Fraktionering av kemiska grundämnen i jordskorpan

Fraktionering av naturliga ämnen  är separationen av element från en enda array under påverkan av förändringar i värdmediets fysikalisk-kemiska parametrar. Fraktioneringsanalys tar hänsyn till beteendet hos minst två element.

Allmänna fraktioneringsfrågor

Fraktioneringstyper särskiljs:

1. Separation av element sker i processen för rörelse av ett visst flöde. Som ett exempel: separering av element i ett hydrotermiskt flöde. Här påverkas elementen både av förändringar i flödesparametrarna ( temperatur ( T ), tryck ( P ), kemisk potential) och kinetiska parametrar (till exempel rörelsehastigheten ) för flödet. Som ett resultat separeras områdena för ackumulering av element i rymden, vilket bildar den så kallade geokemiska zoneringen. I fastställandet av denna zonalitet spelades en viktig roll av IMGRE-forskare: E. N. Baranov, A. I. Golovin, L. N. Ovchinnikov , S. V. Grigoryan och andra [1] , [2] .
2. Separation av element under påverkan av förhållanden för bildandet av ett mineral . Konsekvensen av detta är omfördelningen av element mellan mineraler, och denna processs natur beskrivs fullständigt av termodynamikens lagar . Detta gör det möjligt att använda koncentrationerna av grundämnen i två samexisterande mineral för att bedöma förutsättningarna för deras bildning .

Fraktioneringen av stabila isotoper av lätta grundämnen har studerats i största utsträckning . Amerikanerna Bigeleisen [3] och Botinga [4] gjorde ett betydande bidrag till lösningen av detta problem . När det gäller radiogena element (främst uran och bly) utfördes några teoretiska studier av HCUrey [5] , som avslöjade en svag påverkan på deras separation av externa miljöparametrar och därför lade in sitt veto mot deras fortsatta studie.

Det finns en annan skillnad mellan dessa system: i stabila isotopsystem är alla element bergbildande, vilket återspeglar ett extremt fall av isomorfism . Detta avgör möjligheten att använda dem för att lösa fysikalisk -kemiska problem. I radiogena system är barnelementet inte ett isotopiskt element i förhållande till moderisotopen. Alla underordnade element, som upptar olika platser i D. I.  Mendeleevs periodiska system , skiljer sig från förälderelementen i alla avseenden, och framför allt i storlek. Därför, förutom påverkan av T , beror deras fördelning avsevärt på tryck och andra fysikalisk-kemiska förhållanden hos mineralbildningsmediet.

Problemet med fraktionering av radiogena element har studerats mycket dåligt. G.Fore och D.Powell [6] noterade en enhetlig fördelning av radiogena isotoper och isobarer (RGII) i smält magma , som bevaras under kristallisation , och disharmoni var associerad med epigenetiska processer . Men detta uttalande, taget som ett axiom , stämmer inte överens med fenomenet fraktionering av isomorfa och isotopiska element, som är fysikaliskt och kemiskt analoga med RGII , som beaktas i geobaroterometriska studier.

Fraktioneringsnivåer

Det finns två nivåer av studier av fraktionering.

Den första nivån beror på den teoretiska analysen av förutsättningarna för denna fraktionering, som beskrivs i [7] . Inom sovjetisk geokemi presenteras dessa studier främst i verk av S. Z. Roginsky (1900–1970) [8] [1] och A. I. Brodsky http://www.warheroes.ru/hero/hero.asp? Hero_id=12882 (19.06 ) .1895 - 21.08.1969) [9] . Bigeleisen och Botinga [10] förde dessa studier till sitt logiska slut, det vill säga till en metod för att använda dem i praktiken . Med avseende på U och Pb utfördes teoretiska studier endast av HC Urey [11] .

Den andra nivån beror på analysen av den faktiska fördelningen av RGII under naturliga förhållanden.

Forskningsresultaten gjorde det möjligt att identifiera grupper av ämnen som speglar möjligheten till isotop- och isobarfraktionering [12] .

Naturlig fraktionering av radiogena isotoper och isobarer

Den inkluderar en analys av fördelningarna av radiogena isotoper (isobarer) i exokontakter av intrång, deras gemensamma beteende med stabila isotoper av lätta element och i enskilda mineraler.

