Frakcionace chemických prvků v zemské kůře

Frakcionace přírodních látek  je oddělení prvků z jednoho pole pod vlivem změn fyzikálně-chemických parametrů hostitelského média. Frakční analýza zvažuje chování alespoň dvou prvků.

Obecné problémy s frakcionací

Rozlišují se typy frakcionace:

1. K oddělení prvků dochází v procesu pohybu určitého toku. Jako příklad: separace prvků v hydrotermálním toku. Zde jsou prvky ovlivňovány jak změnami parametrů proudění ( teplota ( T ), tlaku ( P ), chemický potenciál, tak kinetickými parametry (například rychlostí pohybu) proudění. V důsledku toho se oblasti akumulace prvků v prostoru oddělují a tvoří tzv. geochemické zónování. Při ustavení této zonality sehráli důležitou roli vědci IMGRE: E. N. Baranov, A. I. Golovin, L. N. Ovchinnikov , S. V. Grigoryan a další [1] , [2] .
2. Separace prvků pod vlivem podmínek pro vznik minerálu . Důsledkem toho je redistribuce prvků mezi minerály a povaha tohoto procesu je plně popsána zákony termodynamiky . To umožňuje využít koncentrace prvků ve dvou vedle sebe existujících minerálech k posouzení podmínek jejich vzniku .

V největší míře byla studována frakcionace stabilních izotopů lehkých prvků . K řešení tohoto problému významně přispěli Američané Bigeleisen [3] a Botinga [4] . Pokud jde o radiogenní prvky (především uran a olovo), některé teoretické studie provedl HCUrey [5] , který odhalil slabý vliv na jejich separaci parametrů vnějšího prostředí, a proto vetoval jejich další studium.

Mezi těmito systémy je ještě jeden rozdíl: ve stabilních izotopových systémech jsou všechny prvky horninotvorné, což odráží extrémní případ izomorfismu . To určuje možnost jejich použití pro řešení fyzikálně -chemických problémů. V radiogenních systémech není podřízený prvek izotopovým prvkem vzhledem k rodičovskému izotopu. Všechny podřízené prvky, zaujímající různá místa v periodickém systému D. I.  Mendělejeva , se od rodičovských prvků liší ve všech ohledech a především velikostí. Jejich distribuce proto kromě vlivu T významně závisí na tlaku a dalších fyzikálně-chemických podmínkách minerálotvorného prostředí.

Problém frakcionace radiogenních prvků byl studován velmi špatně. G.Fore a D.Powell [6] zaznamenali rovnoměrnou distribuci radiogenních izotopů a izobarů (RGII) v roztaveném magmatu , které je zachováno během krystalizace , a nesoulad byl spojen s epigenetickými procesy . Toto tvrzení, brané jako axiom , však nesouhlasí s fenoménem frakcionace izomorfních a izotopových prvků, které jsou fyzikálně a chemicky analogické s RGII , zohledněným v geobarotermických studiích.

Úrovně frakcionace

Existují dvě úrovně studia frakcionace.

První úroveň je způsobena teoretickou analýzou podmínek pro tuto frakcionaci, popsanou v [7] . V sovětské geochemii jsou tyto studie prezentovány především v dílech S. Z. Roginského (1900–1970) [8] [1] a A. I. Brodského http://www.warheroes.ru/hero/hero.asp? Hero_id=12882 (19.06 . .1895 - 21.08.1969) [9] . Bigeleisen a Botinga [10] dovedli tyto studie k jejich logickému konci, tedy k metodologii jejich využití v praxi . Pokud jde o U a Pb , teoretické studie provedl pouze HC Urey [11] .

Druhá úroveň je způsobena analýzou skutečného rozšíření RGII v přírodních podmínkách.

Výsledky výzkumu umožnily identifikovat skupiny témat, které reflektují možnost izotopové a izobarové frakcionace [12] .

Přirozená frakcionace radiogenních izotopů a izobarů

Zahrnuje analýzu distribuce radiogenních izotopů (izobar) v exokontaktech intruzí, jejich společné chování se stabilními izotopy lehkých prvků a v jednotlivých minerálech.

