Изотопия ряда химических элементов

Большое число научных работ посвящено изотопному составу углерода алмазов.

Периодическая таблица по изотопам элементов

Нестабильные (менее суток):	8C: Углерод-8, 9C: Углерод-9, 10C: Углерод-10, 11C: Углерод-11
Стабильные:	12C: Углерод-12, 13C: Углерод-13 10--10 000 лет: 14C: Углерод-14
Нестабильные (менее суток):	15C: Углерод-15, 16C: Углерод-16, 17C: Углерод-17, 18C: Углерод-18, 19C: Углерод-19, 20C: Углерод-20, 21C: Углерод-21, 22C: Углерод-22

Изотопы углерода

Символ изотопа	Z (p)	N (n)	Масса, а.е.м.	Период полураспада	Спин и чётность ядра	Содержание изотопа в природном элементе	Вариация содержания изотопа в природном элементе
8C	6	2	8,037675(25)	2,0(4)Ч10?21 с (ширина распада 230(50) кэВ)	0+
9C	6	3	9,0310367(23)	126,5(9) мкс	(3/2?)
10C	6	4	10,0168532(4)	19,290(12) с	0+
11C	6	5	11,0114336(10)	20,334(24) мин	3/2?
12C	6	6	12 по определению	Стабилен	0+	0,9893(8)	0,98853-0,99037
13C	6	7	13,0033548378(10)	Стабилен	1/2?	0,0107(8)	0,00963-0,01147
14C	6	8	14,003241989(4)	5,70(3)Ч103 лет	0+
15C	6	9	15,0105993(9)	2,449(5) с	1/2+
16C	6	10	16,014701(4)	0,747(8) с	0+
17C	6	11	17,022586(19)	193(5) мкс	(3/2+)
18C	6	12	18,02676(3)	92(2) мкс	0+
19C	6	13	19,03481(11)	46,2(23) мкс	(1/2+)
20C	6	14	20,04032(26)	16(3) мкс [14+6?5 мкс]	0+
21C	6	15	21,04934(54)	<30 нс	(1/2+)
22C	6	16	22,05720(97)	6,2(13) мкс [6,1+14?12 мкс]	0+

4. Аргон

Изотопы аргона -- разновидности атомов (и ядер) химического элемента аргона, имеющие разное содержание нейтронов в ядре.

Аргон представлен в земной атмосфере тремя стабильными изотопами: ³⁶Ar (0,337 %), ³⁸Ar (0,063 %), ⁴⁰Ar (99,600 %). Почти вся масса тяжёлого изотопа ⁴⁰Ar возникла на Земле в результате радиоактивного изотопа калия ⁴⁰K (содержание этого изотопа в изверженных породах в среднем составляет 3,1 г/т).

Распад радиоактивного калия идёт по двум направлениям одновременно:

Первый процесс (обычный в-распад) с вероятностью 0,88 порождает стабильный изотоп ⁴⁰Ca. Во втором процессе, с вероятностью 0,12 происходит К-захват, в результате чего образуется изотоп ⁴⁰Ar. Один грамм природного калия, с концентрацией радиоактивного изотопа ⁴⁰K 0,012 ат.%, содержащегося в горных породах или в виде растворов солей в водах, в течение года порождает приблизительно 1,03·107 атомов ⁴⁰Ar. Таким образом, в минералах, содержащих калий, постепенно накапливается изотоп ⁴⁰Ar, удерживаемый в кристаллических решётках, что позволяет по соотношению концентраций ⁴⁰Ar/⁴⁰K в минералах определить момент их кристаллизации. Этот калий-аргоновый метод является одним из основных методов ядерной геохронологии.

Вероятные источники происхождения изотопов ³⁶Ar и ³⁸Ar -- неустойчивые продукты спонтанного деления тяжёлых ядер, а также реакции захвата нейтронов и альфа-частиц ядрами лёгких элементов, содержащихся в урано-ториевых минералах:

Подавляющая часть космического аргона состоит из изотопов ³⁶Ar и ³⁸Ar. Это вызвано тем обстоятельством, что калий распространен в космосе примерно в 50 000 раз меньше, чем аргон (на Земле калий преобладает над аргоном в 660 раз). Примечателен произведенный геохимиками подсчет: вычтя из аргона земной атмосферы радиогенный ⁴⁰Ar, они получили изотопный состав, очень близкий к составу космического аргона.

4.1 Аргон-40

Не меньшее значение для целей геологии и геоэкологии имеет газ - аргон-40. Изменение химического состава земной коры с глубиной вызывает и изменение соотношения концентраций в глубинных водах гелия и аргона-40. Это дает возможность оценить тектоническую глубину разломов, а также прогнозировать в некоторых случаях перспективность исследуемого района на полезные ископаемые.

Измерение концентрации аргона-40 в подземных водах позволяет решить одну из важнейших экологических проблем, а именно контроль целостности водозащитной толщи на рудниках, добывающих калийную соль. Аргон-40 как продукт распада калия-40 вследствие своего специфического происхождения является в данном случае идеальным индикатором .

В 1995 году в районе Соликамска произошло тектоническое землетрясение средней силы (магнитуда около 5), которое вызвало подвижки верхних слоев земной коры. Как правило, мощный (на глубине более 100 м) слой калийных солей, который обычно и разрабатывается, перекрыт чередованием прослоев глины и тонких пластов тех же калийных солей. Выше верхнего слоя глинистых отложений обычно расположен водоносный горизонт, приуроченный к песчанникам, и далее сверху все замыкается карбонатными породами, которые условно назовем известняками.

Опасность состоит в том, что при разрушении верхнего водозащитного слоя (глинистые отложения) подземные воды достигают залежи калийных солей, размывают их и, если последующие водозащитные слои также нарушены, подземные воды могут достичь разрабатываемого пласта калийных солей, размыть его и затопить шахту. Поэтому важно не только следить за смещением водозащитной толщи при современных тектонических процессах, но и контролировать состояние этой водозащитной толщи, ее целостность. Для такого контроля, как уже говорилось, оптимально изучение содержания аргона-40 в подземных водах, протекающих над залежами калийных солей.

Отличие аргона от других газов, например водорода и метана, которые растворены в калийных солях и выделяются из них только при растворении соли в воде, состоит в том, что аргон-40 как инертный газ не связывается молекулами соли, диффундирует вверх к нижней поверхности водозащитной толщи, где возникает избыточное (относительно массива калийных солей) давление, если не нарушена сплошность глинистых отложений.