Fraktionering i exokontakter av intrång

Dessa studier utfördes huvudsakligen för stabila isotoper av lätta element (nedan kallat SILE). Beteendet hos inte bara syre- och kolisotoper, utan även Li , K (I. M. Morozova et al. [13] ), Mg och Ca (V. S. Lepin et al., 1969 [14] ; [15] ) studerades. ), B (Yu. P. Shergina et al. [16] ), etc. Som regel anrikas Li och K i de centrala delarna av metasomatiska zoner med en lätt isotop och tunga sorter destilleras bort till marginaldelarna. Mg och Ca har ett tydligt beroende av själva grundämnets koncentration, vilket motsvarar Bachinsky-regeln [15] . Yu. P. Shergina och A. B. Kaminsky etablerade en relativ ökning av 11 B -isotopen med avståndet från den polymetalliska malmkroppen. Sådant beteende noteras av T. E. Lovering [17] för O -isotopen med avstånd från malmbreccia. Han observerade också en minskning av isotopsammansättningen av C i kalcit när man närmar sig intrånget.

När det gäller radiogena isotoper och isobarer finns det mycket färre sådana data. E.L. Landa et al [18]  observerade förändringar i Sr -isotoper i apatiter och apatitbärande bergarter i karbonatkomplexen i Kovdor- och Gulimassiven. Hart S. R. [19] etablerade en pseudoföryngring av ålder vid kontakten mellan Eldora och Auduban-Albia-intrusionerna. Åldern för Eldora-intrånget enligt BI Ar-K- metoden uppskattas till 68-80 Ma. Hornblendes ålder varierar beroende på avståndet från kontakten: på ett avstånd av 1–76 m varierar det från 120 till 1150 Ma med maximalt 1160 Ma vid 41 m . Sr - metod; liknande situationer beskrevs också av G. Sh Ashkinadze [20] i exokontakten av Ozernaya Varaka-intrånget.

Beteendet hos Pb -isotoper i exokontaktzonerna av Eldora Stock-kvarts-monzonitintrånget i Colorado beskrevs av Dow BR et al. [21] . I ortoklaser förändras inte bara den totala mängden Pb , utan också värdena för isotopförhållanden: med avståndet från kontakten minskar förhållandena 206Pb / 204Pb och 207Pb / 204Pb avsevärt . En detaljerad analys av beteendet hos isotoper i ett termiskt fält utfördes av Hart SR [22] baserat på studien av biotit, fältspat (utan att specificera arten) och hornblendit med Ar-K- och Rb-Sr- metoderna . Enligt dessa data, för nästan alla mineraler i själva kontaktzonen, sker pseudoföryngring av bergarter, vilket måste betraktas som en manifestation av isobar migration i temperaturfältet.

Sålunda påverkas bildandet av förhållandena mellan radiogena isotoper och isobarer avsevärt av faktorn temperatur och, mycket möjligt, tryck.

Samdistribution med stabila isotoper av lätta element (SILE)

Vid analys av SILE fastställdes ett betydande inflytande på deras fördelning av temperaturförhållandena för bildandet av mineraler. Det visas att i detta fall fördelningen av isotoper av ett par samexisterande grundämnen, till exempel C - O (i kalcit), H - O (i glimmer), etc., eller isotoper av ett grundämne i samexisterande mineral, för till exempel för syre - Kvarts - Biotit eller svavel i Galena - Pyrit, under isotermiska förhållanden beskrivs av ekvationen för en rät linje [23] . När man löser det omvända problemet, om fördelningen av isotoper i ett par med isotoper av ett känt element som en standard under isotermiska förhållanden beskrivs med en rätlinjeekvation, då kan vi prata om temperaturens inverkan på isotopfördelningarna för båda elementen . Därför, i det här fallet, beaktas det gemensamma beteendet hos RGII och SILE i något temperaturfält. Det gemensamma beteendet för förhållandet 87 Sr/ 86 Sr och värdet på δ 18 O beskrivs i relativt stor mängd . Enstaka verk är kända för system i Pb — S och (Ar-K)-δ 18 O .