Frakcionace v exokontaktech intruzí

Tyto studie byly prováděny především pro stabilní izotopy lehkých prvků (dále jen SILE). Bylo studováno chování nejen izotopů kyslíku a uhlíku, ale také Li , K (I. M. Morozova et al. [13] ), Mg a Ca ( V. S. Lepin et al., 1969 [14] ; [15] ). B (Yu. P. Sherpina et al. [16] ) aj. Li a K se zpravidla obohacují v centrálních částech metasomatických zón o lehký izotop a těžké odrůdy se oddestilují do okrajových částí. Mg a Ca mají jasnou závislost na koncentraci samotného prvku, což odpovídá Bachinského pravidlu [15] . Yu. P. Sherpina a A. B. Kaminsky stanovili relativní nárůst izotopu 11 B se vzdáleností od tělesa polymetalické rudy. Takové chování zaznamenal T. E. Lovering [17] pro izotop O se vzdáleností od rudné brekcie. Pozoroval také pokles izotopového složení C v kalcitech, jak se člověk blíží k průniku.

Pokud jde o radiogenní izotopy a izobary, takových údajů je mnohem méně. E. L. Landa et al [18]  pozorovali změny izotopů Sr v apatitech a horninách obsahujících apatit karbonátitových komplexů masivů Kovdor a Guli. Hart S. R. [19] zavedl pseudoomlazení věku na kontaktu intruzí Eldora a Auduban-Albia. Stáří intruze Eldora podle metody BI Ar-K se odhaduje na 68-80 Ma. Stáří rohovce se mění v závislosti na vzdálenosti od kontaktu: ve vzdálenosti 1–76 m se pohybuje od 120 do 1150 Ma s maximem 1160 Ma ve 41 m . Sr - metoda; podobné situace popsal také G. Sh. Ashkinadze [20] v exokontaktu intruze Ozernaya Varaka.

Chování izotopů Pb v exokontaktních zónách intruze křemene-monzonitu Eldora Stock v Coloradu popsali Dow BR et al. [21] . V ortoklasech se mění nejen celkové množství Pb , ale i hodnoty izotopových poměrů: se vzdáleností od kontaktu poměry 206Pb / 204Pb a 207Pb / 204Pb výrazně klesají . Podrobnou analýzu chování izotopů v tepelném poli provedl Hart SR [22] na základě studia biotitu, živce (bez upřesnění druhu) a rohovce metodami Ar-K a Rb-Sr . Podle těchto údajů téměř u všech minerálů v samotné kontaktní zóně dochází k pseudoomlazení hornin, které je nutné považovat za projev migrace izobar v teplotním poli.

Tvorbu poměrů radiogenních izotopů a izobarů tedy výrazně ovlivňuje faktor teploty a dost možná i tlaku.

Společná distribuce se stabilními izotopy světelných prvků (SILE)

Při analýze SILE byl zjištěn významný vliv na jejich distribuci teplotními podmínkami pro tvorbu minerálů. Ukazuje se, že v tomto případě je distribuce izotopů dvojice koexistujících prvků, například C - O (u kalcitů), H ​​- O (ve slídách) atd., nebo izotopů jednoho prvku v koexistujících minerálech, např. například pro kyslík - křemen - biotit nebo síru v galenitu - pyritu za izotermických podmínek popisuje rovnice přímky [23] . Při řešení inverzní úlohy, pokud je za izotermických podmínek distribuce izotopů ve dvojici s izotopy známého prvku jako standardu popsána rovnicí přímky, pak můžeme mluvit o vlivu teploty na rozložení izotopů obou prvků. . Proto se v tomto případě uvažuje o společném chování RGII a SILE v nějakém teplotním poli. Společné chování poměru 87 Sr/ 86 Sr a hodnoty δ 18 O je popisováno v poměrně velkém množství . Jednotlivé práce jsou známy pro systémy i Pb — S a (Ar-K)-δ 18 O .

Práce prováděné na studiu společného chování izotopů stroncia a kyslíku v bazaltech Kostariky (Barrett [24] ), v kimberlitech Jakutska (Kostrovitsky [25] ), karbonatitech (B.G. Pokrovsky et al. [26] ) , smektity [27] , minerály alpských žul ​​[28] aj. a také izotopy Pb a S v galenitu (Illinois, Kulp JL et al, [29] ; V.I. Vinogradov [30] , A.I. Tugarinov et al. [ 31 ] ) odhalil poměrně vysokou korelaci mezi izotopy těchto prvků. Často byl popisován přímý vztah mezi 14 C a δ 13 C (Vinogradov V. I. [30] ; [32] a další).