Изучение концентрации аргона в подземных водах имеет свои особенности. Дело в том, что в эти воды всегда привносится с поверхности Земли атмосферный аргон, содержание которого в атмосфере составляет 0,93 об. %. Однако атмосферный аргон повсеместно имеет определенное соотношение концентрации изотопов аргон-40 и аргон-36, которое для нашей геологической эпохи равно 295,6. В процессе радиоактивного распада калия-40 генерируется только изотоп аргон-40, поэтому при нарушении водозащитной толщи должен наблюдаться сдвиг изотопного соотношения, что и позволяет определить наличие радиогенного аргона в подземных водах. Причем повышение концентрации аргона-40 на 0,003 об. % от его среднего содержания вызывает изменение изотопного соотношения на одну единицу (до 296,6), что четко фиксируется при масс-спектрометрическом анализе газовой пробы. Указанная методика исследований была применена с целью исследования последствий тектонического землетрясения. Результаты измерений представлены на рис.

Как видно из графиков на рис. с января по март в подземных водах наблюдалось постоянное, в пределах погрешности измерений ( 0,1%), изотопное отношение аргон-40/аргон-36, типичное для атмосферного воздуха (295,6 / 0,25). Содержание метана и водорода не превышает погрешности измерений ( 0,01%) за период с января по май.

Однако с апреля начинается изменение изотопного отношения, максимум которого достигается в мае. При этом соответственно содержание аргона-40 увеличивается на 0,58%. Постепенно величина изотопного отношения аргона возвращается к исходному состоянию (июнь). Начиная с мая в подземных водах наблюдательной скважины появляются метан и водород, которые выделяются из калийных солей по мере их растворения. Концентрации метана и водорода в подземных водах увеличиваются относительно первоначального уровня более чем в 60 раз и достигают величин больших, чем дополнительное увеличение концентрации радиогенного аргона. Уменьшение концентраций метана и водорода во времени медленнее, чем наблюдаемое уменьшение концентрации аргона. Указанные измерения позволяют смоделировать процесс разрыва водозащитной толщи следующим образом.

Вследствие тектонического землетрясения постепенно разрушился первый слой водозащитной толщи, что привело сразу же к появлению дополнительного радиогенного аргона-40 в подземных водах. Затем происходил размыв первого нерабочего прослоя калийных солей, что вызвало выделение метана и водорода, растворенных в этих солях. Дальнейшее развитие процесса приостановилось. В настоящее время аргоновый метод контроля взят на вооружение экологическими службами рудников на месторождениях калийных солей.

Метод определения абсолютного возраста аргоновый -- основан на накоплении Аr⁴⁰ в калийсодержащих материалах и пород за счет радиоактивного распада К⁴⁰. Предложен и разработан в СССР Герлингом (1949). Расчет возраста производится по формуле

учитывающей скорость распада К⁴⁰ (лk и лв) и содер. Аr⁴⁰ и К⁴⁰ в исследуемом образце. Теоретически для определения возраста аргоновым методом могут быть использованы любые калийсодержащие породы и минералы. Для получения надежных данных необходимо, чтобы материал (или порода) с момента образования оставался закрытой системой по отношению к Аr и К. Наиболее частая причина искажения возраста -- утечка радиогенногоаргона, которая приводит к омоложению возраста. Значительно более редки случаи искажения возраста засчет присутствия избыточного аргона в исследуемом образце. Утечка радиогенного аргона из материалов происходит под влиянием более поздних геол. воздействий, гл. обр. термальных, и зависит от устойчивости материала, с одной стороны, и интенсивности процесса -- с другой. Для определения возраста аргоновым методом наиболее широко используются слюды, амфиболы, глаукониты. Калиевые полевые шпаты рационально использовать только для датирования молодых (кайнозойских) образований из-за плохой сохранности аргона в этих материалах. М. о. а. в. а. позволяет датировать геол. образования в широком диапазоне времени -- от древнейших пород земной коры до неогеновых включительно. Верхняя граница возраста, доступного 'для измерения, ограничивается чувствительностью применяемых в лаборатории методов определения аргона. Практическая ценность результатов в большой степени зависит от правильного выбора, материала для анализа.

Метод определения абсолютного возраста аргоновый-активационный -- используется гл. обр. для определения возраста очень молодых калийсодержащих пород и минералов (1 млн. лет и моложе). Содержание радиогенного аргона (Аr⁴⁰) в них количественно определяется по наведенной активности Аr⁴¹, полученной в результате облучения Аr⁴⁰ тепловыми нейтронами. М. о. а. в. а. а. до настоящего времени не имеет широкого применения из-за сложности.

Изотопы аргона

Символ нуклида	Z(p)	N(n)	Масса изотопа (а. е. м.)	Избыток массы (кэВ)	Период полураспада (T1/2)	Спин и чётность ядра	Распространённость изотопа в природе (%)
	Энергия возбуждения (кэВ)
30Ar	18	12	30,021560(320)#	20080(300)#	< 20 нс	0+
31Ar	18	13	31,012120(220)#	11290(210)#	14,4(6) мс	5/2( +#)
32Ar	18	14	31,9976380(19)	?2200,2(18)	98(2) мс	0+
32Arm	5600(100)#	3400(100)#	?	5?
33Ar	18	15	32,9899257(5)	?9384,1(4)	173,0(20) мс	1/2+
34Ar	18	16	33,9802712(4)	?18377,2(4)	845(3) мс	0+
35Ar	18	17	34,9752576(8)	?23047,4(7)	1,775(4) с	3/2+
36Ar	18	18	35,967545106(29)	?30231,540(27)	Стаб.	0+	0,3365(30)
37Ar	18	19	36,96677632(22)	?30947,66(21)	35,04(4) дня	3/2+
38Ar	18	20	37,9627324(4)	?34714,6(3)	Стаб.	0+	0,0632(5)
39Ar	18	21	38,964313(5)	?33242(5)	269(3) лет	7/2?
40Ar	18	22	39,9623831225(29)	?35039,8960(27)	Стаб.	0+	99,6003(30)
41Ar	18	23	40,9645006(4)	?33067,5(3)	109,61(4) мин	7/2?
42Ar	18	24	41,963046(6)	?34423(6)	32,9(11) лет	0+
43Ar	18	25	42,965636(6)	?32010(5)	5,37(6) мин	(5/2?)
44Ar	18	26	43,9649240(17)	?32673,1(16)	11,87(5) мин	0+
45Ar	18	27	44,9680400(6)	?29770,6(5)	21,48(15) с	(1,3,5)/2?
46Ar	18	28	45,968090(40)	?29720(40)	8,4(6) с	0+
47Ar	18	29	46,972190(110)	?25910(100)	580(120) мс	3/2?#
48Ar	18	30	47,974540(320)#	?23720(300)#	500# мс	0+
49Ar	18	31	48,980520(540)#	?18150(500)#	170(50) мс	3/2?#
50Ar	18	32	49,984430(750)#	?14500(700)#	85(30) мс	0+
51Ar	18	33	50,991630(750)#	?7800(700)#	60(>200 нс)# мс	3/2?#
52Ar	18	34	51,996780(970)#	?3000(900)#	10# мс	0+
53Ar	18	35	53,004940(1070)#	4600(1000)#	3# мс	5/2?#

Индексами 'm', 'n', 'p', 'q' (рядом с символом) обозначены возбужденные изомерные состояния нуклида.