Arbetet som utfördes på studiet av det gemensamma beteendet hos strontium- och syreisotoper i basalter i Costa Rica (Barrett [24] ), i kimberliter från Yakutia (Kostrovitsky [25] ), karbonater (B.G. Pokrovsky et al. [26] ) , smektiter [27] , mineraler från alpgraniter [28] , etc., samt Pb- och S -isotoper i galena (Illinois, Kulp JL et al, [29] ; V.I. Vinogradov [30] , A.I. Tugarinov et al. [ 31 ] ) avslöjade en ganska hög korrelation mellan isotoper av dessa grundämnen. Ett direkt samband mellan 14 C och δ 13 C beskrevs ofta (Vinogradov V. I. [30] ; [32] ; och andra).

I separata arbeten jämfördes den isotopiska sammansättningen av syre med åldern på bergarter och mineraler bestämd med K-Ar- metoden (Garlick et al. [33] ).

I alla fall förklaras identifieringen av linjära beroenden enbart av fenomenet blandning (kontamination) (till exempel Kostrovitsky [25] , A.A. Konev [34] ; Taylor [35] ). Ett mer rimligt antagande är att det finns en isotermisk omfördelning av isotoper här.

Effekten av tryck är inte tydlig. Isotoper, vars dimensionella parametrar för atomer skiljer sig något, påverkas svagt av tryck vid värden upp till 1 kbar. Dessa slutsatser bekräftas av experimentella studier av RNClaton [36] och P. Harting [37] m.fl.. Isobarer skiljer sig väsentligt från varandra, så trycket påverkar signifikant deras fördelning.

Fraktionering mellan mineraler

I geokronologiska ekvationer uttrycks innehållet i element med antalet atomer utan att specificera måttenheten , men mer korrekt, med antalet atomer per volymenhet materia. I modern analys bestäms innehållet av element i relativa enheter -%, g / t, etc. Därför måste den senare omvandlas till ett system av enheter av geokronologiska ekvationer.
I systemet med fysikaliska kvantiteter är de huvudsakliga parametrarna som kännetecknar mängden av ett ämne massa (g) och volym (cm³, och det värde som adekvat återspeglar dessa parametrar är densiteten (eller specifik vikt ) d för detta ämne. Låt N *  vara antalet atomer per volymenhet, C  är den relativa koncentrationen av detta element i föreningen, M  är massan av en atom av detta ämne . Sedan N * \u003d Cd / M. Eftersom M inte i grunden påverkar efterföljande slutsatser , om vi sedan utelämnar den får vi likheten N \u003d Cd , som visar den totala massan av isotopatomer per volymenhet. Ytterligare analys kommer att utföras för isotopen 206 Pb , för vilken vi har . Kort sagt, vi skriver om denna ekvation som

där 6 N är antalet 206 Pb -isotopatomer som bildas under tiden t , 8 N  är antalet uran 238 U -atomer som finns kvar efter sönderfallet;  är sönderfallskonstanten för uranatomer 238 U ; S o är en funktion av tiden. När t = const är ekvation (1) en isokron ekvation med lutningen So. I logaritmiska koordinater har denna ekvation formen:

Efter transformationer reduceras ekvation (1) till formen

Om man studerar ett prov, reduceras värdet på d . Men för en tillförlitlig åldersuppskattning [38] är det nödvändigt att använda två prover för att konstruera en isokron med uppmätta densiteter d1 och d2 . I detta fall bestäms lutningen S * för kvasi-isokronen från likheten

Denna jämlikhet indikerar beroendet av isokronens lutning på tätheten av mineraler. Denna position illustreras i Tabell 1 och Fig.2.

Ytterligare information om separationen av isotoper och isobarer tillhandahålls av en analys av fördelningarna av isotopiska (isobariska) förhållanden mellan mineraler. Ett exempel på sådana fördelningar visas i fig. 2. I dessa fall är försökspunkterna placerade på raka linjer med lutning s ≠ 1 .