V samostatných pracích bylo izotopové složení kyslíku porovnáno se stářím hornin a minerálů stanoveným metodou K-Ar (Garlick et al. [33] ).

Ve všech případech je identifikace lineárních závislostí vysvětlována výhradně jevy míšení (kontaminace) (například Kostrovitsky [25] ; A.A. Konev [34] ; Taylor [35] ). Pravděpodobnějším předpokladem je, že zde dochází k izotermické redistribuci izotopů.

Účinek tlaku není jasný. Izotopy, jejichž rozměrové parametry atomů se mírně liší, jsou slabě ovlivněny tlakem při hodnotách do 1 kbar. Tyto závěry potvrzují experimentální studie RNClatona [36] a P. Hartinga [37] aj. Izobary se od sebe výrazně liší, takže tlak významně ovlivňuje jejich rozložení.

Frakcionace mezi minerály

V geochronologických rovnicích jsou obsahy prvků vyjádřeny počtem atomů bez určení měrné jednotky , i když správněji, počtem atomů na jednotku objemu hmoty. V moderní analytice se obsah prvků určuje v relativních jednotkách -%, g / t atd. Tyto musí být proto převedeny na systém jednotek geochronologických rovnic.
V soustavě fyzikálních veličin jsou hlavními parametry , které charakterizují množství látky, hmotnost (g) a objem (cm³ a ​​hodnota, která tyto parametry přiměřeně odráží, je hustota (nebo měrná hmotnost ) d této látky. Nechť N *  je počet atomů na jednotku objemu, C  je relativní koncentrace tohoto prvku ve sloučenině, M  je hmotnost jednoho atomu této látky . Pak N * \u003d Cd / M. Protože M zásadně neovlivňuje následné závěry , pak ji vynecháme, dostaneme rovnost N \u003d Cd , která ukazuje celkovou hmotnost izotopových atomů na jednotku objemu. Další analýza bude provedena pro izotop 206 Pb , pro který máme . Stručně řečeno, tuto rovnici přepíšeme jako

kde 6 N je počet 206 atomů izotopu Pb vytvořených během doby t , 8 N  je počet atomů uranu 238 U zbývajících po rozpadu;  je rozpadová konstanta atomů uranu 238 U ; S o je funkcí času. Když t = konst , rovnice (1) je izochronní rovnice se sklonem S o . V logaritmických souřadnicích má tato rovnice tvar:

Po transformacích se rovnice (1) zredukuje do tvaru

V případě studia jednoho vzorku se hodnota d snižuje. Pro spolehlivý odhad stáří [38] je však nutné použít dva vzorky ke konstrukci izochrony s naměřenými hustotami d1 a d2 . V tomto případě je sklon S * kvaziizochrony určen z rovnosti

Tato rovnost udává závislost sklonu izochrony na hustotě minerálů. Tato poloha je znázorněna v tabulce 1 a na obr.2.

Další informace o separaci izotopů a izobar poskytuje analýza rozdělení izotopových (izobarických) poměrů mezi minerály. Příklad takového rozdělení je na obr. 2. V těchto případech jsou experimentální body umístěny na přímkách se sklonem s ≠ 1 .

V praxi byla frakcionace nepřímo ilustrována řadou rozdělení stáří podle minerálů a metodami stanovení stáří. Například byly zkonstruovány následující sekvence: pro Karélii — PL(Rb-Sr)>MU(Rb-Sr)>MU(K-Ar)≈Mi(Rb-Sr)>BI(Rb-Sr) , kde MI je mikroklin, MU je muskovit; pro Finsko - MI (Rb-Sr)> MU (Rb-Sr)> BI (Rb-Sr) ≈ BI (K-Ar) . Přesněji řečeno, toto srovnání se provádí na základě srovnání hodnot poměrů odpovídajících izotopů minerálů. Tabulka 2 ukazuje jako příklad několik sérií těchto poměrů:

Vzor distribuce minerálů podle těchto poměrů je také odhalen porovnáním sekvencí minerálů seřazených podle hustoty d (referenční) uspořádaných v sestupném pořadí hustoty a sekvencí podle izotopových (izobarických) poměrů. V každé dvojici minerálů byl minerál s nejvyšší hodnotou d zařazen na první místo . Pokud se v tomto případě ukázalo, že poměry izotopů (izobarické) jsou podobné poměrům hustot minerálů, byly takové páry nazývány normální , jinak inverzní . Dále byly podle poměru normálních a inverzních párů sestaveny obecné sekvence umístění minerálů. Porovnání těchto sekvencí s referenčními bylo provedeno pomocí indexu (indexu) rozdílu J [48] . Výsledky těchto srovnání jsou uvedeny v tabulce č. 3 ve formě obecných sekvencí. Pro srovnání jsou uvedeny sledy minerálů podle hodnot δ 18 O .

Provedené studie ukázaly, že v izotopových systémech se těžký izotop hromadí v minerálech se zvýšenou hustotou, zatímco v izobarických systémech se tato tendence projevuje izobarami s minimální velikostí. V obecnějším případě se prvek s vyšší atomovou (iontovou) hustotou hromadí převážně v těžším minerálu.

Experimentální frakcionace

Celý komplex geologických pozorování chování RGII v termogradientním poli naznačuje možnost jejich frakcionace v přírodních podmínkách. K tomuto závěru dospělo velké množství studií, aniž by se zmínil pojem „frakce“. Konečný závěr o možnosti jevu však mohou učinit pouze experimentální studie. V současnosti lze celý komplex studií v tomto směru rozdělit do dvou skupin, lišících se metodologickými metodami frakcionační analýzy:

1. Tepelný ohřev vzorků s analýzou izotopového složení uvolněného produktu nebo sublimátů;
2. Vyluhování (hlavně izotopů olova) z přírodních útvarů působením různých činidel, často přímo nesouvisejících s reálnými podmínkami migrace izotopů.

Analýzy byly zpracovány pomocí výrazu pro frakcionační faktor

kde ( * X/X) o a ( * X/X) i jsou poměry izotopů prvku X v počátečním a po experimentu. Index ( * ) označuje těžký izotop. Pokud jsou uvažovány izotopy dvou prvků X a Y , pak se tento výraz převede na pracovní rovnici ve tvaru

kde m a n jsou nějaké sloučeniny. Často m = n . V této rovnici je parametr S * = f(T) .

Účelem těchto experimentů je odhalit míru zachování izotopových poměrů za různých termodynamických podmínek. Experimenty se vyznačují:

• 1. Výsledky experimentů nejsou uvažovány z pozice frakcionace RGII, což vede k ignorování jevu rovnovážných rozdělení.
• 2. Podle teorie frakcionace je nutné studovat izotopové složení dvou sloučenin, ale v těchto studiích je uvažována pouze jedna sloučenina. Například při izolaci Pb z minerálu se izotopový poměr určuje pouze v sublimaci a složení zbytku ze sublimace se neanalyzuje. Totéž platí pro loužení: analyzuje se pouze výluh, aniž by se dotkl zbytku z louhování.
• 3. Všechny experimenty končí kvalitativním vyjádřením výsledků změn poměrů izotopů bez výpočtu odpovídajících parametrů: indexu frakcionace, kinetických koeficientů atd.

Vystavení vysokým teplotám

Systémy izotopů olova Izobarické systémy K-Ar- Izobarické systémy Rb-Sr

Dopad louhování

Experimentální expozici byly vystaveny izotopy Pb (asi 92 % studovaných vzorků) , méně často izobary Sr-Rb a minimálně izobary K-Ar . Izotopy Pb byly studovány zpravidla v akcesorických zirkonech a monazitech, živcích (častěji draselné živce, plagioklasy), biotitech, uraninitu, granitech a dalších horninách a minerálech. Izobary Sr-Rb - v chondritu ( Mittlefehldt DW et al [56] ), v čediči (Elderfild H, et al [57] ), izobary K-Ar  - v biotitu (Aprub S.V. [58] ) atd. d.

