Лекции по геохимии элементов

Подождите немного. Документ загружается.

Для изотопной геохимии и геохронологии интерес представляет небольшая группа

природных радионуклидов. Наличие их в природе объясняется рядом причин:

а) не полностью распались, большой период полураспада (U238, U235, Th232, Rb87, K40

и др.)

б) образуются при распаде долгоживущих природных радионуклидов (U234, Th230,

Ra226)

в) образуются в природных ядерных реакциях C14, Be10, Si32).

Характеристики радионуклидов на диаграмме нуклидов:

n изотопы с четным А (четное Z, четное N) имеют большую распространенность чем их

соседи с нечетными А (четное Z, нечетное N)

n вне диапазона стабильности изотопы с четным А либо стабильны, либо являются более

долгоживущими чем их соседи,

n значения периодов полураспада уменьшаются при удалении от области стабильности,

т.е. изотопы становятся все более неустойчивыми при увеличении или уменьшении

числа N.

То есть диаграмма нуклидов показывает “энергетическую область”, в которой нуклиды,

располагающиеся по сторонам от линии стабильности проявляют тенденцию скатываться

в ее сторону.

Радиоактивность и ее виды, закон радиоактивного распада, уравнение определения

возраста

Радиоактивностью называется самопроизвольные превращения ядер неустойчивых

атомов (радионуклидов) в стабильные ядра других элементов, сопровождающиеся

эмиссией частиц и(или) излучением энергии. Это самопроизвольный переход ядер

нестабильных атомов в более стабильное состояние.

Свойство радиоактивности не зависит от химических свойств атомов, а определяется

строением их ядер.

Имеется несколько различных способов, по которым может происходить распад

нестабильных ядер, в любом случае радиоактивный распад сопровождается изменением Z

и N родительского атома и приводит, таким образом, к превращению атома одного

элемента в атом другого элемента.

Вскоре после того, как была открыта радиоактивность (Анри Беккерель), Резерфордом и

другими учеными было показано, что радиоактивный распад сопровождается эмиссией

излучения трех различных типов, которым дали название a, b, g. Кроме того, могут

выделяться и рентгеновские лучи.

a -лучи - потоки высокоскоростных частиц - ядер Не,

b - лучи - потоки электронов,

g - лучи - электромагнитные волны с большой энергией и с более короткой длиной

волны, чем Х-лучи.

Виды радиоактивности

a -распад - распад путем эмиссии a-частиц, он возможен для нуклидов с Z> 58 (Се), а

также для группы нуклидов с небольшим Z , включая 5He, 5Li, 6Be. a-частица состоит из

2 Р и 2N, происходит смещение на 2 позиции по Z. Первоначальный изотоп называется

родительским или материнским, а новообразованный - дочерним.

Родительский Z N A=Z+N

Дочерний Z-2 N-2 A=N-2+Z-2=A-4

b -распад - имеет три вида : обычный b-распад, позитронный b-распад и электронный

захват.

Обычный b -распад - можно рассматривать (по теории Ферми) как процесс превращения

нейтрона в протон и электрон, последний или бета-частица - выбрасывается из ядра,

часто сопровождается эмиссией энергии в форме g-излучения. Дочерний нуклид является

изобаром родительского, но его заряд больше.

Родительский Z N A=Z+N

Дочерний Z+1 N-1 A=Z+1+N-1=A

Возможна серия распадов пока не образуется стабильный нуклид.

Пример:

K40 ->

Ca40+b

+v- +Q.

Позитронный b -распад - эмиссия из ядра положительной частицы позитрона b

, по

теории Ферми его образование можно рассматривать как превращение ядерного протона

в нейтрон, позитрон и нейтрино. Дочерний нуклид является изобаром, но имеет меньший

заряд.

Родительский Z N A=Z+N

Дочерний Z-1 N+1 A=Z-1+N+1=A

Пример,

F18 ->

O18+b

+v+ Q

Атомы, имеющие избыток N и следовательно располагающиеся справа от зоны ядерной

стабильности, являются b

-радиоактивными, так как при этом процессе число N

уменьшается. Аналогично, атомы слева от области ядерной стабильности

нейтроннодефицитны, ои испытывают позитронный распад и число их N увеличивается.

Таким образом, при b

и b

-распаде наблюдается тенденция изменения Z и N ,

приводящая к приближению дочерних нуклидов к зоне ядерной стабильности.