I praktiken illustrerades fraktionering indirekt genom serier av fördelning av åldrar efter mineraler och metoder för åldersbestämning. Till exempel konstruerades följande sekvenser: för Karelen — PL(Rb-Sr)>MU(Rb-Sr)>MU(K-Ar)≈Mi(Rb-Sr)>BI(Rb-Sr) , där MI är mikroklin, MU är muskovit; för Finland - MI (Rb-Sr)> MU (Rb-Sr)> BI (Rb-Sr) ≈ BI (K-Ar) . Mer strikt utförs denna jämförelse på grundval av en jämförelse av värdena för förhållandena mellan motsvarande isotoper av mineraler. Som ett exempel visar tabell 2 några serier av dessa förhållanden:

Mönstret av mineralfördelningar enligt dessa förhållanden avslöjas också genom att jämföra sekvenserna av mineraler rangordnade efter densitet d (referens) ordnade i fallande densitetsordning och de efter isotopiska (isobariska) förhållanden. I varje mineralpar rankades mineralet med det högsta d- värdet först . Om, i det här fallet, isotopförhållandena (isobariska) visade sig likna förhållandena mellan tätheterna av mineraler, kallades sådana par normala , annars inversa . Vidare, enligt förhållandet mellan normala och omvända par, byggdes allmänna sekvenser av platsen för mineraler. Jämförelse av dessa sekvenser med referenssekvenserna utfördes med användning av index (index) för skillnaden J [48] . Resultaten av dessa jämförelser visas i tabell nr 3 i form av allmänna sekvenser. För jämförelse ges sekvenserna av mineraler enligt värdena för δ 18 O .

De genomförda studierna har visat att i isotopiska system ackumuleras den tunga isotopen i mineraler med ökad densitet, medan denna tendens i isobariska system manifesteras av isobarer med minimal storlek. I ett mer allmänt fall ackumuleras ett grundämne med en högre atomär (jonisk) täthet övervägande i ett tyngre mineral.

Experimentella fraktioneringar

Hela komplexet av geologiska observationer av beteendet hos RGII i ett termogradientfält indikerar möjligheten av deras fraktionering under naturliga förhållanden. Denna slutsats har kommit fram till av ett överväldigande antal studier, utan att nämna begreppet "fraktionering". Det är dock endast experimentella studier som kan dra en slutlig slutsats om fenomenets möjlighet. För närvarande kan hela komplexet av studier i denna riktning delas in i två grupper, som skiljer sig åt i metodologiska metoder för fraktioneringsanalys:

1. Termisk uppvärmning av prover med analys av isotopsammansättningen av den frigjorda produkten eller sublimaten;
2. Utlakning (främst blyisotoper) från naturliga formationer under inverkan av olika reagenser, ofta inte direkt relaterad till de verkliga förhållandena för isotopmigrering.

Analyserna bearbetades med användning av uttrycket för fraktioneringsfaktorn

där ( * X/X) o och ( * X/X) i är isotopförhållandena för elementet X i det initiala och efter experimentet. Indexet ( * ) markerar den tunga isotopen. Om isotoper av två element X och Y beaktas , omvandlas detta uttryck till en arbetsekvation av formen

där m och n är några föreningar. Ofta m = n . I denna ekvation är parametern S * = f(T) .

Syftet med dessa experiment är att avslöja graden av bevarande av isotopförhållanden under olika termodynamiska förhållanden. Experiment kännetecknas av:

• 1. Resultaten av experimenten beaktas inte från positionen för fraktionering av RGII, vilket leder till att fenomenet jämviktsfördelningar ignoreras.
• 2. Enligt teorin om fraktionering är det nödvändigt att studera isotopsammansättningen av två föreningar, men endast en förening beaktas i dessa studier. Till exempel, när man isolerar Pb från ett mineral, bestäms isotopförhållandet endast i sublimeringen och sammansättningen av återstoden från sublimen analyseras inte. Detsamma gäller för urlakning: endast lakvattnet analyseras, utan att vidröra resterna från urlakningen.
• 3. Alla experiment avslutas med ett kvalitativt uttalande av resultaten av förändringar i isotopförhållanden utan att beräkna motsvarande parametrar: fraktioneringsindex, kinetiska koefficienter, etc.

