Fracționarea elementelor chimice din scoarța terestră

Fracționarea substanțelor naturale  este separarea elementelor dintr-o singură matrice sub influența modificărilor parametrilor fizico-chimici ai mediului gazdă. Analiza fracționării are în vedere comportamentul a cel puțin două elemente.

Probleme generale de fracționare

Se disting tipurile de fracționare:

1. Separarea elementelor are loc în procesul de mișcare a unui anumit flux. Ca exemplu: separarea elementelor într-un flux hidrotermal. Aici, elementele sunt afectate atât de modificările parametrilor de curgere ( temperatura ( T ), presiunea ( P ), potenţialul chimic), cât şi de parametrii cinetici (de exemplu, viteza de mişcare) ai curgerii. Ca urmare, zonele de acumulare de elemente sunt separate în spațiu, formând așa-numita zonare geochimică. În stabilirea acestei zonalități, un rol important l-au jucat oamenii de știință IMGRE: E. N. Baranov, A. I. Golovin, L. N. Ovchinnikov , S. V. Grigoryan și alții [1] , [2] .
2. Separarea elementelor sub influența condițiilor de formare a unui mineral . Consecința acestui lucru este redistribuirea elementelor între minerale, iar natura acestui proces este pe deplin descrisă de legile termodinamicii . Acest lucru face posibilă utilizarea concentrațiilor de elemente din două minerale coexistente pentru a evalua condițiile de formare a acestora .

Fracționarea izotopilor stabili ai elementelor ușoare a fost studiată în cea mai mare măsură . Americanii Bigeleisen [3] și Botinga [4] au adus o contribuție semnificativă la soluționarea acestei probleme . În ceea ce privește elementele radiogenice (în primul rând uraniu și plumb), unele studii teoretice au fost efectuate de HCUrey [5] , care a relevat o influență slabă asupra separării parametrilor externi ai mediului și, astfel, a refuzat studiul lor ulterioar.

Există o altă diferență între aceste sisteme: în sistemele de izotopi stabili, toate elementele formează roci, reflectând un caz extrem de izomorfism . Aceasta determină posibilitatea utilizării lor pentru rezolvarea problemelor fizico -chimice . În sistemele radiogenice, elementul copil nu este un element izotopic în raport cu izotopul părinte. Toate elementele copil, care ocupă locuri diferite în sistemul periodic al lui D. I.  Mendeleev , diferă de elementele părinte în toate privințele și, mai ales, în dimensiune. Prin urmare, pe lângă influența T , distribuția lor depinde în mod semnificativ de presiune și de alte condiții fizico-chimice ale mediului de formare a mineralelor.

Problema fracționării elementelor radiogenice a fost studiată foarte prost. G.Fore și D.Powell [6] au observat o distribuție uniformă a izotopilor și izobarelor radiogenice (RGII) în magma topită , care se păstrează în timpul cristalizării , iar discordanța a fost asociată cu procesele epigenetice . Totuși, această afirmație, luată ca axiomă , nu este de acord cu fenomenul de fracționare a elementelor izomorfe și izotopice, care sunt fizic și chimic analoge cu RGII , luate în considerare în studiile geobarotermometrice .

Niveluri de fracționare

Există două niveluri de studiu ale fracționării.

Primul nivel se datorează analizei teoretice a condițiilor pentru această fracționare, descrisă în [7] . În geochimia sovietică, aceste studii sunt prezentate în primul rând în lucrările lui S. Z. Roginsky (1900–1970) [8] [1] și A. I. Brodsky http://www.warheroes.ru/hero/hero.asp? Hero_id=12882 (19.06). .1895 - 21.08.1969) [9] . Bigeleisen și Botinga [10] au adus aceste studii la finalul lor logic , adică la o metodologie de utilizare în practică . În ceea ce privește U și Pb , studiile teoretice au fost efectuate numai de HC Urey [11] .

Al doilea nivel se datorează analizei distribuției efective a RGII în condiții naturale.

Rezultatele cercetării au făcut posibilă identificarea unor grupuri de subiecte care reflectă posibilitatea fracționării izotopilor și izobarelor [12] .

Fracționarea naturală a izotopilor și izobarelor radiogenice

Include o analiză a distribuțiilor izotopilor radiogeni (izobare) în exocontactele intruziunilor, comportamentul lor comun cu izotopii stabili ai elementelor ușoare și în minerale individuale.

