Геохимия и петрология надсубдукционных перидотитов (17.10.2011)

Автор: Горнова Марина Аркадьевна

Глава 4. Геохимические особенности надсубдукционных перидотитов

Редкоземельные элементы являются несовместимыми для минералов реститовых перидотитов: оливина, ортопироксена, шпинели и клинопироксена. Для граната HREE являются совместимыми, а остальные редкие земли – несовместимыми. Клинопироксен и гранат содержат наибольшие концентрации REE, они являются первыми фазами, которые удаляются в расплав при плавлении. Поэтому с ростом степени плавления концентрации редкоземельных элементов в перидотитах должны уменьшаться.

Надсубдукционные перидотиты характеризуются более низкими концентрациями HREE, чем абиссальные перидотиты (рис. 6 В, Ж). Взаимодействие с расплавом, по-видимому, может приводить к уменьшению содержания HREE в породах. Конечным продуктом взаимодействия гарцбургитов с бонинитами и IAT являются дуниты. Дуниты массивов Conical, Torishima имеют нижний уровень концентраций HREE в гарцбургитах, дуниты South Sandwich, офиолитов Thetford Mines - более низкие концентрации Yb, чем гарцбургиты. В перидотитах South Sandwich, офиолитов Lycian and Antalya, ксенолитов вулканов Tubaf и Edison и в массиве Koniambo имеются признаки взаимодействия с расплавом. Часть образцов этих массивов характеризуется низкими содержаниями HREE, cоответствующими ?30%, что обусловлено, по-видимому, процессом взаимодействия с расплавом. Содержания LREE во всех надсубдукционных перидотитах выше, чем в реститах при безводном плавлении. Причем, концентрации LREE часто выше в перидотитах, для которых фиксируется процесс взаимодействия с расплавом. Можно также отметить, что перидотиты, образовавшиеся в результате декомпрессионного плавления в надсубдукционных зонах, имеют более пологую форму кривой распределения REE, в то время как перидотиты, подвергшиеся интенсивному преобразованию расплавом – V-образную (рис. 6В). Одним из признаков плавления в присутствии воды считается появление положительнай, реже отрицательнай аномалии Eu [Barth et al., 2009].

Для сравнения элементов групп HFS, LIL c REE на спайдердиаграмме элементы обычно расположены справа налево в соответствии с уменьшением степени несовместимости, то есть с ростом общих коэффициентов распределения в системе перидотит- расплав. В реститовых перидотитах, образовавшихся при безводном плавлении мантийного вещества, на спайдердиаграмме должно быть закономерное уменьшение нормированных концентраций несовместимых элементов справа налево. Абиссальные перидотиты характеризуются близким к такому виду распределением редких элементов, исключение представляют повышенные концентрации сильно несовместимых элементов и Sr. Похожие кривые имеет меньшая часть перидотитов современных и палеоостроводужных систем, в том числе и среди изученных перидотитов Джидинской и Адацагской зон складчатого обрамления Сибирского кратона (рис. 6 Б, Е). Надсубдукционные перидотиты имеют U или V –образную кривую распределения редких элементов с более высокими нормированными концентрациями сильно-несовместимых элементов по сравнению с Yb. Часто присутствуют максимумы Sr, Zr-Hf и минимумы Ti, причем эти аномалии более системны и четче выражены в перидотитах с признаками их преобразования расплавом (рис. 6 Г, З).

При увеличении степени плавления в перидотитах происходит закономерное уменьшение концентраций Ti и Yb. В абиссальных перидотитах, образовавшихся в срединно-океанических хребтах, содержание этих элементов соответствует степеням плавления от 5 до 17%, реже - 20%. Надсубдукционные перидотиты характеризуются более низкими концентрациями Yb и Ti, что обусловлено более высокими степенями плавления (от ~17 до >>25%).

Рис. 6. Нормированное к примитивной мантии распределение REE и редких элементов в перидотитах Аргынгольского (А-Б), Эгийнгольского (В-Г) массивов и Нармандальского меланжа (Д-З).

1- абиссальные перидотиты, по [Niu, 2004]; 2- надсубдукционные перидотиты Conical, преобразованные бонинитовым расплавом, по [Parkinson et al., 1998]; 3- надсубдукционные перидотиты Torishima, образовавшиеся при декомпрессионном плавлении, по [Parkinson et al., 1998].