Exponering för höga temperaturer

Blyisotopsystem Isobariska system K-Ar- Isobariska Rb-Sr-system

Effekten av urlakning

Pb- isotoper (cirka 92% av de studerade proverna) utsattes för experimentell exponering , mindre ofta Sr-Rb- isobarer och minimalt K-Ar- isobarer . Pb- isotoper har som regel studerats i accessoriska zirkoner och monaziter, fältspat (oftare kaliumfältspat, plagioklaser), biotiter, uraninit, graniter och andra bergarter och mineraler. Sr-Rb isobarer - i kondrit ( Mittlefehldt DW et al [56] ), i basalt (Elderfild H, et al [57] ), K-Ar isobarer  - i biotit (Aprub S.V. [58] ), etc. d.

De huvudsakliga lakmedlen är salpetersyror , mer sällan HCl , HF och ättiksyra , sällan destillerat vatten. Syror - höga koncentrationer upp till koncentrerade, temperaturer - mer än 80 ° C. Lakningstiden varierade från de första timmarna till en månad. Enstaka prover studerades vanligtvis sporadiskt utan att kraven för att upprätta isotopjämvikter iakttogs.

Det huvudsakliga målet med forskningen är att identifiera graden av stabilitet hos RGII i mycket aggressiva miljöer för att fastställa noggrannheten vid bestämning av ålder på stenar. Systematiska och riktade studier för att identifiera huvudmönstren för migration av RGII och deras fraktionering har inte utförts. Dessa uppgifter har sammanfattats [59] . Fragment av dessa studier visas i Fig.4. När vi generaliserade använde vi representationen av separationskoefficienterna α i formuläret

där min är det mineral som studeras, s är lakvattnet (den resulterande lösningen) eller ett annat mineral; i = 206, 207, 208.

Data i Fig. 4 för accessoriska zirkoner och monaziter (Fig. 4A) och fältspat (Fig. 4B) visar närvaron av vissa mönster i processerna för Pb -isotopomfördelning mellan det studerade mineralet och fasen som interagerar med det, vilka uttrycks i det linjära beteendet hos parametrarna lnα . Figur 4B visar en liknande fördelning av Pb- isotoper mellan accessorisk galena och värdgranit. Närvaron av ett liknande linjärt samband mellan lnα- parametrarna gör att vi kan göra ett antagande om förekomsten av en geokemisk isotopjämvikt mellan dessa ämnen.

Fraktioneringsmodellering

Vid experimentellt arbete av olika slag och nivåer sker alltid ett tillägg eller borttagande från RGII-systemet. Detta möjliggör en kvalitativ bedömning av påverkan av inflödet (borttagandet) av RGII för att utföra numerisk modellering. För detta ändamål, för någon initial (referens) grupp av analyser, till exempel bly, med kända värden för ålder t et , läggs en viss mängd blyisotoper till, sedan beräknas åldern t * från de nya uppgifterna , enligt vilken, med referensen, effekten av att addera en isotop till systemet uppskattas. Då är t o åldern för orenhet bly; t p  är åldern på den radiogena tillsatsen. t 1 , t 2 och t 3  är åldrarna beräknade enligt ekvationerna:

; ;

Mekanismerna för förändringar i isokrona parametrar särskiljs:

1. Föroreningsfaktor - värdet beror på Pb- koncentrationer och isotopförhållanden (ej studerat);
2. Föroreningsfaktorn är ett konstant värde, den beror inte på Pb -koncentrationer och isotopförhållanden. Denna mekanism har studerats experimentellt (numeriska experiment) och teoretiskt.

Följande faktorer utvärderades i experimentet:
1). Förändring i bruttoblykoncentrationer :

• 1a) Pb*= nPb (i experimentet n = 0,5; 2). Inverkan på parametrarna i ekvationerna (4) och (5) hittades, men åldern t för bly Pb o och Pb p ändras inte.
• 1b) Pb*= Pb ± l ( l = 1; 2) påverkar åldern t o samtidigt som t 1 bibehålls . När l ökar, ökar värdet på to i fallet med (Pb + l) och minskar för (Pb - l) .

2). Förändring i isotopförhållandena X (= 206 Pb/ 204 Pb ) och Y (= 207 Pb/ 204 Pb ):

• 2a) relationer som Х*= Хβ x ( β = 0,667; 0,833; 0,909; 1,1) är ekvivalenta med i C* = i Cki ( Σk i ≈ 4 och k i = β i ( L/L*) , L och L* summor av ursprungliga respektive modifierade förhållanden). Att ändra X och Y ändrar alla åldrar samtidigt som förhållandet mellan

t 1 , t 2 och t 3 .