Электронный захват - альтернативный механизмом, посредством которого ядро может

уменьшить число Z и увеличить число N, является захват одного из орбитальных

электронов. Наиболее высока вероятность захвата из К-оболочки, которая ближе всего к

ядру. Электронный захват вызывает эмиссию из ядра нейтрино. Дочерний нуклид

является изобаром, и занимает тоже положение относительно родительского, что и при

позитронном распаде (табличка та же). b

-излучение отсутствует, а при заполнении

вакансии в К-оболочке выделяются Х-лучи.

При g -излучении не изменяются ни Z, ни A, оно связано с переходом ядер в

возбужденное состояние; при возвращении ядра в обычное состояние энергия выделяется

в форме g -излучения.

Некоторые дочерние нуклиды природных изотопов U и Th могут распадаться либо

испуская b-частицы, либо путем a-распада. Если вначале происходил b-распад, то затем

a-распад, и наоборот. Другими словами, два этих альтернативных вида распада образуют

замкнутые циклы и всегда приводят к одному и тому же конечному продукту, независимо

от их последовательности.

Имеются целые цепочки последовательных a- и b-распадов, приводящие в конечном

счете к одному и тому же конечному стабильному продукту - стабильным изотопам Pb.

Закон радиоактивного распада

Теория радиоактивного распада была сформулирована Резерфордом и Содди. Согласно их

теории скорость распада радиогенного родительского нуклида пропорциональна числу

его атомов (N).

Уравнение скорости распада имеет вид:

где l-коэффициент пропорциональности, названный постоянной распада. Постоянная

распада представляет собой вероятность того, что атом распадется за определенный

промежуток времени, выражается в единицах времени в - 1 степени. lN - есть

величина скорости распада в любой момент времени t.

Принтегрировав от t=0 до t, и считая что в начальный момент t=0 N=No, получим

N=No*e

Последнее уравнение дает число радиоактивных родительских нуклидов(N), которое

осталось к моменту t из первоначального их количества No (соответствующее t=0).

Это основное уравнение, описывающее все виды радиоактивного распада.

Если принять, что в момент t=0 число атомов дочернего нуклида было равно 0, то

очевидно, что число атомов дочернего изотопа в момент t будет составлять D*=No-N

(каждый атом материнского изотопа дает один атом дочернего), при условии что их

количество изменяется только в процессе распада, а не привносится и не выносится из

системы. D* - число атомов дочернего нуклида, образовавшихся в процессе распада.

Так как N = No*e

, тогда D* = No - No*e

или. D* = No(1- e

)

Это уравнение дает нам число атомов дочернего изотопа в любой момент t,

которое образовалось из начального числа атомов родительского нуклида равного

No.

Важнейшей константой является период полураспада - величина обратно

пропорциональная постоянной распада. Период полураспада это время, за которое число

атомов родительского изотопа уменьшается вдвое, т.е. при

t = T

1/2

, подставив получим

1/2 No = No * e-lT, ln (1/2) = -lT

1/2

; T

1/2

=ln2/l = 0,693/l

Графически экспоненциальная зависимость N и D* от T

1/2

выглядит следующим

образом. Для практических целей считают, что D*=No (становятся равными) через

Т=10Т

1/2

, когда No уменьшится в 2

раз.

В большинстве случаев удобнее соотносить число атомов дочернего изотопа D* не с

первоначальным No, а с числом остающихся атомов родительского нуклида N, так как его

можно непосредственно измерить, также как и D*.

D* = No - N, N = No*e

получим No = N/ e

= N*e

тогда D* = N*e

- N = N (e

-1)

В общем случае число атомов дочернего изотопа (D), присутствующего в системе

равно D = D

+D* и тогда D = D

+ N (e

-1).

Это основное уравнение, используемое для определения возраста пород и

минералов по методам, основанным на процессе превращения родительского

радионуклида в дочерний стабильный нуклид.

Значения D и N можно непосредственно измерить, в то время как D

либо выбирается

исходя из общих соображений, либо рассчитывается с использованием данных по

сингенетичным образцам того же возраста, либо как будет показано позднее используется

серия образцов.