Значения, помеченные решёткой (#), получены не из одних лишь экспериментальных данных, а (хотя бы частично) оценены из систематических трендов у соседних нуклидов (с такими же соотношениями Z и N). Неуверенно определённые значения спина и/или чётности заключены в скобки.

Погрешность приводится в виде числа в скобках, выраженного в единицах последней значащей цифры, означает одно стандартное отклонение (за исключением распространённости и стандартной атомной массы изотопа по данным ИЮПАК, для которых используется более сложное определение погрешности). Примеры: 29770,6(5) означает 29770,6 ± 0,5; 21,48(15) означает 21,48 ± 0,15; ?2200,2(18) означает ?2200,2 ± 1,8.

5. Рубидий

Изотопы рубидия -- разновидности атомов (и ядер) химического элемента рубидия, имеющие разное содержание нейтронов в ядре.

В природе существуют два изотопа рубидия : стабильный ⁸⁵Rb (содержание в натуральной смеси: 72,2 %) и бета-радиоактивный ⁸⁷Rb (27,8 %). Период полураспада последнего равен 49,23 млрд лет (в 11 раз больше возраста Земли). Продукт распада -- стабильный изотоп стронций-87. Постепенное накопление радиогенного стронция в минералах, содержащих рубидий, позволяет определять возраст этих минералов, измеряя содержание в них рубидия и стронция (см. Рубидий-стронциевый метод в геохронометрии). Благодаря радиоактивности ⁸⁷Rb природный рубидий обладает удельной активностью около 670 кБк/кг.

Искусственным путём получены 30 радиоактивных изотопов рубидия (в диапазоне массовых чисел от 71 до 102), не считая 16 возбуждённых изомерных состояний.

Изотопы рубидия

Символ нуклида	Z(p)	N(n)	Масса изотопа (а. е. м.)	Период полураспада (T1/2)	Спин и чётность ядра
	Энергия возбуждения
71Rb	37	34	70,96532	5/2-
72Rb	37	35	71,95908	1,5 мкс	3+
72mRb	100 кэВ	1 мкс	1-
73Rb	37	36	72,95056	30 нс	3/2-
74Rb	37	37	73,944265	64,76 мс	0+
75Rb	37	38	74,938570	19,0 с	3/2-
76Rb	37	39	75,9350722	36,5 с	1-
76mRb	316,93 кэВ	3,050 мкс	4+
77Rb	37	40	76,930408	3,77 мин	3/2-
78Rb	37	41	77,928141	17,66 мин	0+
78mRb	111,20 кэВ	5,74 мин	4-
79Rb	37	42	78,923989	22,9 мин	5/2+
80Rb	37	43	79,922519	33,4 с	1+
80mRb	494,4 кэВ	1,6 мкс	6+
81Rb	37	44	80,918996	4,570 ч	3/2-
81mRb	86,31 кэВ	30,5 мин	9/2+
82Rb	37	45	81,9182086	1,273 мин	1+
82mRb	69,0 кэВ	6,472 ч	5-
83Rb	37	46	82,915110	86,2 сут	5/2-
83mRb	42,11 кэВ	7,8 мс	9/2+
84Rb	37	47	83,914385	33,1 сут	2-
84mRb	463,62 кэВ	20,26 мин	6-
85Rb	37	48	84,911789738	стабилен	5/2-
86Rb	37	49	85,91116742	18,642 сут	2-
86mRb	556,05 кэВ	1,017 мин	6-
87Rb	37	50	86,909180527	49,23 млрд. лет	3/2-
88Rb	37	51	87,91131559	17,773 мин	2-
89Rb	37	52	88,912278	15,15 мин	3/2-
90Rb	37	53	89,914802	158 с	0-
90mRb	106,90 кэВ	258 с	3-
91Rb	37	54	90,916537	58,4 с	3/2-
92Rb	37	55	91,919729	4,492 с	0-
93Rb	37	56	92,922042	5,84 с	5/2-
93mRb	253,38 кэВ	57 мкс	3/2-
94Rb	37	57	93,926405	2,702 с	3-
95Rb	37	58	94,929303	377,5 мс	5/2-
96Rb	37	59	95,93427	202,8 мс	2+
96mRb	0 кэВ	200 мс	1-
97Rb	37	60	96,93735	169,9 мс	3/2+
98Rb	37	61	97,94179	114 мс	0-
98mRb	290 кэВ	96 мс	3+
99Rb	37	62	98,94538	50,3 мс	5/2+
100Rb	37	63	99,94987	51 мс	3+
101Rb	37	64	100,95320	32 мс	3/2+
102Rb	37	65	101,95887	37 мс

6. Стронций

Среднее содержание стронция в земной коре 3,4*10-2% (по массе). Магматические средние горные породы содержат несколько больше стронция (8,0*10-2%), чем осадочные (4,5*10-2%), основные (4,4*10-2%), кислые (3*10-2%) иультраосновные (1*10-3%) горные породы. Известно около 30 минералов стронция, важнейшими из которых являются целестин SrSO₄ и стронцианит SrCO₃; помимо этого практически всегда присутствует в минералах кальция, калия и бария, входя в виде изоморфной примеси в их кристаллической решётке. Поскольку из 4 природных изотопов стронция один (⁸⁷Sr) постоянно накапливается в результате ядерного-распада ⁸⁷Rb, изотопный состав стронция (отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr) используется в геохимических исследованиях для установления генетических взаимоотношений между различными комплексами пород, а также для определения их радиометрического возраста (при условии одновременного определения содержания рубидия в исследуемых объектах). Радиоактивный ⁹⁰Sr служит источником загрязнения окружающей среды (до прекращения атмосферных ядерных испытаний был одним из главных факторов радиоактивного загрязнения).

6.1 Стронций-90

Радиоактивный нуклид химического элемента стронция с атомным номером 38 и массовым числом 90. Образуется преимущественно при делении ядер в ядерных реакторах и ядерном оружии.

Образование и распад

Стронций-90 является дочерним продуктом в?распада нуклида ⁹⁰Rb (период полураспада составляет 158 c) и его изомеров c:

В свою очередь, ⁹⁰Sr претерпевает в?-распад, переходя в радиоактивный иттрий ⁹⁰Y (вероятность 100 %, энергия распада 545,9(14) кэВ):

Нуклид ⁹⁰Y также радиоактивен, имеет период полураспада в 64 часа и в процессе в?-распада с энергией 2,28 МэВ превращается в стабильный ⁹⁰Zr.