Fracționarea în exocontactele intruziunilor

Aceste studii au fost efectuate în principal pentru izotopi stabili ai elementelor ușoare (denumite în continuare SILE). A fost studiat comportamentul nu numai al izotopilor de oxigen și carbon, ci și al Li , K (I. M. Morozova și colab. [13] ), Mg și Ca (V. S. Lepin și colab., 1969 [14] ; [15] ) ), B (Yu. P. Shergina et al. [16] ), etc. De regulă, Li și K sunt îmbogățiți în părțile centrale ale zonelor metasomatice cu un izotop ușor, iar soiurile grele sunt distilate în părțile marginale. Mg și Ca au o dependență clară de concentrația elementului în sine, corespunzătoare regulii Bachinsky [15] . Yu. P. Shergina și A. B. Kaminsky au stabilit o creștere relativă a izotopului 11 B cu distanța față de corpul de minereu polimetalic. Un astfel de comportament este observat de T. E. Lovering [17] pentru izotopul O cu distanța față de brecia minereului. El a observat, de asemenea, o scădere a compoziției izotopice a C în calciți pe măsură ce se apropie de intruziune.

În ceea ce privește izotopii și izobarele radiogenice, există mult mai puține astfel de date. E.L. Landa și colaboratorii [18]  au observat modificări ale izotopilor Sr în apatite și roci purtătoare de apatită din complexele carbonatice din masivele Kovdor și Guli. Hart S. R. [19] a stabilit o pseudo-întinerire a vârstei la contactul intruziunilor Eldora și Auduban-Albia. Vârsta intruziunii Eldora conform metodei BI Ar-K este estimată la 68-80 Ma. Vârsta hornblendei variază în funcție de distanța de la contact: la o distanță de 1–76 m variază de la 120 la 1150 Ma cu maxim 1160 Ma la 41 m . Sr - metoda; situații similare au fost descrise și de G. Sh. Ashkinadze [20] în exocontactul intruziunii Ozernaya Varaka.

Comportamentul izotopilor Pb în zonele de exocontact ale intruziunii de cuarț-monzonit Eldora Stock din Colorado a fost descris de Dow BR și colab. [21] . În ortoclaze, se modifică nu numai cantitatea totală de Pb , ci și valorile rapoartelor izotopilor: cu distanța de la contact, rapoartele 206Pb / 204Pb și 207Pb / 204Pb scad semnificativ . O analiză detaliată a comportamentului izotopilor într-un câmp termic a fost efectuată de Hart SR [22] pe baza studiului biotitului, feldspatului (fără a detalia specia) și hornblenditului prin metodele Ar-K și Rb-Sr . Conform acestor date, pentru aproape toate mineralele din zona de contact în sine are loc pseudo-întinerirea rocilor, care trebuie considerată ca o manifestare a migrării izobare în câmpul temperaturii.

Astfel, formarea rapoartelor izotopilor și izobarelor radiogenice este influențată semnificativ de factorul de temperatură și, foarte posibil, de presiune.

Co-distribuție cu izotopi stabili ai elementelor ușoare (SILE)

La analiza SILE, o influență semnificativă asupra distribuției acestora a fost stabilită de condițiile de temperatură pentru formarea mineralelor. Se arată că în acest caz distribuția izotopilor unei perechi de elemente coexistente, de exemplu, C - O (în calciți), H - O (în mica) etc., sau izotopii unui element în minerale coexistente, pt. de exemplu, pentru oxigen - Cuarț - Biotit sau sulf în Galena - Pirit, în condiții izoterme este descris prin ecuația unei linii drepte [23] . La rezolvarea problemei inverse, dacă în condiții izoterme distribuția izotopilor într-o pereche cu izotopii unui element cunoscut ca standard este descrisă printr-o ecuație în linie dreaptă, atunci putem vorbi despre efectul temperaturii asupra distribuțiilor izotopilor ambelor elemente. . Prin urmare, în acest caz, se ia în considerare comportamentul comun al RGII și SILE într-un anumit câmp de temperatură. Comportarea comună a raportului 87 Sr/ 86 Sr și valoarea lui δ 18 O este descrisă într-o cantitate relativ mare . Lucrările unice sunt cunoscute pentru sistemele i Pb — S și (Ar-K)-δ 18 O .