Перидотиты, комплементарные бонинитовым расплавам, имеют степени плавления в диапазоне от 20 до >> 25%. Перидотиты, испытавшие взаимодействие с островодужными расплавами, характеризуются диапазоном степени плавления от <20% до ~25%. В этих массивах часть пород имеет содержания Yb-Ti, соответствующие степеням плавления абиссальных перидотитов. Возможно, в эту группу попадают и перидотиты, комплементарные к IAT, поэтому имеющие более низкие степени плавления, чем комплементарные к бонинитам перидотиты.

В надсубдукционных перидотитах концентрации элементов групп LIL и LREE, а также Nb, Zr, Hf выше, чем можно было ожидать для их низких концентраций Yb в соответствии с продолжением тренда плавления абиссальных перидотитов. Rb, Sr и Ba являются очень подвижными элементами, на их бюджет в перидотитах большое воздействие оказывают поздние циркуляции водных растворов. L-MREE слабо растворимы во флюиде [Niu, 2004]. Относительное обогащение немобильными в водной среде элементами (Th, Nb, Zr и Hf) может быть отражением только мантийных процессов. Так как наблюдается систематическое обогащение немобильными в водной среде элементами, то в субдукционном компоненте расплав, по-видимому, преобладает над флюидом. К этому же выводу пришел Kelemen, анализируя соотношения мобильных-немобильных элементов в островодужных примитивных лавах [Kelemen et al., 2007].

Обеднение островодужных лав элементами группы HFSE (для Nb-Ta и иногда для Ti, Zr и Hf) относительно других несовместимых элементов хорошо известная, но не очень понятная особенность. Такое обеднение может быть обусловлено взаимодействием медленно просачивающихся расплавов с деплетированными перидотитами мантийного клина [Kelemen et al., 1990]. Минералы перидотитов будут фракционировать Zr-Hf относительно REE, так как коэффициенты распределения HFSE в оливине, ортопироксене и шпинели выше, чем для редких земель. Чем большее количество расплава проходит через перидотиты, тем более сильное обогащение этими элементами должно быть в них. Действительно, перидотиты, в которых фиксируется по ряду геохимических признаков процесс взаимодействия с расплавом, имеют хорошо выраженные положительные аномалии Zr-Hf. Появление аномалий Zr-Hf на спайдердиаграммах для перидотитов не означает, что преобразующие расплавы обогащены этими элементами. В результате взаимодействия гарцбургитов с расплавом или при их плавлении в открытой системе с привносом вещества в породах происходит образование новых минеральных фаз – клинопироксена, амфибола, флогопита и рутила. Образование клинопироксена и эденита-паргасита в результате взаимодействия перидотитов с островодужными расплавами подтверждено петрографическими наблюдениями в породах Эгийнгольского, Сарамтинского массивов. Эти минералы описаны в перидотитах Torichima и Conical Идзу-Бонин-Марианской островодужной системы. Появление наблюдающихся положительных аномалий Zr-Hf и Ti обусловлено их высокими коэффициентами распределения в новообразованных минералах, что должно менять общие коэффициенты распределения некоторых элементов в породах и соответственно порядок элементов на спайдердиаграмме. В целом появление этих аномалий говорит о привносе элементов.

Таким образом, в Джидинской и Адацагской зоне присутствуют две группы перидотитов. Малочисленная первая (Аргынгольский массив (рис. 6А-Б), серпентиниты Цахирулинского участка офиолитов Адацага) имеют характеристики абиссальных перидотитов. Вторая группа имеет геохимические особенности надсубдукционных перидотитов. Часть этих пород имеет признаки взаимодействия с расплавом (Хасуртинский, Эгийнгольский и Бурэктугольский массивы, часть серпентинитов Нармандальского меланжа, Ургольский меланж), в других они отсутствуют или нет данных (породы интенсивно серпентинзированы, что не позволяет выявить петрографические особенности и состав минералов; шпинели сильно изменены, информации о дайках нет). Следует отметить и частую ассоциацию перидотитовых массивов с разной степенью плавления, например, Хасуртинский и Убур-Инкурский массивы, перидотиты Нармандальского (рис. 2, 6Д, Ж) и Уригольского меланжей, серпентиниты Харахадукского и Цахирулинского участков Адацагского офиолитового комплекса. Перидотиты с более низкой степенью плавления имеют геохимические характеристики абиссальных перидотитов, на которые часто накладывается влияние взаимодействия с островодужными расплавами (рис. 6Е). Они могут представлять собой остатки разных стадий последовательного плавления в надсубдукционной зоне с образованием базальтов, подобных N-MORB, IAT и бонинитов.