Изотоп стронция ⁹⁰Sr является радиоактивным с периодом полураспада 28.9 лет. ⁹⁰Sr претерпевает в-распад, переходя в радиоактивный ⁹⁰Y (период полураспада 64 ч.) Полный распад стронция-90, попавшего в окружающую среду, произойдет лишь через несколько сотен лет. ⁹⁰Sr образуется при ядерных взрывах и внутри ядерного реактора во время его работы.

Применяется в производстве радиоизотопных источников тока в виде титаната стронция (плотность 4,8 г/смі, а энерговыделение - около 0,54 Вт/смі).

Метод определения абсолютного возраста стронциевый -- основан на накоплении Sr⁸⁷ в рубидий-содержащих горных породах и минералах за счет радиоактивного распада Rb87. Возраст рассчитывается по формуле:

где л -- константа распада рубидия, Rb⁸⁷ и -- содер. Rb и радиогенного Sr в анализируемом образце. Первые определения возраста стронциевым методом были выполнены Аренсом в 1947 г. на богатом Rb минерале -- лепидолите. В настоящее время благодаря развитию высокочувствительных методов анализа стронциевый метод используется для датирования разнообразных геол. материалов. Наиболее перспективно применение стронциевого метода к валовым пробам г. п. При определении возраста горных пород с низким содер. Rb (<0,1%) возрастает значение правильного внесения поправки на обычный Sr, содер. первичный Sr⁸⁷. Для определения возраста таких п. и м-лов широко применяется графическая обработка результатов анализа или т. н. метод изохрон. Этот метод в приложении к серии когенетичных образцов горных пород дает возможность установить время их образования, а в приложении к минералам этих же горных пород -- время их метаморфизации.

Изотопы стронция

Символ нуклида	Z(p)	N(n)	Масса изотопа (а. е. м.)	Период полураспада (T1/2)	Спин и чётность ядра
	Энергия возбуждения
73Sr	38	35	72,96597	25 мс	1/2-
74Sr	38	36	73,95631	50 мс	0+
75Sr	38	37	74,94995	88 мс	3/2-
76Sr	38	38	75,94177	7,89 с	0+
77Sr	38	39	76,937945	9,0 с	5/2+
78Sr	38	40	77,932180	159 с	0+
79Sr	38	41	78,929708	2,25 мин	3/2-
80Sr	38	42	79,924521	106,3 мин	0+
81Sr	38	43	80,923212	22,3 мин	1/2-
82Sr	38	44	81,918402	25,36 сут	0+
83Sr	38	45	82,917557	32,41 ч	7/2+
83mSr	259,15 кэВ	4,95 с	1/2-
84Sr	38	46	83,913425	стабилен	0+
85Sr	38	47	84,912933	64,853 сут	9/2+
85mSr	238,66 кэВ	67,63 мин	1/2-
86Sr	38	48	85,9092602	стабилен	0+
86mSr	2,95568 МэВ	455 нс	8+
87Sr	38	49	86,9088771	стабилен	9/2+
87mSr	388,533 кэВ	2,815 ч	1/2-
88Sr	38	50	87,9056121	стабилен	0+
89Sr	38	51	88,9074507	50,57 сут	5/2+
90Sr	38	52	89,907738	28,90 лет	0+
91Sr	38	53	90,910203	9,63 ч	5/2+
92Sr	38	54	91,911038	2,66 ч	0+
93Sr	38	55	92,914026	7,423 мин	5/2+
94Sr	38	56	93,915361	75,3 с	0+
95Sr	38	57	94,919359	23,90 с	1/2+
96Sr	38	58	95,921697	1,07 с	0+
97Sr	38	59	96,926153	429 мс	1/2+
97m1Sr	308,13 кэВ	170 нс	7/2+
97m2Sr	830,8 кэВ	255 нс	11/2-
98Sr	38	60	97,928453	653 мс	0+
99Sr	38	61	98,93324	269 мс	3/2+
100Sr	38	62	99,93535	202 мс	0+
101Sr	38	63	100,94052	118 мс	5/2-
102Sr	38	64	101,94302	69 мс	0+
103Sr	38	65	102,94895	50 мс
104Sr	38	66	103,95233	30 мс	0+
105Sr	38	67	104,95858	20 мс

7. Уран

Основное применение урана в геологии -- определение возраста минералов и горных пород с целью выяснения последовательности протекания геологических процессов. Этим занимается геохронология. Существенное значение имеет также решение задачи о смешении и источниках вещества.

В основе решения задачи лежат уравнения радиоактивного распада:

где ²³⁸Uo, ²³⁵Uo -- современные концентрации изотопов урана; ; --постоянные распада атомов соответственно урана ²³⁸U и ²³⁵U.

Весьма важным является их комбинация:

Здесь:

В связи с тем, что горные породы содержат различные концентрации урана, они обладают различной радиоактивностью. Это свойство используется при выделении горных пород геофизическими методами. Наиболее широко этот метод применяется в нефтяной геологии при геофизических исследованиях скважин, в этот комплекс входит, в частности, г -- каротаж или нейтронный гамма-каротаж, гамма-гамма-каротаж и т. д. С их помощью происходит выделение коллекторов и флюидоупоров.

Изотопы урана -- разновидности атомов (и ядер) химического элемента урана, имеющие разное содержание нейтронов в ядре. На данный момент известны 26 изотопов урана и еще 6 возбуждённых изомерных состояний некоторых его нуклидов. В природе встречаются три изотопа урана: ²³⁴U (изотопная распространенность 0,0055 %), ²³⁵U (0,7200 %), ²³⁸U (99,2745 %).

Нуклиды ²³⁵U и ²³⁸U являются родоначальниками радиоактивных рядов -- ряда актиния и ряда радия соответственно. Нуклид ²³⁵U используется как топливо в ядерных реакторах, а также в ядерном оружии (благодаря тому, что в нём возможна самоподдерживающаяся цепная ядерная реакция). Нуклид ²³⁸U используется для производства плутония-239, который также имеет чрезвычайно большое значение как в качестве топлива для ядерных реакторов, так и в производстве ядерного оружия.