Lucrările efectuate privind studiul comportamentului comun al izotopilor de stronțiu și oxigen în bazalții din Costa Rica (Barrett [24] ), în kimberlitele din Yakutia (Kostrovitsky [25] ), carbonatiți (B.G. Pokrovsky și colab. [26] ) , smectite [27] , minerale din granite Alp [28] , etc., precum și izotopi Pb și S din galenă (Illinois, Kulp JL et al, [29] ; V.I. Vinogradov [30] , A.I. Tugarinov și colab. [ 31 ] ) a relevat o corelație destul de mare între izotopii acestor elemente.O relație directă între 14 C și δ 13 C a fost adesea descrisă (Vinogradov V. I. [30] ; [32] ; și alții).

În lucrări separate, compoziția izotopică a oxigenului a fost comparată cu vârsta rocilor și a mineralelor determinate prin metoda K-Ar (Garlick și colab. [33] ).

În toate cazurile, identificarea dependențelor liniare se explică numai prin fenomenele de amestecare (contaminare) (de exemplu, Kostrovitsky [25] ; A.A. Konev [34] ; Taylor [35] ). O presupunere mai plauzibilă este că aici există o redistribuire izotermă a izotopilor.

Efectul presiunii nu este clar. Izotopii, ai căror parametri dimensionali ai atomilor diferă ușor, sunt slab afectați de presiunea la valori de până la 1 kbar. Aceste concluzii sunt confirmate de studiile experimentale ale RNClaton [36] și P. Harting [37] și alții.Isobarele diferă semnificativ unele de altele, astfel încât presiunea afectează semnificativ distribuția lor.

Fracționarea între minerale

În ecuațiile geocronologice, conținutul elementelor este exprimat prin numărul de atomi fără a specifica unitatea de măsură , deși mai corect, prin numărul de atomi pe unitatea de volum de materie. În analitica modernă, conținutul elementelor este determinat în unități relative -%, g / t etc. Prin urmare, acestea din urmă trebuie convertite într-un sistem de unități de ecuații geocronologice.
În sistemul mărimilor fizice , principalii parametri care caracterizează cantitatea unei substanțe sunt masa (g) și volumul (cm³, iar valoarea care reflectă în mod adecvat acești parametri este densitatea (sau greutatea specifică ) d a acestei substanțe. Fie N *  să fie numărul de atomi pe unitate de volum, C  este concentrația relativă a acestui element în compus, M  este masa unui atom din această substanță . Atunci N * \u003d Cd / M. Deoarece M nu afectează în mod fundamental concluziile ulterioare , apoi omițând-o obținem egalitatea N \u003d Cd , arătând masa totală a atomilor izotopi pe unitate de volum. Se vor efectua analize suplimentare pentru izotopul 206 Pb , pentru care avem . Pe scurt, rescriem această ecuație ca

unde 6 N este numărul de atomi de izotopi de 206 Pb formați în timpul t , 8 N  este numărul de atomi de uraniu 238 U rămași după descompunere;  este constanta de dezintegrare a atomilor de uraniu 238 U ; S o este o funcție a timpului. Când t = const , ecuația (1) este o ecuație izocronă cu panta S o . În coordonate logaritmice, această ecuație ia forma:

După transformări, ecuația (1) se reduce la forma

În cazul studierii unui eșantion, valoarea lui d este redusă. Cu toate acestea, pentru o estimare a vârstei de încredere [38] , este necesar să se utilizeze două eșantioane pentru a construi o izocronă cu densitățile măsurate d1 și d2 . În acest caz, panta S * a cvasi-izocronei este determinată din egalitate

Această egalitate indică dependența pantei izocronei de densitatea mineralelor. Această poziție este ilustrată în Tabelul 1 și Fig.2.

Informații suplimentare despre separarea izotopilor și izobarelor sunt furnizate de o analiză a distribuțiilor rapoartelor izotopice (izobarice) între minerale. Un exemplu de astfel de distribuții este prezentat în Fig. 2. În aceste cazuri, punctele experimentale sunt situate pe drepte cu panta s ≠ 1 .

