos de edad U-Pb de circonio de arena pesada en el protolito de kimberlita del tubo de roca No. 42 en Liaoning circones minerales en el tubo de kimberlita No.42 de Liaoning
Figura 2.16 LW4 ( No. 42 rock pipe) análisis de edad de circón U-Pb curva de concordia y mapa de distribución de edad
Figura 2.16 Diagrama de Concordia con datos de circón U-Pb y distribución de edad de U-Pb para LW4 (la tubería No.42)
Tabla 2.18 Datos de edad U-Pb del circón de arena pesada de la roca original del tubo de kimberlita No. 50 en Liaoning Tabla 2.18 Datos de edad U-Pb de circones minerales pesados en el tubo de kimberlita No. 50 de Liaoning
Unidad de prueba: Laboratorio Estatal Clave de Procesos Geológicos y Recursos Minerales, Universidad de Geociencias de China (Wuhan)
Figura 2.17 Diagrama de Concordia con datos de U-Pb de circón y distribución de edades de U-Pb para LW5 (la tubería número 50)
Figura 2.18 Baddeleyita en kimberlita
(Izquierda) (LW1, luz con polarización cruzada), condrita de elemento de tierras raras de baddeleyita LW1 Diagrama de patrón de distribución normalizado (derecha)
Figura 2.18 Baddeleyita en kimberlita
(izquierda, LW1, luz con polarización cruzada), el diagrama normalizado de condrita que muestra el patrón de distribución de REE de baddeleyita de LW1 (derecha )
Las pruebas de isótopos de Hf se completaron en el espectrómetro de masas de plasma acoplado inductivamente con múltiples receptores Neptune (MC-ICPMS) en el Laboratorio Nacional Clave de Evolución de la Litosfera, Instituto de Geología y Geofísica, Academia de Ciencias de China, láser longitud de onda
Es de 193 nm y el análisis de isótopos Lu-Hf adopta el método y procedimiento introducidos por Wu et al (2006). He y Ar se utilizan como gases de transmisión, con un tamaño de punto de 30 µm, y se detectan simultáneamente 8 señales de isótopos, incluidas 172Yb, 173Yb, 175Lu, 176 (Hf+Yb+Lu), 177Hf, 178Hf, 179Hf y 180Hf. la frecuencia a 100 mJ es de 4 Hz; la interferencia de 176Lu a 176Hf se corrige usando 175Lu/176Lu=0,02655, y se supone que el fraccionamiento de Lu es el mismo que el de Hf. La interferencia de 176Yb en 176Hf se determinó utilizando el coeficiente de fraccionamiento medido de Yb y suponiendo que 176Yb/172Yb=0,5887. Durante la medición real, se utilizó 91500 de 176Hf/177Hf 0,282305 ± 21 como estándar externo (Wu et al., 2006). La constante de desintegración del 176Lu es 1,867×10-11y-1 (Soderlund et al., 2004), y Blichert-Toft y Albarede (1997) (176Lu/177Hf) CHUR= 0,0332 y (176Hf/177Hf) CHUR= 0,282772 se utilizan para calcule εHf (t), la edad del modelo se calcula de acuerdo con (176Lu/177Hf) DM= 0,0384 y (176Hf/177Hf) DM= 0,28325 (Griffin et al., 2000). Edades en dos etapas (TDM2) El manto litosférico tiene el mismo valor Lu/Hf, utilizándose 0,022 para 176Lu/177Hf (Amelin et al., 1999). El procesamiento de datos se realizó utilizando el software ISOPLOT (Ludwig, 2003).
La baddeleyita LW1 muestra anomalías positivas obvias de δCe y está relativamente enriquecida en tierras raras ligeras y pesadas. Su patrón de distribución estandarizado es una curva más pronunciada a la izquierda y una curva más recta a la derecha (Figura 2.18, derecha). .
