Russian Federation
Russian Federation
The study on lherzolites of the North Kraka massif, which is part of the largest (more than 900 km2) lherzolite allochthon (composed of island-arc and oceanic complexes thrusted from the eastern slope of the Urals onto bathyal and shelf deposits of the passive continental margin of the East European Platform), contains REE ID-ICP-MS, 86Sr/87Sr and 147Sm-143Nd ID-TIMS results indicating melting of the already depleted protolith, which can be identified as a mantle source with parameters similar to MORB. Comparison of the currently available geochemical and geochronological signatures of the Kraka massifs with the similar materials from Central and Western Europe allows to correlate the structures of Timanides with Cadomids formed as a result of this folding phase, which ultimately, based on global reconstructions of the continents for the end of the Proterozoic, authorize the hypothesis of the Cadomian orogen existence on the periphery of Gondwana.
lherzolite from the Kraka massif (Southern Urals), REE ID-ICP-MS, Sr-Nd ID-TIMS isotope systematics, Cadomian orogen
Введение
В соответствии с имеющимися представлениями, лерцолит (Iherzolite, Lherzolith, Iherzolite, lerzolita), именуемый от названия р. Эр (Hers), или Лер (Lherz), протекающей во французских Пиренеях, является крупнокристаллической глубинной магматической горной породой ультраосновного состава нормального ряда из семейства перидотитов, сложенной оливином (от 40 до 90 % массы породы), ромбическим (10–50 %) и моноклинным (10–50 %) пироксенами, с примесью роговой обманки (до 5 %). Лерцолиты широко распространены по земному шару, в том числе в ассоциации с другими ультраосновными породами в складчатых областях, характеризуя основной компонент литосферы ниже раздела Мохоровичича, в свою очередь маркирующего нижнюю границу земной коры и мантии соответственно. При этом наиболее существенные знания и свидетельства о принадлежности лерцолитов к глубинным зонам подконтинентальной мантии и декомпрессионном перемещении их из области высоких давлений в нижнюю кору были получены при исследованиях детально изученных массивов западного Средиземноморья [1, 2]. Тем не менее многие из типовых особенностей (ассоциация с нижнекоровыми гранулитами, высокотемпературные пластические деформации, присутствие высокобарических гранат-пироксеновых обособлений и др.), выявленных при изучении массивов Бени–Бушера (Beni Bouchera, Марокко) и Ронда (Ronda, Испания), обнаруживаются в лерцолитовых массивах и других орогенных поясов. К этому формационному типу, помимо массивов Лерц (Lherz) и других Северо-Пиренейской зоны, Финеро (Finero) и Ланцо (Lanzo) в Западных Альпах [1, 2], принадлежат гранатовые перидотиты Западного гнейсового региона Норвегии [2].
Что касается Уральского складчатого пояса, то подобными объектами можно считать массивы Крака (рис. 1), расположенные на западном склоне Южного Урала. Первые геологические исследования в пределах массивов проводились в 60-х гг. XIX в. и были направлены на поиски и разработку хромитовых месторождений. Результаты этих работ сохранились фрагментарно. Следующий этап изучения, начавшийся в 1930-х гг. (в результате чего было открыто большинство из известных хромитовых проявлений и месторождений) и продолжающийся до настоящего времени, связан с многочисленным списком имен, а количество публикаций по массивам Крака, к примеру, на сайте elibrary.ru, достигает 1252. Тем не менее возраст, генетическая сторона и геодинамическая позиция массивов до сих пор являются предметом споров и разночтения. В общепринятых представлениях по комплексу геологических и минералого-геохимических данных образование массивов Крака связывается с верхней мантией либо в рамках континентально-рифтогенной структуры [3], либо пассивной континентальной окраины [4].