În practică, fracţionarea a fost ilustrată indirect prin serii de distribuţie a vârstelor pe minerale şi prin metode de determinare a vârstei. De exemplu, au fost construite următoarele secvențe: pentru Karelia — PL(Rb-Sr)>MU(Rb-Sr)>MU(K-Ar)≈Mi(Rb-Sr)>BI(Rb-Sr) , unde MI este microclin, MU este muscovit; pentru Finlanda - MI (Rb-Sr)> MU (Rb-Sr)> BI (Rb-Sr) ≈ BI (K-Ar) . Mai strict, această comparație se realizează pe baza unei comparații a valorilor raporturilor izotopilor corespunzători pe minerale. Ca exemplu, Tabelul 2 prezintă câteva serii din aceste rapoarte:

Modelul distribuțiilor mineralelor în funcție de aceste rapoarte este relevat și prin compararea secvențelor de minerale ordonate după densitatea d (referință) dispuse în ordinea descrescătoare a densității și a celor după rapoarte izotopice (izobarice). În fiecare pereche de minerale, mineralul cu cea mai mare valoare d a fost clasat pe primul loc . Dacă, în acest caz, rapoartele izotopilor (izobari) s-au dovedit a fi similare cu rapoartele densităților mineralelor, astfel de perechi au fost numite normale , în caz contrar, inverse . În plus, în funcție de raportul perechilor normale și inverse, au fost construite secvențe generale ale locației mineralelor. Compararea acestor secvențe cu cele de referință a fost efectuată folosind indicele (indicele) diferenței J [48] . Rezultatele acestor comparații sunt afișate în tabelul nr. 3 sub formă de secvențe generale. Pentru comparație, sunt date secvențele de minerale în funcție de valorile lui δ 18 O.

Studiile efectuate au arătat că în sistemele izotopice, izotopul greu se acumulează în minerale cu densitate crescută, în timp ce în sistemele izobare această tendință se manifestă prin izobare cu dimensiuni minime. Într-un caz mai general, un element cu o densitate atomică (ionică) mai mare se acumulează predominant într-un mineral mai greu.

Fracționări experimentale

Întregul complex de observații geologice asupra comportamentului RGII într-un câmp termogradient indică posibilitatea fracționării lor în condiții naturale. La această concluzie s-a ajuns la un număr covârșitor de studii, fără a menționa conceptul de „fracționare”. Cu toate acestea, doar studiile experimentale pot face o concluzie finală cu privire la posibilitatea fenomenului. În prezent, întregul complex de studii în această direcție poate fi împărțit în două grupe, care diferă în metodele metodologice de analiză a fracționării:

1. Încălzirea termică a probelor cu analiza compoziției izotopice a produsului sau sublimelor eliberate;
2. Leșierea (în principal izotopi de plumb) din formațiuni naturale sub acțiunea diverșilor reactivi, adesea nerelaționați direct cu condițiile reale de migrare a izotopilor.

Analizele au fost prelucrate folosind expresia factorului de fracţionare

unde ( * X/X) o și ( * X/X) i sunt rapoartele izotopice ale elementului X la începutul și după experiment. Indicele ( * ) marchează izotopul greu. Dacă sunt luați în considerare izotopii a două elemente X și Y , atunci această expresie este convertită într-o ecuație de lucru de forma

unde m și n sunt niște compuși. Adesea m = n . În această ecuație, parametrul S * = f(T) .

Scopul acestor experimente este de a dezvălui gradul de conservare a rapoartelor izotopilor în diferite condiții termodinamice. Experimentele se caracterizează prin:

• 1. Rezultatele experimentelor nu sunt considerate din poziţia de fracţionare a RGII, ceea ce duce la ignorarea fenomenului distribuţiilor de echilibru.
• 2. Conform teoriei fracționării, este necesar să se studieze compoziția izotopică a doi compuși, dar în aceste studii este luat în considerare un singur compus. De exemplu, la izolarea Pb dintr-un mineral, raportul izotopilor este determinat doar la sublimare și nu se analizează compoziția reziduului din sublim. Același lucru se notează și pentru levigare: se analizează doar levigatul, fără a se atinge reziduul din leșiere.
• 3. Toate experimentele se încheie cu o declarație calitativă a rezultatelor modificărilor rapoartelor izotopilor fără a calcula parametrii corespunzători: indicele de fracționare, coeficienții cinetici etc.

Expunerea la temperaturi ridicate

Sisteme de izotopi de plumb Sisteme izobarice K-Ar- Sisteme izobarice Rb-Sr

Impactul leșierii

Izotopii Pb (aproximativ 92% din probele studiate) au fost supuși expunerii experimentale , mai rar izobare Sr-Rb și izobare minim K-Ar . Izotopii Pb au fost studiați, de regulă, în zirconi și monaziți accesorii, feldspați (mai des feldspați de potasiu, plagioclaze), biotiți, uraniniți, granite și alte roci și minerale. Isobare Sr-Rb - în condrită ( Mittlefehldt DW et al [56] ), în bazalt (Elderfild H, et al [57] ), izobare K-Ar  - în biotit (Aprub S.V. [58] ), etc. d.