Глава 5. Геохимические особенности кратонных мантийных перидотитов: ксенолиты кимберлитовой трубки Удачная

Перидотитовые ксенолиты кимберлитовой трубки Удачная привлекают пристальное вниманием исследователей. Было опубликовано много работ [Boyd et al., 1998; Шимицу и др., 1998; Ionov et al., 2011; и многие другие]. Интерес вызван уникальностью пород, выгодно отличающей их от всех других мантийных ксенолитов из кимберлитовых трубок мира, а именно, удивительно слабой степенью их серпентинизации. Несмотря на хорошую изученность, остается еще много неясного в связи с многообразием процессов, сформировавших кратонную мантию.

5.1. Геологическое положение. Трубка Удачная входит в состав Далдынского кимберлитового поля [Харькив и др., 1998], расположенного в центральной части Сибирской платформы. Возраст внедрения кимберлитов датирован методом SHRIMP как среднедевонский ~ 360 млн. лет [Кинни и др., 1997].

Перидотитовые ксенолиты кимберлитов по структурным особенностям традиционно подразделяются на два типа - равномернозернистые и деформированные. Равномернозернистые перидотиты характеризуются более низкими значениями равновесных температур и давлений и представляют собой верхнюю часть разреза литосферной мантии под древними кратонами. Среди них выделяются два подтипа: низко-(до 8800С) и средне-температурные (8800С-11000С). Равномернозернистые перидотиты представлены шпинелевыми и гранатовыми парагенезисами.

Самые древние возраста минимального деплетирования Re в низко – температурных перидотитах являются средне – архейскими (3.1-3,2 Ga) и демонстрируют древнее образование литосферной мантии под Сибирским кратоном [Pearson et al., 1995]. Этот возраст сопоставим с древнейшими возрастами коровых пород Анабарского и Алданского щитов [Розен и др., 2000], что предполагает синхронную стабилизацию коры и литосферной мантии. Высоко-температурные перидотиты по изотопным данным осмия могли образоваться в то же время, что и низко – температурные перидотиты, но в дальнейшем были значительнее обогащены базальтовыми элементами и Re фильтрующими расплавами.

5.2. Петрография. Перидотиты имеют микроструктурные особенности, обусловленные их взаимодействием с расплавами: прорастания шпинели с клинопироксеном, ортопироксеном и оливином как в межзерновых пространствах, так и внутри мелких зерен оливина; новообразованный оливин “затекающий” в ортопироксен или с нехарактерной для него формой в виде длинных узких полос между зернами ортопироксена; крупные зерна граната и клинопироксена, по размеру сопоставимые с зернами оливина и ортопироксена; включения мелких зерен оливина, ортопироксена, флогопита, кальцита, содалита, монтичеллита, хромшпинелида в краевых частях неоднородного клинопироксена; включения мелких зерен силикатных минералов в более крупных зернах; зоны повышенной железистости оливина с нехарактерными для перидотитов акцессорными минералами, фиксирующие пути проникновения расплава. Следует отметить, что, процесс взаимодействия нарастает сверху вниз по разрезу литосферной мантии в районе кимберлитовой трубки Удачная, что отражается в росте среднего модального содержания граната и клинопироксена в породах. Хотя, по-видимому, по всему разрезу в мантии присутствуют локальные участки, обогащенные гранатом и клинопироксеном. Процессы взаимодействия с расплавами, по-видимому, были многократными, и состав расплава менялся.

5.3. Состав пород. Хорошо известно, что зернистые перидотиты имеют высокую магнезиальность оливина (0.915 - 0.931) и повышенное относительно возможных составов реститов количество ортопироксена. Деформированные перидотиты характеризуются более низкой магнезиальностью оливина (0.888-0.914), по этому параметру и модальному составу они подобны абиссальным перидотитам срединно-океанических хребтов.

Перидотиты из кимберлитовой тр. Удачная по сравнению с примитивной мантией обеднены FeO, Al2O3, CaO и обогащены MgO, что дало основание считать их реститами. В то же время составы зернистых перидотитов не соответствуют расчетным реститовым составам, то есть они не могли образоваться в результате только процесса частичного плавления. В породах наблюдается повышенное содержание SiO2 и отрицательная корреляция SiO2-FeO, что отражает дополнительное образование ортопироксена, по-видимому, за счет взаимодействия с расплавами, что отмечалось многими исследователями [Boyd et., 1997; Kelemen et al., 1998]. В деформированных перидотитах не наблюдается сильного обогащения SiO2 и их составы хорошо согласуются с трендом плавления от 3GPa. Среди кратонных перидотитов значительна доля пород с высокими содержаниями Al2O3 и низкими MgO, приближающимися к составу примитивной мантии.