Фокусируясь на изученности массивов Крака методами изотопной геологии, которые, как известно, дают возможность получать информацию о возрасте, разнообразных аспектах эволюции нашей планеты, ее ранней аккреции; формировании коры, дифференциации мантии, эволюции системы кора-мантия, генетических аспектах и т.д., следует отметить более чем ограниченный объем этих исследований [5–7], в связи с чем актуальность настоящей работы не вызывает сомнений.
Геологическое положение и краткое описание строения Кракинского аллохтона и массивов Крака
Согласно имеющимся представлениям [8], Уральский складчатый пояс состоит из нескольких литотектонических зон (Предуральский краевой прогиб, Западно-Уральская, Центрально-Уральская, зона Главного Уральского разлома, Тагило-Магнитогорская и Восточно-Уральская), сменяющих друг друга в направлении от восточной окраины Восточно-Европейской платформы до мезозойского осадочного чехла Западно-Сибирской платформы, перекрывающего восточную часть складчатого пояса.
Массивы Северный, Средний и Южный Крака (рис. 1) представляют собой расчлененный аллохтон и расположены в северной, осевой части крупной синформной тектонической структуры (длина ~300 км, ширина до 50 км) – Зилаирского синклинория, который, в свою очередь, на северо-западе граничит с Башкирским антиклинорием, сложенным рифейскими толщами. Южная часть Зилаирского синклинория надвинута на Предуральский краевой прогиб, выполненный позднепалеозойскими отложениями. На востоке Зилаирский синклинорий контактирует с Уралтауским поднятием метаморфических толщ.
Породы, подстилающие ультрамафиты массивов Крака, представлены терригенно-кремнистыми, карбонатными и вулканогенными толщами с возрастным диапазоном ранний карбон–ранний ордовик и относятся к двум фациальным комплексам – шельфовому и батиальному. Массивы разделены и подстилаются серпентинитовым меланжем с блоками преимущественно эффузивов основного состава. Ультрамафиты представлены гарцбургит-шпинель-лерцолитовыми сериями с разным соотношением лерцолитов и гарцбургитов и подчиненными им амфиболовыми и плагиоклазовыми разностями, а также дунитами и пироксенитами, включая гранатсодержащие. Контакты с вмещающими породами тектонические и сложены преимущественно хризотил-лизардитовыми серпентинитами. Структура пород порфирокластическая и представлена порфирокластами ортопироксена (размером до 8 мм), оливина, клинопироксена (в лерцолитах) и хромшпинели (все до 2–3 мм) и окружающим их мелкозернистым (0.n–0.0n мм) агрегатом необластов этих же минералов и амфибола. Плагиоклаз развит в основном вокруг хромшпинели. Контакты между лерцолитами и гарцбургитами постепенные, свидетельствующие об их принадлежности к единому комплексу с разной степенью частичного плавления.
Существует мнение [3, 4], что на Южном Урале к лерцолитовому типу, помимо Крака, относятся также массивы Нурали и Миндяк [6, 9].
Материалы и методы
В рамках настоящей работы использовались образцы шпинелевых лерцолитов 7511 и 7470-7, наименее истощенных из известных на Урале [7], отобранные в северной части массива Северный Крака (рис. 1, c, позиция 2, обрамленная кружком).
Химические и модальные составы (мас. %): образец 7511. SiO2=46.02; TiO2=0.14; V2O3=0.001; Al2О3=3.35; Cr2O3=0.47; FeO*=6.98; MnO=0.12; MgO=40.21; NiO=0.28; CaO=2.71; Na2О=0.07; К2О=0.01. Минеральный состав: Cpx=10; Opx=28; Ol=57. Образец 7470-7. SiO2=46.23; TiO2=0.05; V2O3=0.01; Al2О3= 2.21; Cr2O3=0.45; FeO*=7.49; MnO=0.12; MgO=41.51; NiO=0.12; CaO=1.94; Na2О=0.02; К2О=0,01. Минеральный состав: Cpx=8; Opx=32; Ol=60.