Это уравнение можно решить относительно t, которое представляет собой значение

возраста системы. t = 1/l ln [(D-D

)/N + 1]

Полученное значение t отвечает возрасту системы при соблюдении следующих

условий:

1) Порода или минерал не должны терять ли приобретать ни родительский, ни

дочерний нуклиды, т.е. D*/N должно меняться только за счет распада. Говорят, что

образец должен быть закрытой системой.

2) Величине D

нужно приписывать реальные значения. Это обычно возможно,

особенно когда D* намного больше чем D

3) l- значение постоянной распада точно известно.

4) Измерения D и N должно производиться с достаточной точностью, и их величины

должны быть представительны для датируемого образца.

При соблюдении условий (1-4) мы проведем датирование. t- будет соответствовать

возрасту при соблюдении вышеназванных условий и когда полученную величину можно

связать со временем значительного геологического события в истории минерала или

породы. Предполагается также, что l не меняются в последние 4,6 млрд. лет.

Графическая зависимость D*/N от T

1/2

имеет следующий вид - с увеличением t

происходит рост D*/N.

Геохронологическая шкала

Лорд Кельвин (Уильям Томсон) за период с 1862 по 1899 г. выполнил ряд расчетов,

которые налагали ограничения на возможный возраст Земли. Они основывались на

рассмотрении светимости Солнца, влиянии лунных приливов и процессах охлаждения

Земли. Он пришел к выводу, что возраст Земли составляет 20-40 млн. лет (и не более 100

млн. лет). Этот результат был шокирующим для геологов и не успели они к нему

привыкнуть, как Резерфорд выполнил определение возраста U минералов и получил

значения около 500 млн. лет.

Состояние проблемы было тщательно проанализировано Артуром Холмсом в его книге

“Возраст Земли” (1913 г.), которая вышла в свет, когда автору было только 23 года. В ней

он показал важность изучения радиоактивности в решении вопроса о возрасте Земли и

привел первую геохронологическую шкалу. Она была основана на рассмотрении данных

о мощности отложений осадочных пород и анализе данных о содержании продуктов

радиогенного распада - He и Pb в U-содержащих минералов. Работа над шкалой была

главной в жизни А.Холмса.

Геохронологическая шкала - это шкала естественноисторического развития главным

образом земной коры, выраженная в числовых единицах времени.

Как мы говорили ранее, возраст аккреции Земли составляет около 4,55 млрд. лет.

Период до 4 или 3,8 млрд. лет это время дифференциации планетных недр и образования

первичной коры, его называют катархеем или хадием. Наиболее длительный период

жизни Земли и земной коры - это докембрий, который простирается от 4 млрд. лет до 570

млн. лет, т.е. около 3,5 млрд. лет. Возраст древнейших известных сейчас пород

превышает 4 млрд. лет.

Основные подразделения геохронологической шкалы докембрия разрабатывались

первоначально геохронологической лабораторией Геологической службы Канады на

примере Канадского щита. К концу 1967 г. было проанализировано более 750 образцов,

главным образом, K-Ar методом. Стокуэллом было показано, что значения возрастов

группируются около определенных значений, которые по его мнению характеризуют

возраст орогении - складкообразования +метаморфизм + гранитообразование.

Современные геохронологические шкалы имеют следующие значения возраста границ

между отдельными подразделениями.

Методы изотопного датирования, особенности и области применения.

Основные изотопные системы (пары) для геохронологии.

Материнский

/дочерний

изотоп

Тип

распада

период

полураспа

да

Датируемые

объекты

238U/206Pb 8a+6b

4,5*10

циркон, монацит,

235U/207Pb 7a+4b

0,71*10

U-содерж.

минералы

232Th/208Pb 6a+4b

1,39*10

87Rb/87Sr b

5*10

Bi, Mu, Mik,

порода

40K/40Ar электр.

захват

1,25*10

Bi, Mu, Hrb, порода

147Sm/143Nd a

1,06*10

Amf, Px, Gar.

Порода

14C/14N b 5730 Древесный уголь,

древесина, торф

Rb-Sr метод определения возраста

Геохимия Rb - щелочной Ме группы IА (также как и К), его ионный радиус 1,48 А

весьма близок к радиусу калия -1,33 А, что позволяет Rb замещать К во всех

калийсодержащих минералах. Rb рассеянный элемент необразующий собственных

минералов, но содержащийся в легко определимых количествах в обычных минералах К

(мусковит, биотит, флогопит, лепидолит, ортоклаз, микроклин, а также глинистые

минералы и сильвин).