Кривые распределения редких элементов в перидотитах тр. Удачная не имеют характерного для абиссальных реститовых перидотитов пологого наклона даже в правой части диаграммы, наблюдается закономерное увеличение нормированных концентраций элементов с уменьшением их коэффициентов распределения. Корреляции между содержанием редких и петрогенных элементов отсутствует. Деформированные и зернистые перидотиты не отличаются по спектрам распределения и уровню концентраций редких элементов. Таким образом, кратонные перидотиты деплетированы петрогенными элементами - CaO и Al2O3 и в то же время обогащены практически всеми редкими элементами относительно реститовых составов.

5.4. Редкоэлементный состав граната и клинопироксена. В гранатах наблюдается три основных типа распределения REE. «Деплетированный» тип характеризуется отношением La/YbN<1, крутым уменьшением концентраций элементов от YbN до GdN-SmN и далее ростом LREEN. Концентрации Yb в 0.7-8 раз превышают содержания в хондрите С1. Уровень концентраций LREE не коррелирует с содержанием Yb. «Деплетированный» тип распределения встречается в гранатах низко- и средне-температурных перидотитов. Для «синусоидального» типа характерно отношение La/YbN<1 и относительное обогащение NdN-GdN. Он встречается в меньшей части гранатов низкo-температурных, более широко распространен в гранатах средне-температурных и редко встречается в гранатах высоко-температурных перидотитов. Для «нормального» типа характерно обеднение LREE, последовательный рост нормированных концентраций вначале крутой от La до Sm, затем более пологий до Yb. Содержание Yb в 7-30 раз превышает его концентрацию в хондрите C1. Этот тип распределения REE не встречается в низко-температурных гранатах, появляется у небольшой части образцов средне-температурных перидотитов и преобладает в высоко-температурных гранатах. Гранаты часто неоднородны по содержанию петрогенных элементов. В некоторых гранатах неоднородность состава не сопровождается изменением содержания REE, что, по-видимому, обусловлено диффузией, связанной с изменением температуры. В других от центра к краю зерна наблюдается смена «деплетированного» спектра REE на «нормальный». Сверху вниз в мантийном разрезе под кимберлитовой трубкой Удачная в гранатах происходит смена «деплетированного» спектра REE через «синусоидальный» на «нормальный», что сопровождается ростом содержаний элементов группы HFS, Yb, Y и уменьшением концентрации Cr2O3.

Можно выделить два основных типа распределения REE в клинопироксенах. Первый характеризуется уменьшением нормированных концентраций HREE от Yb и далее ростом к La с отношением La/Yb N обычно > 1. Такой спектр имеют клинопироксены шпинелевых, низко- и средне-температурных перидотитов с «деплетированным» типом распределения REE в гранатах. В образцах с «синусоидальным» и «нормальным» распределением REE в гранатах клинопироксен характеризуется последовательным увеличением концентраций REE от Yb к La. По соотношению Ti-Yb клинопироксены зернистых гранатовых перидотитов с «деплетированным» типом распределения REE в гранатах похожи на Cpx надсубдукционных перидотитов. Часть из них имеет даже более низкие концентрации Ti и Yb, что отражает еще более деплетированный состав пород. Такой же уровень концентраций имеют клинопироксены гарцбургитов Сарамтинского массива, которые образуются в результате взаимодействия протолитов с высококремниевыми расплавами. Клинопироксены зернистых и деформированных гранатовых перидотитов с «синусоидальным» и «нормальным» распределением REE в гранатах характеризуются более высокими концентрациями Ti и Yb, но точки их состава лежат в стороне от «тренда плавления» абиссальных перидотитов, что доказывает их не реститовый генезис. Петрографические наблюдения подтверждают кристаллизацию клинопироксена из расплава во всех типах перидотитов тр. Удачная.