Изотопы урана

Символ нуклида	Z(p)	N(n)	Масса изотопа (а. е. м.)	Избыток массы (кэВ)	Период полураспада (T1/2)	Спин и чётность ядра	Распространённость изотопа в природе (%)
	Энергия возбуждения (кэВ)
217U	92	125	217,024370(90)	22 700(90)	26(14) мс	1/2?#
218U	92	126	218,023540(30)	21 920(30)	6(5) мс	0+
219U	92	127	219,024920(60)	23 210(60)	55(25) мкс	9/2+#
220U	92	128	220,024720(220)#	23 030(200)#	60# нс	0+
221U	92	129	221,026400(110)#	24 590(100)#	700# нс	9/2+#
222U	92	130	222,026090(110)#	24 300(100)#	1,4(7) мкс	0+
223U	92	131	223,027740(80)	25 840(70)	21(8) мкс	7/2+#
224U	92	132	224,027605(27)	25 714(25)	940(270) мкс	0+
225U	92	133	225,029391(12)	27 377(12)	61(4) мс	5/2+#
226U	92	134	226,029339(14)	27 329(13)	269(6) мс	0+
227U	92	135	227,031156(18)	29 022(17)	1,1(1) мин	(3/2+)
228U	92	136	228,031374(16)	29 225(15)	9,1(2) мин	0+
229U	92	137	229,033506(6)	31 211(6)	58(3) мин	(3/2+)
230U	92	138	230,033940(5)	31 615(5)	20,8 сут	0+
231U	92	139	231,036294(3)	33 807(3)	4,2(1) сут	(5/2)(+#)
232U	92	140	232,0371562(24)	34 610,7(22)	68,9(4) года	0+
233U	92	141	233,0396352(29)	36 920,0(27)	1,592(2)·105 лет	5/2+
234U	92	142	234,0409521(20)	38 146,6(18)	2,455(6)·105 лет	0+	0,0055(2)
234Um	1421,32(10)	39 567,9(18)	33,5(20) мкс	6?
235U	92	143	235,0439299(20)	40 920,5(18)	7,04(1)·108 лет	7/2?	0,7200(51)
235Um	0,0765(4)	40 920,6(18)	26 мин	1/2+
236U	92	144	236,0455680(20)	42 446,3(18)	2,342(3)·107 лет	0+
236Um	2750(10)	45 196(10)	115 нс	0+
237U	92	145	237,0487302(20)	45 391,9(19)	6,75(1) сут	1/2+
238U	92	146	238,0507882(20)	47 308,9(19)	4,468(3)·109 лет	0+	99,2745(106)
238Um	2 557,9(5)	49 866,8(20)	280(6) нс	0+
239U	92	147	239,0542933(21)	50 573,9(19)	23,45(2) мин	5/2+
239Um	20(20)#	50 594(20)	>250 нс	(5/2+)
239Un	133,7990(10)	50 707,7(19)	780(40) нс	1/2+
240U	92	148	240,056592(6)	52 715(5)	14,1(1) ч	0+
241U	92	149	241,060330(320)#	56 200(300)#	5# мин	7/2+#
242U	92	150	242,062930(220)#	58 620(200)#	16,8(5) мин	0+

Распространённость изотопов приведена для большинства природных образцов. Для других источников значения могут сильно отличаться.

Индексами 'm', 'n', 'p' (рядом с символом) обозначены возбужденные изомерные состояния нуклида.

Значения, помеченные решёткой (#), получены не из одних лишь экспериментальных данных, а (хотя бы частично) оценены из систематических трендов у соседних нуклидов (с такими же соотношениями Z и N).

Неуверенно определённые значения спина и/или его чётности заключены в скобки. Погрешность приводится в виде числа в скобках, выраженного в единицах последней значащей цифры, означает одно стандартное отклонение (за исключением распространённости и стандартной атомной массы изотопа по данным ИЮПАК, для которых используется более сложное определение погрешности). Примеры: 29770,6(5) означает 29770,6 ± 0,5; 21,48(15) означает 21,48 ± 0,15; ?2200,2(18) означает ?2200,2 ± 1,8.

8. Свинец

Весь свинец в основном является смесью изотопов 204Pb, 206Pb, ²⁰⁷Pb, ²⁰⁸Pb. Эти изотопы не радиоактивны, то есть стабильны, но изотопы 206Pb, ²⁰⁷Pb,²⁰⁸Pb являются радиогенными и образуются в результате радиоактивного распада соответственно ²³⁸U,²³⁵U и ²³²Th. Изотоп ²⁰⁸Pb является одним из пяти существующих в природе ядер с дважды магическим числом. Схемы радиоактивного распада имеют вид: ²³⁸U > ²⁰⁶Pb + ⁸⁴He; ²³⁵U > ²⁰⁷Pb + ⁷⁴He; ²³²Th > ²⁰⁸Pb + ⁶⁴He.

Уравнения распада имеют вид соответственно:

где ²³⁸U,²³⁵U,²³²Th -- современные концентрации изотопов; год^-1, год^-1,год-- постоянные распада атомов соответственно урана ²³⁸U, урана ²³⁵U и тория ²³²Th.

Кроме этих изотопов, известны и нестабильные изотопы 194Pb -- ²⁰³Pb, ²⁰⁵Pb, ²⁰⁹Pb -- ²¹⁴Pb. Из них наиболее долгоживущие -- ²⁰²Pb и ²⁰⁵Pb (с периодами полураспада 52,5 тысяч и 15,3 млн лет). Короткоживущие изотопы свинца ²¹⁰Pb (радий D), ²¹¹Pb (актиний B), ²¹²Pb (торий B) и ²¹⁴Pb (радий B) имеют периоды полураспада соответственно 22,2 года, 36,1 мин, 10,64 ч и 26,8 мин (в скобках приведены редко используемые исторические названия этих изотопов); эти четыре радиоактивных изотопа входят в состав радиоактивных рядов урана и тория и, следовательно, также встречаются в природе, хотя и в крайне малых количествах.

Количество ядер изотопа ²⁰⁴Pb (нерадиогенного и нерадиоактивного) является стабильным, в минералах свинца концентрация ²⁰⁴Pb во многом зависит от концентрации радиогенных изотопов, образованных как в процессе распада радиоактивных ядер, так и в процессах вторичного преобразования свинец содержащих минералов. Поскольку число радиогенных ядер, образовавшихся в результате радиоактивного распада, зависит от времени, то и абсолютные, и относительные концентрации зависят от времени образования минерала. Этим свойством пользуются при определении возраста горных пород и минералов.