Rb имеет два природных изотопа

Rb (72%) и

Rb (28%), последний

радиоактивен и распадается путем bраспада с образованием 87Sr:

Rb ->

Sr+b

+v+Q

Sr - щелочноземельный элемент группы IIA (также как и Са), его ионный радиус

1,13А несколько больше, чем у Са (0,99А), который он может замещать во многих

минералах. Таким образом, Sr также является рассеянным элементом, входящим в такие

кальцийсодержащие фазы как плагиоклаз, амфибол, апатит, карбонаты Са и другие.

Кроме того, ионы Sr

могут быть захвачены калиевым полевым шпатом вместо ионов

, но замещение для компенсации заряда должно сопровождаться замещением SiO

. Sr имеет четыре стабильных изотопа

Sr (82%),

Sr (7%),

Sr (10%),

(0,5%). Изотопный состав Sr в породе или минерале, содержащих Rb, зависит от возраста

и отношения Rb/Sr в них.

Концентрации Rb в обычных магматических и осадочных породах варьируют от

менее чем 1 г/т (ультраосновные, карбонаты) до более 200 г/т в гранитах с низким

содержанием Са. Содержания Sr изменяются от менее 1г/т (ультрабазиты) до 470 г/т в

базальтах и достигают максимума в карбонатах (до 2000 г/т). Отношение Rb/Sr в

обычных магматических породах варьируют в широких пределах от 0,06 (базальты) до

1,7 (граниты). В ходе фракционной кристаллизации магмы Sr ведет себя как правило

совместимо, так как имеет тенденцию концентрироваться в плагиоклазе, Rb -

несовместимо, то есть накапливается в жидкой фазе. Вследствие этого в ходе

прогрессивной кристаллизации Rb/Sr в остаточной магме постепенно возрастает, т.е.

серии дифференцированных магматических пород имеют тенденцию к повышению Rb/Sr

с увеличением степени дифференциации.

Датирование минералов в магматических породах

Накопление радиогенного

Sr в богатом Rb минерале описывается уравнением

Sr =

Rb *(e

- 1) , где

i -

число атомов изотопа в момент

образования минерала.

Можно преобразовать уравнением путем деления на число атомов стабильного

Sr:

Sr/

Sr = (

Sr/

Sr)

Rb/

Sr *(e

- 1)

Это уравнение является основой для определения возраста Rb-Sr методом.

Необходимо соблюдение условия замкнутой системы, без потерь Rb и Sr. Современная

принятая постоянная распада Rb составляет 1,42*10

-11

год-1.

Для того, чтобы решить уравнение относительно t необходимо подставить кроме

измеренных величин соответствующее значение первичного отношения

Sr/

, на

момент образования минерала. Если датируемый минерал сильно обогащен Rb и

соответственно радиогенным Sr, то значение t не чувствительно к выбору

Sr/

Например, можно задать его равным 0,704, что соответствует современным основным

вулканитам, содержащим Sr, происходящий непосредственно из мантии Земли. После

этого уравнение может быть решено относительно t:

t = 1/l ln {[

Sr/

Sr - (

Sr/

Sr)

Rb/

Sr + 1}

Полученное значение t отвечает возрасту минерала, если он является замкнутой

системой и выбрано приемлемое значение первичного отношения.

В идеале все минералы магматической породы должны давать одну и ту же

датировку, которая может рассматриваться как возраст породы. В таком случае говорят,

что минеральные датировки для серии когенетичных пород являются согласующимися. К

сожалению расхождение датировок возникает чаще, чем согласие. В таких случаях

минеральные датировки не являются показателями возраста породы.

Датирование магматических пород (изохронный метод)

Фракционная кристаллизация магмы приводит к образованию серии пород с

различным хим.составом и разными Rb/Sr, но все породы образовавшиеся из одной

первичной магмы имеют одно и то же первичное отношение

Sr/

Sr. Кроме того, мы

можем принять, что время, требуемое для кристаллизации магмы, было относительно

непродолжительным, и все образовавшиеся породы имели практически одинаковый

возраст. При этих условиях для этой серии комагматичных образцов уравнение:

Sr/

Sr = (

Sr/

Sr)

Rb/

Sr *(e

- 1)

представляет собой уравнение прямой линии:

y=b+mx в координатах

Sr/

Sr (y) -

Rb/

Sr (x).