5.5. Образование кратонных перидотитов. Гранаты с содержанием хрома > 4 вес.% не могут образоваться в результате кристаллизации из ультраосновного расплава или частичного плавления перидотитов, равновесных с ультраосновным расплавом. Это следует из содержания хрома в расплаве и KDcr для граната [Tronnes et al., 1992; Putirka, 1998] и подтверждено экспериментальными работами [Canil and Wei, 1992; Walter, 1998]. Кроме того, в гранатах такого генезиса следует ожидать положительную корреляцию между совместимыми элементами - хромом и иттербием, что не наблюдается ни в одной из рассматриваемых групп пород. Формирование высокохромистого граната, вероятно, могло происходить в соответствии с реакцией: ортопироксен +шпинель ? гранат+оливин [Stachel et.al., 1998]. Тогда гранат наследует хром от шпинели, которая имеет высокий коэффициент распределения хрома, а Yb - от ортопироксена, для которого это - несовместимый элемент. Это объясняет наблюдаемые отрицательные корреляции между хромом и иттербием в гранатах зернистых перидотитов с «деплетированным» типом распределения REE, который также наследуется от ортопироксена. Присутствие высокохромистых гранатов во всех типах перидотитов свидетельствует, что для всех них протолитом были породы оливин-ортопироксен-шпинелевого состава. Большая часть пород, по-видимому, представляет собой реститы, так как минералы имеют «мантийные» изотопные отношения кислорода. В работе [Burgess et al., 2004] было показано, что «нормальный» тип распределения REE в гранатах деформированных перидотитов появляется в результате их взаимодействия с просачивающимися снизу астеносферными расплавами. Этот процесс приводит к изменению и состава петрогенных элементов, в частности, к снижению в гранатах хрома. Часть гранатов деформированных перидотитов геохимически подобна гранатам мегакристной ассоциации, кристаллизующейся из этих расплавов. «Синусоидальное» распределение REE в гранатах выше расположенных пород может быть обусловлено либо взаимодействием с эволюционировавшими астеносферными расплавами [Burgess et al., 2004], либо отражать диффузионный характер взаимодействия с расплавами. Влияние астеносферных расплавов значительно на глубинах, соответствующих интервалу давлений ~48-60 кбар. Здесь широко развиты зернистые перидотиты с большим количеством явно кристаллизовавшихся из расплава гранатов и клинопироксенов и оливиновые гранатовые пироксениты. Их гранаты имеют «нормальное» распределение REE. Эти породы не могут быть субдуцированными кумулятивными членами океанической коры, так как их минералы характеризуются «мантийными» изотопными отношениями кислорода.

В малоглубинных зернистых перидотитах с «деплетированным» спектром REE влияние астеносферных расплавов, очевидно, минимально или совсем отсутствует. Тем не менее, в этих породах присутствуют клинопироксены, петрографические и геохимические особенности которых указывают на их кристаллизацию из расплава. Для этих пород характерно также повышенное количество ортопироксена, что свидетельствует об их преобразовании высококремниевыми расплавами в соответствии с реакцией Ol+ L1 ?Opx+ L2. Этот процесс детально изучен в гарцбургитах Сарамтинского массива, которые по составу, возрасту и, по-видимому, условиям и механизмам формирования подобны зернистым перидотитам.

Высокая магнезиальность оливина в зернистых шпинелевых и гранатовых перидотитах предполагает высокие степени плавления и комплементарность к коматиитам Munro-типа. При таких степенях плавления в шпинелевой фации должна быть очень высокохромистая шпинель. В шпинелевых перидотитах хромистость шпинели низкая для магнезиальности оливина 0,928-0,930. Это может быть обусловлено началом плавления в гранатовой фации. В то же время, для образования высокохромистых гранатов необходима шпинель в протолите. Поэтому оптимальным представляется начало плавления при давлении ~ 40 кбар. Если архейская мантия имела более высокие температуры, чем современная, то оно могло происходить в спрединговых центрах, как в современных океанах [Keleman et al., 1998]. Arndt [Arndt et al., 2009] считает, что более вероятным является плавление в горячих мантийных плюмах, которые подходят к основанию океанического плато или обычной океанической литосферы. Формирование континентальной коры в архее, как и в фанерозое, проходило в субдукционных зонах на окраинах растущего континента. Поэтому некоторые исследователи предполагают [Pearson and Wittig, 2008], что образование кратонных перидотитов могло проходить в надсубдукционных зонах. В любом случае при формировании кратонов океаническая литосферная мантия должна была взаимодействовать с высококремниевыми расплавами в надсубдукционных зонах, что и привело к обогащению пород ортопироксеном и появлению клинопироксена. При погружении пород из ортопироксена и шпинели образовался гранат.