Hlavními vyluhovacími činidly jsou kyseliny dusičné , méně často HCl , HF a octová , vzácně destilovaná voda. Kyseliny - vysoké koncentrace až koncentrované, teploty - více než 80° C . Doba louhování se pohybovala od prvních hodin do měsíce. Obvykle byly studovány jednotlivé vzorky, sporadicky bez dodržení požadavků na ustavení izotopových rovnováh.

Hlavním cílem výzkumu je identifikovat stupeň stability RGII ve vysoce agresivním prostředí za účelem stanovení přesnosti určení stáří hornin. Systematické a cílené studie k identifikaci hlavních vzorců migrace RGII a jejich frakcionace nebyly provedeny. Tyto údaje byly shrnuty [59] . Fragmenty těchto studií jsou znázorněny na obr.4. Při zobecnění jsme použili znázornění separačních koeficientů α ve tvaru

kde min je studovaný minerál, s je výluh (výsledný roztok) nebo jiný minerál; i = 206, 207, 208.

Údaje na obr.4 pro akcesorické zirkony a monazity (obr.4A) a živce (obr.4B) ukazují přítomnost určitých vzorců v procesech redistribuce izotopů Pb mezi studovaným minerálem a fází s ním interagující, které jsou vyjádřeny v lineárním chování parametrů lnα . Obrázek 4B ukazuje podobnou distribuci izotopů Pb mezi akcesorickým galenitem a hostitelskou žulou. Přítomnost podobného lineárního vztahu mezi parametry lnα nám umožňuje učinit předpoklad o existenci geochemické izotopové rovnováhy mezi těmito látkami.

Frakční modelování

Při provádění experimentálních prací různých typů a úrovní dochází vždy k přidání nebo odebrání ze systému RGII. To umožňuje kvalitativní posouzení vlivu přílivu (odstranění) RGII na provedení numerického modelování. Za tímto účelem se pro nějakou počáteční (referenční) skupinu analýz, například olova, se známými hodnotami stáří t et , přidá určité množství izotopů olova, pak se z nových údajů vypočítá stáří t * , podle kterého se s odkazem odhaduje účinek přidání izotopu do systému. Pak t o je věk nečistoty olova; t p  je stáří radiogenní přísady. t 1 , t 2 a t 3  jsou stáří vypočtená podle rovnic:

; ;

Mechanismy změn izochronních parametrů se rozlišují:

1. Faktor nečistot - hodnota závisí na koncentracích Pb a izotopových poměrech (nestudováno);
2. Faktor nečistot je konstantní hodnota, nezávisí na koncentracích Pb a poměrech izotopů. Tento mechanismus byl studován experimentálně (numerické experimenty) i teoreticky.

V experimentu byly hodnoceny následující faktory:
1). Změna hrubých koncentrací olova :

• 1a) Pb*= nPb (v experimentu n = 0,5; 2). Byl zjištěn vliv na parametry rovnic (4) a (5), ale stáří t olova Pb o a Pb p se nemění.
• 1b) Pb*= Pb ± l ( l = 1; 2) ovlivňuje věk t o při zachování t 1 . S rostoucím l se hodnota t o zvyšuje v případě (Pb + l) a klesá pro (Pb - l) .

2). Změna izotopových poměrů X (= 206 Pb/ 204 Pb ) a Y (= 207 Pb/ 204 Pb ):

• 2a) vztahy jako Х*= Хβ x ( β = 0,667; 0,833; 0,909; 1,1) jsou ekvivalentní i C* = i Ck i ( Σk i ≈ 4 a k i = β i (L/L*) , L a L* součty původních a upravených poměrů). Změna X a Y změní všechny věkové skupiny při zachování vztahu mezi

ti , t2 a t3 . _ _

• 2b). X*= X ± 1 x ( 1 = 10,20,50,100). Zejména i C* = i Cki , px = ( X+ lx )/ X . Při změně X a Y se t o mění se zachováním t 1 , t 2 a t 3 . Hodnoty t o rostou s růstem l y a klesají s růstem l x .