Точка пересечения с осью х - b - первичное отношение

Sr/

, а наклон прямой

пропорционален возрасту m=e

-1.

Точки всех образцов этой комагматичной серии пород на диаграмме в координатах

Sr/

Sr (y) -

Rb/

Sr (x) будут лежать на прямой линии (если каждый член серии

имел одинаковое

Sr/

, и если породы после кристаллизации были замкнутыми

системами по отношению к Rb и Sr). Эта линия называется изохроной, так как все точки

на ней имеют один и тот же возраст Необходимо взять серию образцов, охватывающую

максимальный интервал значений Rb/Sr, чтобы надежно определить наклон изохроны.

Возраст и первичное отношение могут быть определены графически.

Изотопная эволюция Sr в серии из трех образцов может быть продемонстрирована

графически. Образцы сформировались из одной магмы , которая дифференцировала, и

имели на момент времени t=0 одинаковое

Sr/

но разное количество Rb и

следовательно разное

Rb/

Sr. Каждый акт распада

Rb уменьшает отношение

Rb/

Sr и увеличивает

Sr/

Sr в равной мере, следовательно, отношения сдвигаются

вдоль линий с тангенсом угла наклона, равным -1. Количество образовавшегося

Sr тем

больше, чем больше исходное содержание

Rb. Наклон изохроны пропорционален t.

Sm-Nd метод определения возраста

Геохимия Nd и Sm - это РЗЭ, близкие по свойствам к Y, Sc, они образуют ионы с

зарядом +3, радиус которых уменьшается с увеличением атомного номера от 1,15A La до

0,93A Lu. Высокие концентрации РЗЭ достигаются в собственных их минералах, таких

как монацит, ксенотим, бастнезит и др. РЗЭ входят в состав обычных

породообразующих минералов, замещая ионы главных элементов, а также в повышенных

количествах содержатся в апатите, цирконе, ортите и других акцессориях. Легкие РЗЭ

предпочтительно концентрируются в пол.шпатах, биотите, апатите, а тяжелые - в

пироксенах, амфиболах и гранатах.

Nd - Sm -легкие РЗЭ, их ионные радиусы 1,08 и 1,04 очень близки. Sm имеет

меньшую космическую распространенность, их отношение Sm/Nd=0,31. В земных

породах и минералах Sm/Nd варьирует незначительно от 0,1 до 0,5, так как сходство

химических свойств препятствует более значительному их разделению при геологических

процессах.

Концентрация как Sm, так и Nd в обычных породообразующих силикатах

увеличивается в последовательности, в которой они кристаллизуются из магмы согласно

реакционным сериям Боуэна. Монацит и апатит имеют максимальные концентрации, но

их Sm/Nd не отличается от других минералов. Sm/Nd в большинстве минералов

изменяются от 0,37 (пироксен) до 0,15 (кпш), гранат имеет более высокое отношение -

0,54.

Концентрации обоих элементов в магматических породах возрастают с увеличением

степени дифференциации, но отношения Sm/Nd в них уменьшаются (NMORB - 0,32,

граниты - 0,9). Щелочные породы обогащены Sm и Nd, а Sm/Nd - 0,1-0,2. Каменные

метеориты - Sm/Nd 0,32.

Коэффициенты распределения для Sm для всех минералов (кроме апатита и

монацита) выше чем для Nd, то есть Sm более совместимый элемент чем Nd. В ходе

фракционной кристаллизации магмы Nd концентрируется в остаточных расплавах

относительно Sm, и типичные коровые породы имеют меньшие отношения Sm/Nd, чем

породы ведущие свое происхождение из верхней мантии - базальты. Расплавы,

образующиеся при частичном плавлении пород мантии или коры, будут относительно

обогащены Nd и иметь более низкое Sm/Nd чем исходный субстрат. Причина этого в

большем радиусе Nd.

Определение возраста

Sm имеет 7 изотопов, Nd - 7 стабильных изотопов.