Изученные разности сложены шпинелевыми лерцолитами, испытавшими последовательные этапы высокотемпературных пластических и хрупких деформаций. Первые выражены в форме волнистого погасания оливинов и орто- и клинопироксенов, а также изгиба линий спайности и пластинчатых ламелей распада. Хрупкие деформации привели к формированию ясно представленной порфирокластической структуры. Размеры порфирокластов достигают 3 мм в ортопироксене, 2 мм в клинопироксене и 1.5 мм в хромшпинели. В ходе хрупких деформаций оливин, как наименее устойчивый минерал, дробился сильнее: максимальный размер его порфирокластов не превышает 0.7 мм. Ламели распада в порфирокластах ортопироксена сложены клинопироксеном, в порфирокластах клинопироксена – ортопироксеном.
Необласты являются продуктом дробления и перекристаллизации порфирокластов и представлены тонким агрегатом гранобластовых зерен орто- и клинопироксенов, оливина и хромшпинели без признаков пластических деформаций. Размер зерен необластов на 1–2 порядка меньше размера порфирокластов, что свидетельствует, вероятно, о высокой скорости хрупких деформаций.
Пробоподготовка
Образец лерцолита 7470-7 (порода в целом) подвергался стандартной процедуре дробления и пробоподготовки для аналитических процедур.
Для пробы 7511 измельченный препарат просеивали через сита 350 и 250 мкм для предварительного выделения Opx, а также Cpx, после чего соответствующие концентраты чистили ультразвуком в тридистиллированной воде. После магнитной сепарации минеральные зерна Opx и Cpx отбирали вручную с помощью бинокулярного микроскопа. Далее каждая из монофракций была разделена на две части: первая, а также порода, была последовательно подвергнута кислотному выщелачиванию (Acid Leaching, AL) с помощью кислот: 5M HCl при температуре 125 °C в течение ~8 ч, далее в горячей (100 °C) 7M HNO3 для растворения осадка, и, наконец, на финише осуществляли промывку тридистиллированной водой. Вторая часть минералов и породы не подвергалась воздействию кислотами.
Весовые соотношения в результате пробоподготовки образца лерцолита 7511 приведены в табл. 1. Более подробные сведения об AL процедурах, примененных в том числе для лерцолитов массива Ронда (Испания), можно обнаружить в статье [10].
Аналитические процедуры
Определение содержаний REE в лерцолите выполнялось масс-спектрометрическим методом изотопного разбавления (ID) с применением кислотного разложения смеси исходного образца со смешанным трассером 138La+142Ce+ 145Nd+149Sm+153Eu+157Gd+161Dy+168Er+171Yb+176Lu, ионообменной хроматографии и последующего анализа с помощью секторного (SF) масс-спектрометра (HR/ICP-MS) Element2. Контроль точности и воспроизводимости измерений концентраций REE осуществлялся путем анализа стандартного образца перидотита PCC-1. Детали аналитических процедур описаны в [11].
Анализ концентраций Rb, Sr, Sm, Nd и отношений 87Sr/86Sr, 147Sm/144Nd, 143Nd/144Nd осуществляли масс-спектрометрическим методом изотопного разбавления (ID), предусматривающим кислотное разложение смеси исходного образца со смешанными спайками 85Rb+84Sr, 149Sm+150Nd, ионообменную хроматографию и последующий анализ результирующих реагентов с помощью мультиколлекторного твердофазного анализатора Triton (TIMS) в статическом режиме. Для оптимизации параметров изотопного разбавления производили предварительное измерение содержаний Rb, Sr, Sm и Nd методом HR/ICP-MS. Более подробное описание аналитических процедур приведено в [12].
Контроль точности и воспроизводимости измерений концентраций Sm (6.535±0.032, MSWD=1.4), Nd (28.55±0.17, MSWD=1.6), отношений 87Sr/86Sr (0.710242±0.000026, MSWD=0.98, n=88), (0.70800±0.00002, MSWD=0.85, n=84), 147Sm/144Nd (0.13820±0.00024, MSWD=1.07), 143Nd/144Nd (0.512638±0.000009, MSWD=0.97), (0.511856±0.000005, MSWD=0.67, n=51) проводили путем анализа стандартов BCR-2 USGS, Eimer & Amend, SRM-987, La Jolla соответственно.