Poznámky

1. ↑ Barsukov V.L., Grigoryan S.V., Ovčinnikov L.N. Geochemické metody vyhledávání rudních ložisek. M., Nauka, 1981.
2. ↑ Baranov E.N. Endogenní geochemická hala pyritových ložisek. M., Nauka, 1987.
3. ↑ Bigeleisen J. Vliv izotopové substituce na entropii, entalpii a tepelnou kapacitu ideálních plynů.// J. Chem. Phys. . 1953, 21, 8. str. 1333-1339.
4. ↑ Botinga J. Výpočet frakcionačních faktorů pro izotopovou výměnu uhlíku a kyslíku v systému kalcit-oxid uhličitý-voda.// J. Phys. Chem. . 1968.72.3. S.800-808
5. ↑ Urey HC//J.Chem.Soc.1947.P.562
6. ↑ Fore G., Powell D. Izotopy stroncia v geologii. M.: Mir, 1974. 214 s.
7. ↑ Bigeleisen J. Vliv izotopové substituce na entropii, entalpii a tepelnou kapacitu ideálních plynů.//J. Chem. Phys., 1953, 21, 8. P. 1333-1339.
8. ↑ Roginsky S.Z. Teoretické základy izotopových metod pro studium chemických reakcí M .: Nakladatelství Akademie věd SSSR. 1956 611 str.
9. ↑ Brodsky A. I. Chemie izotopů. M.: Nakladatelství Akademie věd SSSR, 1957.
10. ↑ Botinga J. Výpočet frakcionačních faktorů pro izotopovou výměnu uhlíku a kyslíku v systému kalcit-oxid uhličitý-voda.//J. Phys. Chem., 1968, 72, 3. S.800-808
11. ↑ Urey HC "Výzkum přirozeného množství deuteria a dalších izotopů v přírodě. Závěrečná zpráva za období končící 30. září 1958
12. ↑ Makarov V.P. Frakcionace radiogenních izotopů a izobarů v přírodních podmínkách.//Otechestven. Geologie, 1993, 8.S.63-71
13. ↑ Morozova I.M.. Alferovsky A.L., Yakovleva S.Z. Difúze izotopů Li a K v přírodních aluminosilikátech./Geochemie radiogenních a radioaktivních izotopů. L.: Nauka, 1974. S. 105-130.
14. ↑ Lepin V.S., Plyusnin G.S., Brandt S.B. Hmotnostně spektrometrická analýza Mg a Ca a přirozená frakcionace jejich izotorů./Ročenka, 1968. SO AN SSSR. Irkutsk: 1969,. S. 2670 271.
15. ↑ 1 2 Plyusnin G. S., Brandt S. B. Izotopová frakcionace lithia, draslíku, hořčíku, vápníku zónováním a paragenezí. / Magmatismus, formace krystalických hornin a hlubiny Země. Ch.1.M.: Nauka, 1972. S.218-221
16. ↑ Shergina Yu.P., Kaminskaya A.D. O možnosti využití přirozených variací izotopů boru při geochemických průzkumech.//Geochemistry, 1965, 1. S.64-67.
17. ↑ Lovering T.S., McCarthy J.G., Friedman I. Význam poměrů 18 O / 16 O a 13 C / 12 C v hydrotermálních dolomitizovaných vápencích a metasomatických rudách uhličitanů manganu / Chemistry of the Earth's Crust, Vol. II. M.: Nauka, 1964. S.616 - 629.
18. ↑ Landa E.L., Murina G.A., Sherpina Yu.P., Krasnova N.I. Izotopové složení stroncia v apatátech a apatitonosných horninách karbonátitových komplexů.//Dokl. Akademie věd SSSR, 1982, 264, 6. S.1480-1482
19. ↑ Hart S. R. Age of minerals and metamorphism./ Issues of geochronology. M.: nakladatelství IL. 1980. S.45 -49
20. ↑ Ashkinadze G.Sh. Migrace radiogenních izotopů v minerálech. L.: Nauka, 1980. 144 s.
21. ↑ Doe BR, Hart SR Účinek kontaktní metamorfózy na olovo v draselných feldových pásech poblíž zásoby Eldora, Colorado.//J. Geophys.Res., 1963, 68, 11. P. 3511-3530.