Распространённость изотопов свинца

Изотоп	204Pb	206Pb	207Pb	208Pb
Содержание в природе (в %)	1,4	24,1	22,1	52,4

Свинец, состав которого приведён в таблице, отражает изотопный состав свинца преимущественно в галенитах, в которых урана и тория практически нет, и породах, преимущественно осадочных, в которых количество урана находится в кларковых пределах. В радиоактивных минералах этот состав существенно отличается и зависит от вида радиоактивного элемента, слагающего минерал. В урановых минералах, таких, как уранинит UO₂, настуран UO₂(урановая смолка), урановые черни, в которых существенно преобладает уран, радиогенный изотоп ²⁰⁶Pb существенно преобладает над другими изотопами свинца, и его концентрации могут достигать 90 %. Например, в урановой смолке (Сан-Сильвер, Франция) концентрация ²⁰⁶Pb равна 92,9 %, в урановой смолке из Шинколобве (Киншаса) -- 94,25 %. В ториевых минералах, например, в торите ThSiO4, существенно преобладает радиогенный изотоп 208Pbрад, в монаците из Казахстана концентрация 208Pb равна 94,02 %, в монаците из пегматита Бекета (Зимбабве) -- 88,8 %. Имеется комплекс минералов, например, монацит (Ce,La,Nd)[PO₄], циркон ZrSiO₄ и др., в которых в переменных соотношениях находятся уран и торий и соответственно в разных соотношениях присутствуют все или большинство изотопов свинца. Следует отметить, что в цирконах содержание нерадиогенного свинца крайне мало, что делает их удобным объектом для уран-торий-свинцового метода датирования (цирконометрия).

Изотопы свинца

Символ нуклида	Z(p)	N(n)	Масса изотопа (а. е. м.)	Период полураспада (T1/2)	Спин и чётность ядра
	Энергия возбуждения
178Pb	82	96	178,003830	230 мкс	0+
179Pb	82	97	179,00215	3 мс	5/2-
180Pb	82	98	179,997918	4,5 мс	0+
181Pb	82	99	180,99662	45 мс	5/2-
182Pb	82	100	181,992672	60 мс	0+
183Pb	82	101	182,99187	535 мс	3/2-
183mPb	94 кэВ	415 мс	13/2+
184Pb	82	102	183,988142	490 мс	0+
185Pb	82	103	184,987610	6,3 с	3/2-
185mPb	60 кэВ	4,07 с	13/2+
186Pb	82	104	185,984239	4,82 с	0+
187Pb	82	105	186,983918	15,2 с	3/2-
187mPb	11 кэВ	18,3 с	13/2+
188Pb	82	106	187,980874	25,5 с	0+
188m1Pb	2,5782 МэВ	830 нс	8-
188m2Pb	2,80 МэВ	797 нс
189Pb	82	107	188,98081	51 с	3/2-
189mPb	40 кэВ	1 мин	13/2+
190Pb	82	108	189,978082	71 с	0+
190m1Pb	2,6148 МэВ	150 нс	10+
190m2Pb	2,618 МэВ	25 мкс	12+
190m3Pb	2,6582 МэВ	7,2 мкс	11-
191Pb	82	109	190,97827	1,33 мин	3/2-
191mPb	20 кэВ	2,18 мин	13/2+
192Pb	82	110	191,975785	3,5 мин	0+
192m1Pb	2,5811 МэВ	164 нс	10+
192m2Pb	2,6251 МэВ	1,1 мкс	12+
192m3Pb	2,7435 МэВ	756 нс	11-
193Pb	82	111	192,97617	5 мин	3/2-
193m1Pb	130 кэВ	5,8 мин	13/2+
193m2Pb	2,6125 МэВ	135 нс	33/2+
194Pb	82	112	193,974012	12,0 мин	0+
195Pb	82	113	194,974542	15 мин	3/2-
195m1Pb	202,9 кэВ	15,0 мин	13/2+
195m2Pb	1,7590 МэВ	10,0 мкс	21/2-
196Pb	82	114	195,972774	37 мин	0+
196m1Pb	1,04920 МэВ	100 нс	2+
196m2Pb	1,73827 МэВ	1 мкс	4+
196m3Pb	1,79751 МэВ	140 нс	5-
196m4Pb	2,6935 МэВ	270 нс	12+
197Pb	82	115	196,973431	8,1 мин	3/2-
197m1Pb	319,31 кэВ	42,9 мин	13/2+
197m2Pb	1,91410 МэВ	1,15 мкс	21/2-
198Pb	82	116	197,972034	2,4 ч	0+
198m1Pb	2,1414 МэВ	4,19 мкс 7-
198m2Pb	2,2314 МэВ	137 нс	9-
198m3Pb	2,8205 МэВ	212 нс	12+
199Pb	82	117	198,972917	90 мин	3/2-
199m1Pb	429,5 кэВ	12,2 мин	13/2+
199m2Pb	2,5638 МэВ	10,1 мкс	29/2-
200Pb	82	118	199,971827	21,5 ч	0+
201Pb	82	119	200,972885	9,33 ч	5/2-
201m1Pb	629,14 кэВ	61 с	13/2+
201m2Pb	2,7185 МэВ	508 нс	29/2-
202Pb	82	120	201,972159	52,5 тыс. лет	0+
202m1Pb	2,16983 МэВ	3,53 ч	9-
202m2Pb	4,1429 МэВ	110 нс	16+
202m3Pb	5,3459 МэВ	107 нс	19-
203Pb	82	121	202,973391	51,873 ч	5/2-
203m1Pb	825,20 кэВ	6,21 с	13/2+
203m2Pb	2,94947 МэВ	480 мс	29/2-
203m3Pb	2,9234 МэВ	122 нс	25/2-
204Pb	82	122	203,9730436	стабилен	0+
204m1Pb	1,27400 МэВ	265 нс	4+
204m2Pb	2,18579 МэВ	67,2 мин	9-
204m3Pb	2,26433 МэВ	450 нс	7-
205Pb	82	123	204,9744818	15,3 млн. лет	5/2-
205m1Pb	2,329 кэВ	24,2 мкс	1/2-
205m2Pb	1,013839 МэВ	5,55 мс	13/2+
205m3Pb	3,1957 МэВ	217 нс	25/2-
206Pb	82	124	205,9744653	стабилен	0+
206m1Pb	2,20014 МэВ	125 мкс	7-
206m2Pb	4,0273 МэВ	202 нс	12+
207Pb	82	125	206,9758969	стабилен	1/2-
207mPb	1,633368 МэВ	806 мс	13/2+
208Pb	82	126	207,9766521	стабилен	0+
208mPb	4,895 МэВ	500 нс	10+
209Pb	82	127	208,9810901	3,253 ч	9/2+
210Pb	82	128	209,9841885	22,20 лет	0+
210mPb	1,278 МэВ	201 нс	8+
211Pb	82	129	210,9887370	36,1 мин	9/2+
212Pb	82	130	211,9918975	10,64 ч	0+
212mPb	1,335 МэВ	5 мкс	8+
213Pb	82	131	212,996581	10,2 мин	9/2+
214Pb	82	132	213,9998054	26,8 мин	0+
215Pb	82	133	215,00481	36 с	5/2+

9. Самарий

Природный самарий состоит из четырёх стабильных изотопов ¹⁴⁴Sm (изотопная распространённость 3,07 %), ¹⁵⁰Sm (7,38 %), ¹⁵²Sm (26,75 %),¹⁵⁴Sm (22,75 %) и трёх слаборадиоактивных изотопов ¹⁴⁷Sm (14,99 %, период полураспада -- 106 миллиардов лет), ¹⁴⁸Sm (11,24 %; 7·10¹⁵ лет),¹⁴⁹Sm (13,82 %; > 2·10¹⁵ лет, в некоторых источниках указывается как стабильный). Также существуют искусственно синтезированные изотопы самария, самые долгоживущие из которых -- ¹⁴⁶Sm (период полураспада -- 103 миллиона лет) и ¹⁵¹Sm (90 лет).