Principalii agenți de leșiere sunt acizii azotici , mai rar HCl , HF și acetic , rar apă distilată. Acizi - concentrații mari până la concentrat, temperaturi - mai mult de 80 ° C. Timpul de scurgere a variat de la primele ore până la o lună. Probele unice au fost de obicei studiate, sporadic fără a se respecta cerințele pentru stabilirea echilibrelor izotopice.

Scopul principal al cercetării este de a identifica gradul de stabilitate al RGII în medii foarte agresive pentru a stabili acuratețea determinării vârstei rocilor. Nu au fost efectuate studii sistematice și direcționate pentru a identifica principalele modele de migrare a RGII și fracționarea acestora. Aceste date au fost rezumate [59] . Fragmente din aceste studii sunt prezentate în Fig.4. La generalizare am folosit reprezentarea coeficienților de separare α în formă

unde min este mineralul studiat, s este levigatul (soluția rezultată) sau alt mineral; i = 206, 207, 208.

Datele din Fig.4 pentru zirconii și monaziți accesorii (Fig.4A) și feldspați (Fig.4B) arată prezența anumitor modele în procesele de redistribuire a izotopilor Pb între mineralul studiat și faza care interacționează cu acesta, care sunt exprimate. în comportamentul liniar al parametrilor lnα . Figura 4B prezintă o distribuție similară a izotopilor Pb între galena accesorie și granitul gazdă. Prezența unei relații liniare similare între parametrii lnα ne permite să facem o ipoteză despre existența unui echilibru izotopic geochimic între aceste substanțe.

Modelarea fracționării

Când se efectuează lucrări experimentale de diferite tipuri și niveluri, există întotdeauna o adăugare sau o eliminare din sistemul RGII. Acest lucru permite o evaluare calitativă a influenței afluxului (eliminării) RGII pentru a realiza modelarea numerică. În acest scop, pentru un grup inițial (de referință) de analize, de exemplu, plumb, cu valori cunoscute ale vârstei t et , se adaugă o anumită cantitate de izotopi de plumb, apoi se calculează vârsta t * din noile date , conform caruia, cu referinta, se estimeaza efectul adaugarii unui izotop in sistem. Atunci t o este vârsta impurității plumbului; t p  este vârsta aditivului radiogenic. t 1 , t 2 și t 3  sunt vârstele calculate, respectiv, conform ecuațiilor:

; ;

Mecanismele modificărilor parametrilor izocroni se disting:

1. Factorul de impuritate - valoarea depinde de concentrațiile de Pb și de rapoartele izotopice (nestudiate);
2. Factorul de impuritate este o valoare constantă, nu depinde de concentrațiile de Pb și de raporturile izotopilor. Acest mecanism a fost studiat experimental (experimente numerice) și teoretic.

În experiment au fost evaluați următorii factori:
1). Modificarea concentrațiilor brute de plumb :

• 1a) Pb*= nPb (în experiment n = 0,5; 2). Sa constatat influența asupra parametrilor ecuațiilor (4) și (5), dar vârsta t a plumbului Pb o și Pb p nu se modifică.
• 1b) Pb*= Pb ± l ( l = 1; 2) afectează vârsta t o menținând t 1 . Pe măsură ce l crește, valoarea lui t o crește în cazul lui (Pb + l) și scade pentru (Pb - l) .

2). Modificarea raporturilor izotopice X (= 206 Pb/ 204 Pb ) și Y (= 207 Pb/ 204 Pb ):

• 2a) relații precum Х*= Хβ x ( β = 0,667; 0,833; 0,909; 1,1) sunt echivalente cu i C* = i Ck i ( Σk i ≈ 4 și k i = β i (L/L*) , L și L* sume ale rapoartelor originale și, respectiv, modificate). Schimbarea X și Y schimbă toate vârstele, menținând în același timp relația dintre

t 1 , t 2 şi t 3 .