22. ↑ Hart SR Vztah stáří petrologie a izotopových minerálů kontaktní zóny v přední oblasti, Colorado.//J. Geologie, 1964, 72, 5, s. 493-525.
23. ↑ Makarov V.P. Izotopové geotermometry./Materiály vědeckého semináře XIII „Soustava planet Země“. M.: ROO "Harmonie struktury Země a planet". 2005, str. 93-115.
24. ↑ Barrett TJ, Friedrichsen H/ Stroncium a kyslíkové izotopové složení některých bazaltů z Hole 504B, Costa Rica Rift, GSGP Legs 69 a 70.//Earth and Plenetary Sci. Let., 1982, V.60, 1. P. 27 -38/
25. ↑ 1 2 Kostrovitsky S.I., Dneprovskaya L.V. Korelace izotopových složení Sr, C a O v uhličitanech z kimberlitů Jakutska.//Dokl. Akademie věd SSSR, 1983, T.272.5.S. 1223–1225.
26. ↑ Pokrovsky B.G.. Belyakov A.Yu. et al. Původ karbonátitů a rudných vrstev masivu Tomtor (SV Jakutsko) podle izotopových dat.//Geochemistry, 1990, 9. S. 1320-1329.
27. ↑ Standigel H. a kol. Agents of low temperature attaration Ocean Crust.//Contr.Miner.Petrol., 1981, 77.3.P.150-157
28. ↑ Haach U., Hoefs J., Gohn E. Constraits on the origin of damarn granites by Rb/Sr and data.//Contr. Miner. Petrol., 1981, 79, 3/ S.279-289.
29. ↑ Kulp JL a kol. hojnost izotopů olova a síry v údolí Mississippi Galmas.//Bul.geol.Soc.Am., 1956, 67, 1. S.123-124.
30. ↑ 1 2 Vinogradov V.I. Distribuce izotopů síry v minerálech rudních ložisek./Izotopy síry a problematika tvorby rud. Moskva: Nauka, 1967,7-37.
31. ↑ Tugarinov A.I., Mitryaeva N.M.. Zanyatin N.I. a další. Izotopové složení olova a síry a proces tvorby rud na ložiskách oblasti Atasuy.//Geochemistry, 1982, 1972, 5. S. 547 - 561.
32. ↑ Vinogradov V.I. et al.. Koncentrace 13 C/ 12 C, 18 O/ 16 O a 14 C v karbonatitech vulkánu Kaliango (východní Afrika).//Izvestiya AN SSSR, ser. geol., 1978,6. str. 13-44.
33. ↑ Garlick GD, Dymond JK Výměna izotopů kyslíku mezi vulkanickými materiály a oceánskou vodou.//Býk. Geol.Soc.Amer., 1970, V.81, 7.P.2137-2141
34. ↑ Koněv A.A., Vorobjov E.I. O zdrojích hmoty a genezi kalcitů v nefelinických horninách oblasti Bajkalu podle geochemických a izotopových dat // Geochemistry, 1984, 1. S. 50-57.
35. ↑ TaylorH.P. Vliv asimilace venkovské horniny magmatem na a systematika v magmatických horninách.//Earth and Plenetary.Sci.Let. 1980, V.47, 2. S.243 - 254
36. ↑ Claton RN et al. Limity vlivu tlaku na izotopovou frakcionaci.//Geoch.Cosmochym.Acta, 1975, 39, 8. S. 1197-1201.
37. ↑ Harting P.Der thermodynamische kohlenstoffisotopiceffekt im system CH 4 -H 2 O.P.II//Isotopenprexis, 1978, 14, 3/ S.99-101.
38. ↑ Shukolyukov Yu.A. et al.. Grafické metody izotopové geologie. Moskva: Nauka, 1974.
39. ↑ Zartman RE, Fer F. Koncentrace olova a izotopové složení v pěti peridotitových inkluzích pravděpodobného původu pláště.//Earth and Plenetary Sci. Let., 1973, 20, 1/ S. 54 - 66.
40. ↑ Wanless RK, Stevens RD, Loveridge WD Anomální vztahy mezi rodiči a dceřinými izotopy v horninách sousedících s Grenvillskou frontou poblíž Chibougamen, Quebec,//Eclogae Geol. Helv., 1970, 63, 1. str. 345-364.
41. ↑ Hamilton E.I. Aplikovaná geochronologie. M.: Nedra, 1968. 256 str.