Los datos del isótopo U-Pb de la baddeleyita se muestran en la Tabla 2.19. Su contenido de Th es bajo, pero su rango de variación es grande. El contenido bajo es solo de unos pocos μg/g, y el contenido alto puede. alcanza 1328 μg/g g, el promedio es 106,76 μg/g. El contenido de U es relativamente alto, oscilando entre 628 y 2958 μg/g, con un promedio de 1275,04 μg/g. La relación Th/U promedio es de 0,052, siendo el valor más alto de 0,45. La edad U-Pb calculada de la baddeleyita LW1 es de 443 a 550 Ma. El valor de edad tiene una correlación positiva débil con el contenido de U, Th y el valor de U/Th, que puede estar relacionado con la direccionalidad del cristal y el efecto del alto U. contenido (Williams y Hergt, 2000; Li et al., 2010a), la edad promedio ponderada de 206Pb/238U es 483 Ma (MSWD=0,21). El error analítico de 207Pb/206Pb es 0,05669 ±0,00013 dentro del rango permitido, y la edad correspondiente de Pb/Pb es 479,6±4,9Ma (MSWD = 0,71) (Figura 2.19). La investigación actual muestra que la baddeleyita en la kimberlita es muy rara y aparece solo de dos maneras. Una es como un borde de reacción del circón que existe de esta manera a menudo tiene un núcleo y puede tener conexiones paralelas. y el contenido de U en el borde es mayor que en el núcleo. El fenómeno anterior no se encontró en las muestras de este artículo. La segunda forma en que se produce la baddeleyita es como un cristal gigante derivado del manto, que es llevado a la superficie por la kimberlita después de su formación (Schörer et al., 1997; Heaman y LeCheminant, 2000), el último de los cuales tiene U-Pb. La edad es consistente con la edad de emplazamiento de la kimberlita y puede considerarse como la edad de emplazamiento de la kimberlita.
Las características de las muestras en este artículo muestran que la baddeleyita es en su mayoría semieuédrica y fragmentaria, y su εHf (480Ma) (Figura 2.20) también es consistente con el valor de -0,3 a -6 del magma de kimberlita y -40 del circón de kimberlita. megacristales (Zhang y Yang, 2007, Zheng et al., 2009), su fuente solo puede ser esta última. Por lo tanto, la edad promedio ponderada de la baddeleyita es 483Ma206Pb/238U y la edad de 479,6±4,9Ma Pb/Pb puede ser. Se considera relativamente confiable. Edad de la invasión (Li et al., 2011).
Tabla 2.19 Datos de isótopos U-Pb de baddeleyitas en dique de kimberlita LW1
&f206 Plomo ordinario 206Pb en contenido total de plomo 206Pb *se refiere a aquellos de origen radiactivo
Figura 2.19 Imágenes de catodoluminiscencia de baddeleyitas en el dique de kimberlita LW1, Wafangdian y su diagrama de edad Pb-Pb
Figura 2.20 εHf (480 Ma) de baddeleyitas en el dique de kimberlita LW1 de Wafangdian Dique de kimberlita LW1, Wafangdian
Los datos del análisis de isótopos de Hf de 19 muestras de baddeleyita se muestran en la Tabla 2.20. Sus εHf (0) son todos valores negativos. oscilando entre -17,30 y -13,54 [εHf (480Ma) - 2,98 ～ -6,75], lo que indica que las muestras de baddeleyita cristalizaron en el manto empobrecido. El valor inicial de 176Hf/177Hf cambia en un pequeño rango, entre 0,282283 y 0,282389. La edad promedio del modelo Hf es 1285,579 Ma, lo que representa un evento metasomático del manto litosférico en Wafangdian, Liaoning. Cratón del norte de China a 1,35 Ga. La amplia gama de eventos magmáticos que ocurrieron tiene una consistencia aparente (Zhang et al., 2009).
Según la datación SIMS precisa de baddeleyita de arena pesada procedente de vetas de kimberlita, los datos de edad U-Pb y Pb-Pb obtenidos por primera vez son de 480 a 483 Ma, que es básicamente la edad temprana de el magmatismo de kimberlita de Liaoning Las observaciones geológicas del Ordovícico Medio son totalmente consistentes.