• 2b). X*= X ± lx ( l = 10,20,50,100). Även iC * = iCki i synnerhet, βx = ( X +lx ) /X . Vid ändring av X och Y ändras t o med bevarande av t 1 , t 2 och t 3 . Värdena på to ökar med tillväxten av l y och minskar med tillväxten av l x .

Anteckningar

1. ↑ Barsukov V.L., Grigoryan S.V., Ovchinnikov L.N. Geokemiska metoder för prospektering efter malmfyndigheter. M., Nauka, 1981.
2. ↑ Baranov E.N. Endogena geokemiska halos av pyritavlagringar. M., Nauka, 1987.
3. ↑ Bigeleisen J. Effekten av isotopsubstitution på idealgasernas entropi, entalpi och värmekapacitet.// J. Chem. Phys. . 1953, 21, 8. P.1333-1339.
4. ↑ Botinga J. Beräkning av fraktioneringsfaktorer för kol- och syreisotoputbyte i systemet kalcit-koldioxid-vatten.// J. Phys. Chem. . 1968.72.3. P.800-808
5. ↑ Urey HC//J.Chem.Soc.1947.P.562
6. ↑ Fore G., Powell D. Isotoper av strontium i geologi. M.: Mir, 1974. 214 sid.
7. ↑ Bigeleisen J. Effekten av isotopsubstitution på idealgasernas entropi, entalpi och värmekapacitet.//J. Chem. Phys. 1953, 21, 8. s. 1333-1339.
8. ↑ Roginsky S.Z. Teoretiska grunder för isotopiska metoder för att studera kemiska reaktioner. M .: Publishing House of the USSR Academy of Sciences. 1956 611 sid.
9. ↑ Brodsky A. I. Isotopers kemi. M.: Publishing House of the Academy of Sciences of the USSR, 1957.
10. ↑ Botinga J. Beräkning av fraktioneringsfaktorer för kol- och syreisotoputbyte i systemet kalcit-koldioxid-vatten.//J. Phys. Chem. 1968.72.3. P.800-808
11. ↑ Urey HC "Forskning om den naturliga förekomsten av deuterium och andra isotoper i naturen. Slutrapport för perioden som slutar 30 september 1958
12. ↑ Makarov V.P. Fraktionering av radiogena isotoper och isobarer under naturliga förhållanden.//Otechestven. Geology, 1993, 8.S.63-71
13. ↑ Morozova I.M.. Alferovsky A.L., Yakovleva S.Z. Diffusion av Li- och K-isotoper i naturliga aluminiumsilikater./Geokemi av radiogena och radioaktiva isotoper. L .: Nauka, 1974. S. 105-130.
14. ↑ Lepin V.S., Plyusnin G.S., Brandt S.B. Masspektrometrisk analys av Mg och Ca och naturlig fraktionering av deras isotorer./Årsbok, 1968. SO AN SSSR. Irkutsk: 1969,. S. 2670 271.
15. ↑ 1 2 Plyusnin G. S., Brandt S. B. Isotopfraktionering av litium, kalium, magnesium, kalcium genom zonindelning och paragenes. / Magmatism, formationer av kristallina bergarter och jordens djup. Kap.1.M.: Nauka, 1972. S.218-221
16. ↑ Shergina Yu.P., Kaminskaya A.D. Om möjligheten att använda naturliga variationer av borisotoper vid geokemiska sökningar.//Geochemistry, 1965, 1. P.64-67.
17. ↑ Lovering T.S., McCarthy J.G., Friedman I. Betydelsen av 18 O / 16 O och 13 C / 12 C-förhållanden i hydrotermiska dolomitiserade kalkstenar och mangankarbonatmetasomatiska malmer. / Chemistry of the Earth's Crust, Vol. II. M.: Nauka, 1964. S.616 - 629.
18. ↑ Landa E.L., Murina G.A., Shergina Yu.P., Krasnova N.I. Strontium isotopsammansättning i apatater och apatitbärande bergarter av karbonatitkomplex.//Dokl. USSR:s vetenskapsakademi, 1982, 264, 6. S.1480-1482
19. ↑ Hart S. R. Age of minerals and metamorphism./Issues of geochronology. M.: förlag IL. 1980. S.45 -49