42. ↑ Aleinikoff JN, Zartman RE, Lyons JB U-Th-Pb geochronologie massabazické ruly a žuly, poblíž Milford, South-Central New Hampshire: nové důkazy pro avalonský suterén a taconické a alleghenské poruchy ve východní Nové Anglii.//Contrib .Miner. Petrol., 1979, 71, 1. P. 1 - 11
43. ↑ 1 2 Schenk VU-Pb a Rb-Sr radiometrická data a jejich korelace s metamorfními událostmi v granulitové facii v Serre, Contheru Calabria (Itálie).//Contrib. Miner. Petrol., 1980, 73, 1. P, 23-38.
44. ↑ Kogarko L.N., Kramm W., Grauer B. Nové údaje o stáří a genezi alkalických hornin masivu Lovozero (izotopy rubidia a stroncia).//Dokl. Akademie věd SSSR, 267, 4. S. 970 - 972.
45. ↑ Baadsgaard H., Lambert RSJ, Krupicka J. Minerální izotopové věkové vztahy v polymetamorfních Amitsogových rulách, okres Godthaab, Nové Grónsko.//Geochem.Cosmochem.Acta, 1978, 40, 5. S.513 - 527.
46. ↑ 1 2 Brooks C. Vliv nesouladu minerálního stáří na celkové izochrony horniny Rb-Sr žuly Heemskirt, Západní Tasmánie.//J.Geoph.Res., 1966,71,22.P.5447
47. ↑ Aldrich LT, Davis GL, James HL Stáří minerálů z metamorfovaných a vyvřelých hornin poblíž Iron Mountain, Michigan.//J. Petrologie, 1965, 6, 3, P. 445-472.
48. ↑ Makarov V.P. Některé otázky srovnání geochemických typů běžných halo prvků rudných ložisek.//Geologie a geofyzika.1980.9.S.129-133
49. ↑ Dontsová E.K. Izotopová výměna kyslíku během formování horniny.//Geochemistry, 1970, 8,. S.903 - 916.
50. ↑ Garlick GD, Epstein S. poměry izotopů kyslíku v koexistujících minerálech regionálně metamorfované horniny.// Geochem.Cosmochem.Acta, 1967, 31, 2/ S.181-214.
51. ↑ Paul R., Howard AJ, Watson WW Isotop termal-difusion factor of argon.//J.Chem.Phys., 1963,39,11. S.53-56.1963
52. ↑ Silver LT, Deutsch S. Izotopické variace uranu a olova v zirkonech: případová studie.//J/ Geol., 1963,71,6. S.721-758.
53. ↑ Sobotovich E.V. Olověné izochronní datování hornin./Problémy aplikované geochemie. Kyjev: Naukova Dumka, 1974. S.70-80
54. ↑ Lobikov A.F., Ovchinnikova L.V., Yakovleva S.Z. Izotopově-geochemické studie granitů Kartaševského masivu (Střední Karélie). Nové údaje o jeho genezi a stáří./Metodologické problémy jaderné geologie. L.: Nauka, 1982. S. 71.
55. ↑ Golubchina M.N.. Rabinovich A.V. K otázce kritérií vztahu mineralizace s magmatismem podle izogtopické analýzy olova.//Geochemistry, 1957, 3. S.198-203.
56. ↑ Mittlefehldt DW, Wetherill GW Rb-Sr studie CJ a CM chondritů.//Geoch.Cosmochim. Acta, 1979,45,2. S.201-206.
57. ↑ Elderfield H, Greaves MJ Usotopová gejchemie stroncia ocelandingského geotermálního systému a implikace pro chemystru mořské vody.//Geoch.Cosmochim. Acta, 1981, 45, 1. str. 2201-2212.
58. ↑ Aprub S.V. Vliv výměnné izotopové reakce na systém K - Ar v minerálech. / Izotopové stáří hornin a jeho geologická interpretace. L.: Tr. VSEGEI, T. 328, 1984. S.23-34.
59. ↑ Makarov V.P. Základy teoretické geochronologie. / Materiály XII vědeckého semináře "Systém planety Země". M.: ROO "Harmonie struktury Země a planet". 2004, s. 228-253.