• 2b). X*= X ± l x ( l = 10,20,50,100). De asemenea i C* = i Ck i în special, β x = (X+l x )/X . Când se schimbă X și Y , t o se modifică cu păstrarea t 1 , t 2 și t 3 . Valorile lui t o cresc odată cu creșterea lui l y și scad odată cu creșterea lui l x .

Note

1. ↑ Barsukov V.L., Grigoryan S.V., Ovchinnikov L.N. Metode geochimice de prospectare a zăcămintelor de minereu. M., Nauka, 1981.
2. ↑ Baranov E.N. Halouri geochimice endogene ale depozitelor de pirita. M., Nauka, 1987.
3. ↑ Bigeleisen J. Efectul substituției izotopice asupra entropiei, entalpiei și capacității de căldură a gazelor ideale.// J. Chem. Fiz. . 1953, 21, 8. P.1333-1339.
4. ↑ Botinga J. Calculul factorilor de fracționare pentru schimbul izotopic de carbon și oxigen în sistemul calcit-dioxid de carbon-apă.// J. Phys. Chim. . 1968.72.3. P.800-808
5. ↑ Urey HC//J.Chem.Soc.1947.P.562
6. ↑ Fore G., Powell D. Isotopes of strontium in geology. M.: Mir, 1974. 214 p.
7. ↑ Bigeleisen J. Efectul substituției izotopice asupra entropiei, entalpiei și capacității de căldură a gazelor ideale.//J. Chim. Phys. 1953, 21, 8. P. 1333-1339.
8. ↑ Roginsky S.Z. Fundamentele teoretice ale metodelor izotopice pentru studiul reacțiilor chimice.M .: Editura Academiei de Științe a URSS. 1956 611 p.
9. ↑ Brodsky A. I. Chimia izotopilor. M.: Editura Academiei de Științe a URSS, 1957.
10. ↑ Botinga J. Calculul factorilor de fracţionare pentru schimbul izotopic de carbon şi oxigen în sistemul calcit-dioxid de carbon-apă.//J. Fiz. Chim. 1968.72.3. P.800-808
11. ^ Urey HC „Cercetarea asupra abundenței naturale a deuteriului și a altor izotopi în natură. Raport final pentru perioada care se încheie la 30 septembrie 1958.
12. ↑ Makarov V.P. Fracționarea izotopilor și izobarelor radiogenice în condiții naturale.//Otechestven. Geologie, 1993, 8.S.63-71
13. ↑ Morozova I.M.. Alferovsky A.L., Yakovleva S.Z. Difuzia izotopilor Li și K în aluminosilicați naturali./Geochimia izotopilor radiogenici și radioactivi. L .: Nauka, 1974. S. 105-130.
14. ↑ Lepin V.S., Plyusnin G.S., Brandt S.B. Analiza spectrometrică de masă a Mg și Ca și fracționarea naturală a izotorilor acestora./Anuar, 1968. SO AN SSSR. Irkutsk: 1969,. S. 2670 271.
15. ↑ 1 2 Plyusnin G. S., Brandt S. B. Fracționarea izotopică a litiului, potasiului, magneziului, calciului prin zonare și parageneză. / Magmatism, formațiuni de roci cristaline și adâncimi ale Pământului. Ch.1.M.: Nauka, 1972. S.218-221
16. ↑ Shergina Yu.P., Kaminskaya A.D. Despre posibilitatea utilizării variațiilor naturale ale izotopilor de bor în căutările geochimice.//Geochemistry, 1965, 1. P.64-67.
17. ↑ Lovering T.S., McCarthy J.G., Friedman I. Semnificația raporturilor 18 O / 16 O și 13 C / 12 C în calcarele hidrotermale dolomitizate și minereurile metasomatice de carbonat de mangan / Chimia crustei terestre, Vol. II. M.: Nauka, 1964. S.616 - 629.
18. ↑ Landa E.L., Murina G.A., Shergina Yu.P., Krasnova N.I. Compoziție izotopică de stronțiu în apate și roci purtătoare de apatită ale complexelor carbonatite.//Dokl. Academia de Științe a URSS, 1982, 264, 6. S.1480-1482
19. ↑ Hart S. R. Age of minerals and metamorphism./Issues of geochronology. M.: editura IL. 1980. P.45 -49
20. ↑ Ashkinadze G.Sh. Migrarea izotopilor radiogeni în minerale. L.: Nauka, 1980. 144 p.