20. ↑ Ashkinadze G.Sh. Migration av radiogena isotoper i mineraler. L.: Nauka, 1980. 144 sid.
21. ↑ Doe BR, Hart SR Effekten av kontaktmetamorfism på bly i kaliumfältspjälor nära Eldora-beståndet, Colorado.//J. Geophys Res., 1963, 68, 11. P. 3511-3530.
22. ↑ Hart SR Petrologin och isotopiska minerals åldersförhållande för en kontaktzon i Front-området, Colorado.//J. Geology, 1964, 72, 5, s. 493-525.
23. ↑ Makarov V.P. Isotop geotermometrar./Materialen från det XIII vetenskapliga seminariet "Earth planet system". M.: ROO "Harmoni av jordens och planeternas struktur". 2005, s. 93-115.
24. ↑ Barrett TJ, Friedrichsen H/ Strontium and oxygen isotopkomposition av några basalter från 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. Korrelation av isotopsammansättningar av Sr, C och O i karbonater från kimberliter från Yakutia.//Dokl. USSR Academy of Sciences, 1983, T.272.5.S. 1223 - 1225.
26. ↑ Pokrovsky B.G.. Belyakov A.Yu. et al. Ursprunget för karbonatiter och malmskikt av Tomtormassivet (NE Yakutia) enligt isotopdata.//Geochemistry, 1990, 9. P. 1320-1329.
27. ↑ Standigel H. et al. Medel för lågtemperatur havsskorpa attaration.//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 et al. isotopisk överflöd av bly och svavel i Mississippidalen Galmas.//Bul.geol.Soc.Am., 1956, 67, 1. P.123-124.
30. ↑ 1 2 Vinogradov V.I. Distribution of sulfur isotopes in minerals of male deposits./Isotopes of sulfur and issues of ore formation. Moskva: Nauka, 1967.7-37.
31. ↑ Tugarinov A.I., Mitryaeva N.M.. Zanyatin N.I. och andra. Den isotopiska sammansättningen av bly och svavel och processen för malmbildning vid fyndigheterna i Atasuy-regionen.//Geochemistry, 1982, 1972, 5. P. 547 - 561.
32. ↑ Vinogradov V.I. et al. 13 C/ 12 C, 18 O/ 16 O och 14 C koncentration i karbonatiter från Kaliango-vulkanen (Östafrika).//Izvestiya AN SSSR, ser. geol., 1978.6. s. 13-44.
33. ↑ Garlick GD, Dymond JK Syreisotoputbyte mellan vulkaniskt material och havsvatten.//Bull. Geol.Soc.Amer., 1970, V.81, 7.P.2137-2141
34. ↑ Konev A.A., Vorobyov E.I. Om materiens källor och uppkomsten av kalcit i nefelinbergarterna i Baikal-regionen enligt geokemiska och isotopdata // Geochemistry, 1984, 1. P. 50-57.
35. ↑ TaylorH.P. Effekten av assimilering av countryberg av magmas på och systematik i magmatiska bergarter.//Earth and Plenetary.Sci.Let. 1980, V.47, 2. P.243 - 254
36. ↑ Claton RN et al.. Gränser för effekten av tryck på isotopfraktionering.//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. Grafiska metoder för isotopgeologi. Moskva: Nauka, 1974.
39. ↑ Zartman RE, Fer F. Blykoncentration och isotopsammansättning i fem peridotiter med troligt mantelursprung.//Earth and Plenetary Sci. Let., 1973, 20, 1/ P. 54 - 66.
40. ↑ Wanless RK, Stevens RD, Loveridge WD Anomaliska förälder-dotter-isotopförhållanden i klippor intill Grenvillfronten nära Chibougamen, Quebec,//Eclogae Geol. Helv., 1970, 63, 1. P. 345-364.
41. ↑ Hamilton E.I. Tillämpad geokronologi. M.: Nedra, 1968. 256 sid.