Деформированные перидотиты характеризуются низкой магнезиальностью оливина. Они могли образоваться при плавлении в шпинелевой фации в зонах спрединга срединно-океанических хребтов. В этих породах фиксируется существенное влияние астеносферных расплавов, что скрывает следы взаимодействия с островодужными расплавами, которое должны были испытать перидотиты при попадании в надсубдукционную зону.

Таким образом, кратонная литосферная мантия формировалась как океаническая, а затем подверглась рефертилизации сначала в надсубдукционных зонах, затем астеносферными расплавами.

Заключение

Проведенное исследование и обобщение имеющейся геологической, геохимической и петрологической информации о надсубдукционных перидотитах позволило установить, что два процесса ответственны за их формирование. Один из них - декомпрессионное плавление астеносферной мантии в надсубдукционных зонах спрединга. Присутствие воды обеспечивает более высокие степени плавления, которые не реализуются в зонах спрединга срединно-океанических хребтов. Последовательное плавление приводит к формированию реститов в начале с геохимическими характеристиками абиссальных, затем – надсубдукционных перидотитов. Комплементарными к ним являются N-MOR-подобные базальты, IAT и бониниты. Второй процесс – взаимодействие надсубдукционной литосферной мантии с просачивающимися через нее расплавами, образующимися при частичном плавлении метаосадков и метабазальтов субдуцирующей океанической коры. Выявлены геологические и геохимические признаки этого взаимодействия. На ранних стадиях развития островных дуг взаимодействие с бонинитами приводит к формированию дунитов с ортопироксенитовыми дайками, на поздних – к уменьшению деплетированности гарцбургитов. В результате обоих процессов образуются специфические геохимические характеристики надсубдукционных перидотитов, отличающие их от абиссальных перидотитов срединно-океанических хребтов.

Таким образом, в надсубдукционных зонах происходит формирование особого типа океанической литосферной мантии и начинается процесс ее превращения в кратонную.

Основные работы по теме диссертации:

1. Глазунов О.М., Горнова М.А., Татаринов А.В. Гранатовые пироксениты Восточного Саяна // Геология и геофизика. – 1984.- № 7.- С. 74-84.

2. Горнова М.А., Глазунов О.М. Мантийные перидотиты и пироксениты Сарамтинского массива в докембрийском гранулит-гнейсовом комплексе Шарыжалгая // Геология и геофизика, 1999.- Т. 40.- № 7. -С. 1003- 1015

3. Gornova M.A., Petrova Z.I. Mantle peridotites of granulite-gneiss complex as fragments of Archean (?) ophiolites (Baikal region) // Ofioliti.- 1999.- V. 24. - N 2. p.223- 240.

4. Соловьева Л.В. Горнова М.А., Ложкин В.И.Редкие земли в ксенолитах пироксенитов и базитовых гранулитов из кимберлитовых трубок Удачная и Обнаженная, Якутия // Доклады РАН.- 2000.- Т.373. - № 4. -С.532- 535.

5. Горнова М.А, Цыпуков М.Ю., Сандимирова Г.П., Смирнова Е.В. Плавлениe докембрийской мантии: геохимический анализ реститовых перидотитов периферийных блоков Сибирской платформы // Доклады АН. – 2001.- Т. 378. - № 3. - С. 383 -386.

6. Соловьева Л.В, Горнова М. А. Геохимические прототипы базитовых гранулитов из кимберлитов Якутии // Доклады АН. -2001. -Т.376.- № 6. -С. 804 – 806.

7. Горнова М.А, Цыпуков М.Ю. Формирование докембрийской литосферной мантии окраины Сибирской платформы // Проблемы геологии континентов и океанов. Изд-во “Кордис”, Магадан. - 2001. - С.126-139.

8. Соловьева Л.В., Горнова М.А., Маркова Е.М. Ложкин В.И. Геохимическая идентификация гранулитов из ксенолитов в кимберлитах Якутии // Геохимия.- 2004. - № 3. - С. 270-287.

9. Соловьева Л. В., Горнова М.А, Егоров К. Н., Смирнова Е.В. Распределение REE и HFSE в породах и минералах из ксенолитов зернистых перидотитов в кимберлитовой трубке Удачная // Доклады АН. – 2004. - Т.395.- № 6. - С. 812-817.


загрузка...