21. ↑ Doe BR, Hart SR Efectul metamorfismului de contact asupra plumbului în câmpurile de potasiu din apropierea stocului Eldora, Colorado.//J. Geophys. Res., 1963, 68, 11. P. 3511-3530.
22. ↑ Hart SR Relația de vârstă petrologie și minerale izotopice a unei zone de contact din Front range, Colorado.//J. Geologie, 1964, 72, 5, p. 493-525.
23. ↑ Makarov V.P. Geotermometre izotopice./Materiale ale seminarului științific al XIII-lea „Sistemul planetei Pământ”. M.: ROO „Armonia structurii Pământului și a planetelor”. 2005, p.93-115.
24. ↑ Barrett TJ, Friedrichsen H/ Compoziția izotopică de stronțiu și oxigen a unor bazalți din Hole 504B, Costa Rica Rift, GSGP Legs 69 and 70.//Earth and Plenetary Sci. Let., 1982, V.60, 1. P. 27 -38/
25. ↑ 1 2 Kostrovitsky S.I., Dneprovskaya L.V. Corelația compozițiilor izotopice de Sr, C și O în carbonați din kimberliții din Yakutia.//Dokl. Academia de Științe a URSS, 1983, T.272.5.S. 1223 - 1225.
26. ↑ Pokrovsky B.G.. Belyakov A.Yu. et al. Originea carbonatiților și a straturilor de minereu din masivul Tomtor (NE Yakutia) conform datelor izotopice.//Geochemistry, 1990, 9. P. 1320-1329.
27. ↑ Standigel H. și colab. Agenti de atare a crustei oceanice la temperaturi joase.//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/ P.279-289.
29. ↑ Kulp JL și colab. abundența izotopică de plumb și sulf în valea Mississippi Galmas.//Bul.geol.Soc.Am., 1956, 67, 1. P.123-124.
30. ↑ 1 2 Vinogradov V.I. Distribuția izotopilor de sulf în mineralele zăcămintelor de minereu./Izotopii de sulf și problemele formării minereului. Moscova: Nauka, 1967.7-37.
31. ↑ Tugarinov A.I., Mitryaeva N.M.. Zanyatin N.I. şi altele.Compoziţia izotopică a plumbului şi sulfului şi procesul de formare a minereului la zăcămintele din regiunea Atasuy.//Geochemistry, 1982, 1972, 5. P. 547 - 561.
32. ↑ Vinogradov V.I. et al. Concentrația 13 C/ 12 C, 18 O/ 16 O și 14 C în carbonatiții vulcanului Kaliango (Africa de Est).//Izvestiya AN SSSR, ser. geol., 1978.6. pp.13-44.
33. ↑ Garlick GD, Dymond JK Schimbul de izotopi de oxigen între materialele vulcanice și apa oceanului.//Bull. Geol.Soc.Amer., 1970, V.81, 7.P.2137-2141
34. ↑ Konev A.A., Vorobyov E.I. Despre sursele de materie și geneza calcitelor din rocile nefeline din regiunea Baikal conform datelor geochimice și izotopice // Geochemistry, 1984, 1. P. 50-57.
35. ↑ TaylorH.P. Efectul asimilării rocii de țară de către magme asupra și sistematică în rocile magmatice.//Earth and Plenetary.Sci.Let. 1980, V.47, 2. P.243 - 254
36. ↑ Claton RN și colab.Limite asupra efectului presiunii asupra fracționării izotopice.//Geoch.Cosmochym.Acta, 1975, 39, 8. P. 1197-1201.
37. ↑ Harting P.Der thermodynamische kohlenstoffisotopiceffekt im system CH 4 -H 2 O.P.II//Isotopenprexis, 1978, 14, 3/ P.99-101.
38. ↑ Shukolyukov Yu. A. et al. Metode grafice ale geologiei izotopilor. Moscova: Nauka, 1974.
39. ↑ Zartman RE, Fer F. Concentrația de plumb și compoziția izotopică în incluziunea a cinci peridotite de origine probabilă a mantalei.//Earth and Plenetary Sci. Let., 1973, 20, 1/ P. 54 - 66.
40. ↑ Wanless RK, Stevens RD, Loveridge WD Relații anormale de izotopi părinte-fiică în stâncile adiacente frontului Grenvill, lângă Chibougamen, Quebec,//Eclogae Geol. Helv., 1970, 63, 1. P.345-364.