42. ↑ Aleinikoff JN, Zartman RE, Lyons JB U-Th-Pb geokronologi av den massabasiska gnejsen och graniten, nära Milford, South-Central New Hampshire: nya bevis för Avalonian källare och Taconic och Alleghenian störningar i östra New England.//Contrib .Miner. Petrol., 1979, 71, 1. P. 1 - 11
43. ↑ 1 2 Schenk VU-Pb och Rb-Sr radiometriska datum och deras korrelation med metamorfa händelser i granulit-facies källaren i Serre, Contheru Calabria (Italien).//Contrib. Miner. Petrol., 1980, 73, 1. P, 23-38.
44. ↑ Kogarko L.N., Kramm W., Grauert B. Nya data om åldern och tillkomsten av alkaliska bergarter i Lovozero-massivet (rubidium- och strontiumisotoper).//Dokl. USSR Academy of Sciences, 267, 4. S. 970 - 972.
45. ↑ Baadsgaard H., Lambert RSJ, Krupicka J. Mineralisotopiska åldersförhållanden i polymetamorfa Amitsog gneisser, Godthaab-distriktet, Nya Grönland.//Geochem.Cosmochem.Acta, 1978, 40, 5. P.513 - 527.
46. ↑ 1 2 Brooks C. Effekten av mineralåldersdiskordanser på totala bergarter Rb-Sr-isokroner av Heemskirt-graniten, västra Tasmanien.//J.Geoph.Res., 1966,71,22.P.5447
47. ↑ Aldrich LT, Davis GL, James HL Åldrar av mineraler från metamorfa och magmatiska bergarter nära Iron Mountain, Michigan.//J. Petrology, 1965, 6, 3, P. 445-472.
48. ↑ Makarov V.P. Några frågor om jämförelse av geokemiska typer av vanliga halos av element av malmfyndigheter.//Geology and Geophysics.1980.9.S.129-133
49. ↑ Dontsova E.K. Syreisotoputbyte under bergbildning.//Geochemistry, 1970, 8,. S.903 - 916.
50. ↑ Garlick GD, Epstein S. syreisotopförhållanden i samexisterande mineraler av regionalt metamorfoserad bergart.// Geochem.Cosmochem.Acta, 1967, 31, 2/ P.181-214.
51. ↑ Paul R., Howard AJ, Watson WW Isotopic termal-diffusion factor of argon.//J.Chem.Phys., 1963,39,11. P.53-56.1963
52. ↑ Silver LT, Deutsch S. Uran-bly isotopvariationer i zirkoner: fallstudie.//J/ Geol., 1963,71,6. P.721-758.
53. ↑ Sobotovich E.V. Bly-isokron-datering av bergarter./Problems of Applied Geochemistry. Kiev: Naukova Dumka, 1974. S.70-80
54. ↑ Lobikov A.F., Ovchinnikova L.V., Yakovleva S.Z. Isotop-geokemiska studier av graniter i Kartashevsky-massivet (Centrala Karelen). Nya data om dess tillkomst och ålder./Kärngeologins metodiska problem. L .: Nauka, 1982. S. 71.
55. ↑ Golubchina M.N.. Rabinovich A.V. På frågan om kriterierna för sambandet mellan mineralisering och magmatism enligt den isogtopiska analysen av bly.//Geochemistry, 1957, 3. P.198-203.
56. ↑ Mittlefehldt DW, Wetherill GW Rb-Sr studier av CJ och CM kondriter.//Geoch.Cosmochim. Acta, 1979,45,2. P.201-206.
57. ↑ Elderfield H, Greaves MJ Strontium-usotopgejkemi av geotermiskt system i havet och implikation för havsvattenkemi.//Geoch.Cosmochim. Acta, 1981, 45, 1. P.2201-2212.
58. ↑ Aprub S.V. Inverkan av isotopbytesreaktionen på K - Ar-systemet i mineraler. / Isotopåldern hos bergarter och dess geologiska tolkning. L.: Tr. VSEGEI, T. 328, 1984. S.23-34.
59. ↑ Makarov V.P. Fundamentals of theoretical geochronology. / Material från det XII vetenskapliga seminariet "System of the planet Earth". M.: ROO "Harmoni av jordens och planeternas struktur". 2004, sid. 228-253.