147Sm -> 143Nd +a +Q T1/2 = 1,06*10

лет

Распад 147Sm и накопление радиогенного 143Nd описываются уравнением:

143

Nd/

144

Nd = (

143

Nd/

144

Nd)

+ (

147

Sm/

144

Nd)* (e

-1)

Определение возраста Sm-Nd методом обычно выполняют путем анализа

выделенных фракций минералов или когенетичных серий пород, в которых отношения

Sm/Nd варьируют достаточно для того, чтобы дать реальное значение наклона изохроны в

координатах

143

Nd/

144

Nd -

147

Sm/

144

Nd. Такие изохроны основаны на той же

аргументации, что и Rb-Sr изохроны. Но Sm-Nd метод лучше всего подходит для

датирования основных и ультраосновных пород, кроме того РЗЭ менее мобильны при

региональном метаморфизме, гидротермальных изменениях и химическом выветривании.

То есть этот метод может быть использован, когда использование Rb-Sr метода

затруднено.

Изотопная эволюция Nd

Изотопная эволюция Nd в Земле описана в терминах модели CHUR - однородного

хондритового резервуара. Эта модель предполагает, что земной Nd эволюционировал в

однородном резервуаре, в котором Sm/Nd равно этому отношению в хондритовых

метеоритах. Современное значение

143

Nd/

144

Nd в CHUR = 0,512638, а

147

Sm/

144

=0,1967.

Это позволяет нам вычислить

143

Nd/

144

Nd в CHUR в любой момент времени t:

I(t)

CHUR

= I(o)

CHUR

- (

147

Sm/

144

Nd)(o)

CHUR

* (e

-1)

где I(t)

CHUR

- отношение

143

Nd/

144

Nd в любой момент в прошлом, I(o)

CHUR

современное значение для CHUR =0,512638 и

147

Sm/

144

Nd = 0,1967.

Графически эволюция Nd в Земле согласно модели CHUR выглядит следующим

образом. Рис. (принят возраст Земли= 4,6 млрд.лет)

Частичное плавление CHUR порождает магмы с более низким Sm/Nd чем в CHUR.

Эти магматические породы имеют в настоящее время более низкие

143

Nd/

144

Nd чем

CHUR. Твердые фазы после удаления расплава, напротив, имеют более высокие Sm/Nd

чем CHUR. Эти обедненные области в настоящее время имеют более высокие

143

Nd/

144

Nd по сравнению с CHUR. Части хондритового резервуара, не затронутые

процессами магмообразования, содержат Nd, изотопный состав которого

эволюционировал вдоль одной прямой. Это линия служит линией сравнения для

изотопной эволюции Nd в породах, которые образовались из магмы, возникшей в

прошлом из этого резервуара. Можно сравнить первичные

143

Nd/

144

Nd в породах с

соответствующими значениями в CHUR во время кристаллизации пород. Будут ли эти

значения выше или ниже чем в CHUR в соответствующие моменты времени?

Различия изотопных отношений, которые сравниваются, довольно малы. По этой

причине Де Паоло и Вассербург ввели параметр эпсилон, который определяется

следующим образом:

e(t)

CHUR

= [(

143

Nd/

144

Nd)(обр)

/I(t

)CHUR

-1]*10

(1)

e(o)

CHUR

= [(

143

Nd/

144

Nd)(обр)

измер.

/I(o

)CHUR

-1]*10

(2)

(1) - выражает разницу между первичным

143

Nd/

144

Nd в серии пород и соответствующей

величиной этого значения в CHUR во время кристаллизации пород. (t)

CHUR

вычисляется

из уравнения подстановкой в него первичного отношения

143

Nd/

144

Nd (найденного с

помощью построения изохроны для образцов породы) и рассчитанного отношения

143

Nd/

144

Nd в CHUR для времени t, которое определяется наклоном изохроны.

(2)- тоже для настоящего времени.

Положительное e - показывает, что породы произошли из источника с более

высоким Sm/Nd, чем CHUR - остаточных твердых фаз резервуара после удаления из него

магмы в некоторый более ранний момент времени. Это так называемый обедненный

источник - обеднен LILE с большими радиусами, которые были удалены с жидкой фазой.

Отрицательное e - показывает, что породы образовались из источника, который

имел более низкое Sm/Nd, чем CHUR. Это означает, что они произошли из более древних

коровых пород или ассимилировали их, в этих породах Sm/Nd было понижено при

первоначальном отделении от CHUR.

Нулевое e - изотопный состав Nd в породе не отличим от такового в CHUR,

следовательно, эти породы могли образоваться непосредственно из источника с

изотопным составом CHUR.