Резонансный захват теплового нейтрона ядром ¹⁴⁹Sm с образованием ¹⁵⁰Sm перестаёт быть возможным уже при небольшом изменениипостоянной тонкой структуры б. Измерение относительного содержания ¹⁴⁹Sm/¹⁵⁰Sm в минералах природного ядерного реактора позволило установить, что в пределах экспериментальной погрешности значение постоянной тонкой структуры было в течение последних 2 млрд лет тем же, что и в наше время.

10. Неодим

Природный неодим состоит из семи изотопов: ¹⁴²Nd (27,2 %),¹⁴³Nd (12,2 %),¹⁴⁴Nd (23,8 %),¹⁴⁵Nd (8,3 %),¹⁴⁶Nd (17,2 %),¹⁴⁸Nd (5,7 %),¹⁵⁰Nd (5,6 %) -- в скобках дано их содержание в природном неодиме. Из них пять стабильны, а два слаборадиоактивны:¹⁴⁴Nd испытывает альфа-распад с периодом полураспада 2,38*10¹⁵ лет, а ¹⁵⁰Nd -- двойной бета-распад с периодом полураспада 7*10¹⁸ лет. На 2003 год получен 31 искусственный нестабильный изотоп неодима с массовым числом в диапазоне от 124 до 161, также известны 13 метастабильных возбуждённых состояний его ядер.

Изотопы неодима

Символ нуклида	Z(p)	N(n)	Масса изотопа (а. е. м.)	Период полураспада (T1/2)	Спин и чётность ядра
	Энергия возбуждения
124Nd	60	64	123,95223	500 мс	0+
125Nd	60	65	124,94888	600 мс	5/2+
126Nd	60	66	125,94322	1 с	0+
127Nd	60	67	126,94050	1,8 с	5/2+
128Nd	60	68	127,93539	5 с	0+
129Nd	60	69	128,93319	4,9 с	5/2+
130Nd	60	70	129,92851	21 с	0+
131Nd	60	71	130,92725	33 с	5/2+
132Nd	60	72	131,923321	1,56 мин	0+
133Nd	60	73	132,92235	70 с	7/2+
133m1Nd	127,97 кэВ	70 с	1/2+
133m2Nd	176,10 кэВ	300 нс	9/2-
134Nd	60	74	133,918790	8,5 мин	0+
134mNd	2,2931 МэВ	410 мкс	8-
135Nd	60	75	134,918181	12,4 мин	9/2-
135mNd	65,0 кэВ	5,5 мин	1/2+
136Nd	60	76	135,914976	50,65 мин	0+
137Nd	60	77	136,914567	38,5 мин	1/2+
137mNd	519,43 кэВ	1,60 с	11/2-
138Nd	60	78	137,911950	5,04 ч	0+
138mNd	3,1749 МэВ	410 нс	10+
139Nd	60	79	138,911978	29,7 мин	3/2+
139m1Nd	231,15 кэВ	5,50 ч	11/2-
139m2Nd	2,5709 МэВ	141 нс
140Nd	60	80	139,90955	3,37 сут	0+
140mNd	2,2214 МэВ	600 мкс	7-
141Nd	60	81	140,909610	2,49 ч	3/2+
141mNd	756,51 кэВ	62,0 с	11/2-
142Nd	60	82	141,9077233	стабилен	0+
143Nd	60	83	142,9098143	стабилен	7/2-
144Nd	60	84	143,9100873	2,29·1015 лет	0+
145Nd	60	85	144,9125736	стабилен	7/2-
146Nd	60	86	145,9131169	стабилен	0+
147Nd	60	87	146,9161004	10,98 сут	5/2-
148Nd	60	88	147,916893	стабилен	0+
149Nd	60	89	148,920149	1,728 ч	5/2-
150Nd	60	90	149,920891	6,7·1018 лет	0+
151Nd	60	91	150,923829	12,44 мин	3/2+
152Nd	60	92	151,924682	11,4 мин	0+
153Nd	60	93	152,927698	31,6 с	3/2-
154Nd	60	94	153,92948	25,9 с	0+
154m1Nd	480 кэВ	1,3 мкс
154m2Nd	1,349 МэВ	1 мкс	5-
155Nd	60	95	154,93293	8,9 с	3/2-
156Nd	60	96	155,93502	5,49 с	0+
156mNd	1,432 МэВ	135 нс	5-
157Nd	60	97	156,93903	2 с	5/2-
158Nd	60	98	157,94160	700 мс	0+
159Nd	60	99	158,94609	500 мс	7/2+
160Nd	60	100	159,94909	300 мс	0+
161Nd	60	101	160,95388	200 мс	1/2-

Заключение

Итак, благодаря радиоактивному распаду природных изотопов можно создать изотопные геохронометры. Время рассчитывают по соотношению концентраций радиогенного и радиоактивного изотопов в минерале. Но из-за захвата изотопов при минералообразовании и миграции изотопов при вторичных природных воздействиях на минералы изотопные геохронометры могут "убегать" вперед или отставать. С помощью особых приемов можно определять возраст даже тех минералов, в которых показания изотопных геохронометров искажены. Они требуют исследования нескольких образцов минералов, взятых из одной и той же породы и предположительно образованных в одно и то же время. С помощью графических построений для серии образцов можно определить время минералообразования. Нам удалось найти способ определения возраста с помощью не серии, а одного минерала путем исследования газов, выделяющихся при его ступенчатом отжиге. Методы изотопной геохронологии очень важны в современных геологических исследованиях.

Библиографический список

1 Высоцкий С. В., Баркар А. В, Курявый В. Г., Чусовитин Е. А., Карабцов А. А., Сафронов П. П. Гидротермальные благородные опалы: проблемы строения и генезиса // Записки РМО. 2009. №6. С. 62-70.

2 Высоцкий С. В., Галкин Н. Г., Баркар А. В., Чусовитин Е. А., Карабцов А. А. Гидротермальные благородные опалы месторождения Радужного (северное Приморье): природа опалесценции // Тихоокеанская геология. 2002. т.2. №4. С. 82-90.