41. ↑ Hamilton E.I. Geocronologie aplicată. M.: Nedra, 1968. 256 p.
42. ↑ Aleinikoff JN, Zartman RE, Lyons JB U-Th-Pb Geocronologia gneisului massabazic și a granitului, lângă Milford, New Hampshire-Sud-Central: noi dovezi pentru subsolul Avalonian și tulburările Taconic și Alleghenian în Estul Noii Anglie.//Contrib .Miner.Petrol., 1979, 71, 1. P. 1 - 11
43. ↑ 1 2 Datele radiometrice Schenk VU-Pb și Rb-Sr și corelarea lor cu evenimentele metamorfice din subsolul granulite-facies al Serre, Contheru Calabria (Italia).//Contrib. Miner. Petrol., 1980, 73, 1. P, 23 - 38.
44. ↑ Kogarko L.N., Kramm W., Grauert B. Date noi despre vârsta și geneza rocilor alcaline din masivul Lovozero (izotopi de rubidiu și stronțiu).//Dokl. Academia de Științe a URSS, 267, 4. P. 970 - 972.
45. ↑ Baadsgaard H., Lambert RSJ, Krupicka J. Mineral isotopic age relationships in the polymetamorphic Amitsog gneisses, Godthaab district, New Greenland.//Geochem.Cosmochem.Acta, 1978, 40, 5. P.513 - 527.
46. ↑ 1 2 Brooks C. The effect of mineral age discordancies on total rock isochrones Rb-Sr of the Heemskirt granite, Western Tasmania.//J.Geoph.Res., 1966,71,22.P.5447
47. ↑ Aldrich LT, Davis GL, James HL Epocile mineralelor din rocile metamorfice și magmatice de lângă Iron Mountain, Michigan.//J. Petrologie, 1965, 6, 3, p. 445-472.
48. ↑ Makarov V.P. Câteva întrebări de comparație a tipurilor geochimice de halouri comune ale elementelor zăcămintelor de minereu.//Geology and Geophysics.1980.9.S.129-133
49. ↑ Dontsova E.K. Schimbul izotopic de oxigen în timpul formării rocii.//Geochemistry, 1970, 8,. S.903 - 916.
50. ↑ Garlick GD, Epstein S. oxygen izotope ratios in coexisting minerals of regionally metamorphosed rock.// Geochem.Cosmochem.Acta, 1967, 31, 2/ P.181-214.
51. ↑ Paul R., Howard AJ, Watson WW Factor izotopic de difuzie termică a argonului.//J.Chem.Phys., 1963,39,11. P.53-56.1963
52. ↑ Silver LT, Deutsch S. Uranium-lead isotopic variations in zircons: case study.//J/ Geol., 1963,71,6. P.721-758.
53. ↑ Sobotovich E.V. Datarea cu plumb-izocron a rocilor./Problems of Applied Geochemistry. Kiev: Naukova Dumka, 1974. S.70-80
54. ↑ Lobikov A.F., Ovchinnikova L.V., Yakovleva S.Z. Studii izotopice-geochimice ale granitelor din masivul Kartashevsky (Carelia Centrală). Date noi despre geneza și vechimea acesteia./Probleme metodologice ale geologiei nucleare. L .: Nauka, 1982. P. 71.
55. ↑ Golubchina M.N.. Rabinovici A.V. Asupra chestiunii criteriilor de raportare a mineralizării cu magmatismul conform analizei izogtopice a plumbului.//Geochimie, 1957, 3. P.198-203.
56. ↑ Mittlefehldt DW, Wetherill GW Rb-Sr studii ale condritelor CJ și CM.//Geoch.Cosmochim. Acta, 1979,45,2. P.201-206.
57. ↑ Elderfield H, Greaves MJ Strontium usotope gejchemistry of ocelanding geotermal system and implication for sea water chemystru.//Geoch.Cosmochim. Acta, 1981, 45, 1. P.2201-2212.
58. ↑ Aprub S.V. Influența reacției de schimb de izotopi asupra sistemului K - Ar din minerale / Vârsta izotopică a rocilor și interpretarea sa geologică. L.: Tr. VSEGEI, T. 328, 1984. S.23-34.
59. ↑ Makarov V.P. Fundamentele geocronologiei teoretice / Materiale ale seminarului științific al XII-lea „Sistemul planetei Pământ”. M.: ROO „Armonia structurii Pământului și a planetelor”. 2004, p. 228-253.