3 Денискина Н. Д., Калинин Д. В., Казанцева Л. К. Благородные опалы. - Владивосток: Наука. 1987. - 183 с.

4 Чудаев О. В. Состав и условия образования современных гидротермальных систем Дальнего Востока России. - Владивосток: Дальнаука. 2003. - 215 с.

5 Рandia.org: Изотопия кислорода благородных опалов [Электронный ресурс]. - Режим доступа: http://pandia.org/text/77/474/74393.php, свободный. - Загл. с экрана.

6 Wikipedia.org: Кислород [Электронный ресурс]. - Режим доступа: https://ru.wikipedia.org/wiki/Кислород#.D0.98.D0.B7.D0.BE.D1.82.D0.BE.D0.BF.D1.8B, свободный. - Загл. с экрана.

7 Wikipedia.org: Изотопы кислорода [Электронный ресурс]. - Режим доступа: https://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%98%D0%B7%D0%BE%D1%82%D0%BE%D0%BF%D1%8B_%D0%BA%D0%B8%D1%81%D0%BB%D0%BE%D1%80%D0%BE%D0%B4%D0%B0, свободный. - Загл. с экрана.

8 Dic.academic.ru: Изотопы серы в геологии [Электронный ресурс]. - Режим доступа: http://dic.academic.ru/dic.nsf/enc_geolog/10617/%D0%98%D0%97%D0%9E%D0%A2%D0%9E%D0%9F%D0%AB, свободный. - Загл. с экрана.

9 Geo.web.ru: Изотопы серы и углерода на активных гидротермальных полях Срединно-Атлантического хребта [Электронный ресурс]. - Режим доступа: http://geo.web.ru/db/msg.html?mid=1162935&uri=index.htm, свободный. - Загл. с экрана.

10 Wikipedia.org: Изотопы серы [Электронный ресурс]. - Режим доступа: https://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%98%D0%B7%D0%BE%D1%82%D0%BE%D0%BF%D1%8B_%D1%81%D0%B5%D1%80%D1%8B, свободный. - Загл. с экрана.

11 Wikipedia.org: Изотопы углерода [Электронный ресурс]. - Режим доступа: https://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%98%D0%B7%D0%BE%D1%82%D0%BE%D0%BF%D1%8B_%D1%83%D0%B3%D0%BB%D0%B5%D1%80%D0%BE%D0%B4%D0%B0, свободный. - Загл. с экрана.

12 Wikipedia.org: Углерод [Электронный ресурс]. - Режим доступа: https://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%A3%D0%B3%D0%BB%D0%B5%D1%80%D0%BE%D0%B4#.D0.98.D0.B7.D0.BE.D1.82.D0.BE.D0.BF.D1.8B_.D1.83.D0.B3.D0.BB.D0.B5.D1.80.D0.BE.D0.B4.D0.B0, свободный. - Загл. с экрана.

13 Wikipedia.org: Изотопы рубидия [Электронный ресурс]. - Режим доступа: https://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%98%D0%B7%D0%BE%D1%82%D0%BE%D0%BF%D1%8B_%D1%80%D1%83%D0%B1%D0%B8%D0%B4%D0%B8%D1%8F, свободный. - Загл. с экрана.

14 Wikipedia.org: Рубидий [Электронный ресурс]. - Режим доступа: https://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%A0%D1%83%D0%B1%D0%B8%D0%B4%D0%B8%D0%B9#.D0.98.D0.B7.D0.BE.D1.82.D0.BE.D0.BF.D1.8B, свободный. - Загл. с экрана.

15 Dic.academic.ru: Статья метод определения абсолютного возраста стронциевый [Электронный ресурс]. - Режим доступа: http://dic.academic.ru/dic.nsf/enc_geolog/13566/%D0%9C%D0%95%D0%A2%D0%9E%D0%94, свободный. - Загл. с экрана.

16 Wikipedia.org: Cтронций-90 [Электронный ресурс]. - Режим доступа: https://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%A1%D1%82%D1%80%D0%BE%D0%BD%D1%86%D0%B8%D0%B9-90, свободный. - Загл. с экрана.

17 Mining-enc.ru: Стронций -- горная энциклопедия [Электронный ресурс]. - Режим доступа: http://www.mining-enc.ru/s/stroncij/, свободный. - Загл. с экрана.

18 Wikipedia.org: Cтронций [Электронный ресурс]. - Режим доступа: https://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%A1%D1%82%D1%80%D0%BE%D0%BD%D1%86%D0%B8%D0%B9#.D0.98.D0.B7.D0.BE.D1.82.D0.BE.D0.BF.D1.8B, свободный. - Загл. с экрана.

19 Wikipedia.org: Cтронций [Электронный ресурс]. - Режим доступа: https://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%A3%D1%80%D0%B0%D0%BD_(%D1%8D%D0%BB%D0%B5%D0%BC%D0%B5%D0%BD%D1%82)#.D0.93.D0.B5.D0.BE.D0.BB.D0.BE.D0.B3.D0.B8.D1.8F, свободный. - Загл. с экрана.

20 Geo.web.ru: Статья геохимия изотопов радиоактивных элементов ( U, Th, Ra) [Электронный ресурс]. - Режим доступа: http://geo.web.ru/db/msg.html?mid=1171496&uri=part04-02.htm, свободный. - Загл. с экрана.

21 Wikipedia.org: Изотопы урана [Электронный ресурс]. - Режим доступа: https://ru.wikipedia.org/wiki/%D0%98%D0%B7%D0%BE%D1%82%D0%BE%D0%BF%D1%8B_%D1%83%D1%80%D0%B0%D0%BD%D0%B0, свободный. - Загл. с экрана.

22 Wikipedia.org: Изотопы неодима [Электронный ресурс]. - Режим доступа: https://ru.wikipedia.org/wiki/Изотопы_неодима, свободный. - Загл. с экрана.

23 Wikipedia.org: Неодим [Электронный ресурс]. - Режим доступа: https://ru.wikipedia.org/wiki/%CD%E5%EE%E4%E8%EC#.D0.98.D0.B7.D0.BE.D1.82.D0.BE.D0.BF.D1.8B, свободный. - Загл. с экрана.

24 Geo.web.ru: Статья изотопная геохронология [Электронный ресурс]. - Режим доступа: http://geo.web.ru/db/msg.html?mid=1157916&uri=page1.htm, свободный. - Загл. с экрана.

25 Рereplet.ru: Статья изотопные геохронометры [Электронный ресурс]. - Режим доступа: http://www.pereplet.ru/obrazovanie/stsoros/97.html, свободный. - Загл. с экрана.

Размещено на Allbest.ru