Результаты и их обсуждение
Спектры распределения REE шпинелевых лерцолитов Cеверного Крака в координатах «элемент – CWr/CCh», где CWr, CCh – концентрации элементов в породе в целом и хондрите соответственно, показаны на рис. 3, из которого следует, что изученные образцы характеризуются обеднением цериевой части лантаноидов. Аномалий Ce и Eu не выявлено. Существует мнение [2], что такая форма распределения REE отражает процесс дифференциации вещества мантийного источника, обедненного легкими REE.
Для сравнения на этот же график нанесены спектры распределения РЗЭ орогенных лерцолитов восточных Пиреней, Lherz, Freychinede, Pic Couder, Porteteny, Sem, Bestiac [13], а также аналогичных пород из массивов Миндяк и Нурали, Южный Урал [14].
87Sr/86Sr и 147Sm-143Nd изотопные ограничения
Результаты изучения 87Sr/86Sr и 147Sm-143Nd изотопных систем в шпинелевых лерцолитах 7511 и 7470-7 массива Северный Крака приведены в табл. 2, а графическая интерпретация этих данных представлена на рис. 4–6.
Размах осцилляции концентраций Sm, Nd в изученном образце породы в целом 7511, ортопироксене и клинопироксене, не подвергнутых кислотному выщелачиванию, определяется интервалами 0.149–0.227 ppm и 0.516–0.448 ppm соответственно, диапазоны наблюдаемых атомных отношений 147Sm/144Nd, 143Nd/144Nd идентифицируются значениями 0.1745–0.3058, 0.513014–0.513479 (или +7.4...+16.4 в единицах εNd). Аналогичные параметры для разностей, испытавших воздействие кислот, демонстрируют сравнительное обогащение величин Sm, Nd [ppm], 147Sm/144Nd, 143Nd/144Nd от 1.40, 0.80, 1.13, 1.0002 до 1.68, 1.49, 1.75, 1.0011 соответственно (табл. 2), что значительно увеличивает «растяжку» положения фигуративных точек по осям координат эволюционной диаграммы (рис. 5). Использование программного обеспечения Isoplot/Ex ver. 3,6 [21] для 147Sm-143Nd и 143Nd/144Nd изотопных сигнатур Wr, Opx, Cpx позволяет выявить эррохронную зависимость (MSWD=2.6), определяющую возраст 542±33 млн лет. Единообразные расчеты для WrAL, OpxAL, CpxAL, *CpxAL (дубликат для оценки воспроизводимости) диагносцируют наличие изохроны (MSWD=0.85, York’s model I [21]) с возрастом 545±26 млн лет и высоким значением инициального отношения (143Nd/144Nd)0=0.512390±0.000054 (рис. 5), соответствующим в рамках представлений относительно модельных резервуаров величине εNd=+8.9. Примечательно положение фигуративной точки DM (depleted mantle) на диаграмме (рис. 5), практически удовлетворяющее линии регрессии/изохроне с тангенсом угла наклона 0.00357 (соответствующей возрасту 545 млн лет) и разницей между значениями величин ординат между 143Nd/144NdDM и 143Nd/144Nd(545) всего лишь 0.000007 (абс.), менее чем полученные ±2σ погрешности (табл. 2).
Содержания Sm, Nd [ppm], значения 147Sm-143Nd и 143Nd/144Nd в образце 7511 породы в целом 0.520, 1.00, 0.3136, 0.513490 значимо выше, в сравнении с лерцолитом 7511, тогда как величины 87Sr/86Sr для обеих проб практически тождественны (коэффициент вариации 0.0012 %).
Регрессионные параметры аппроксимирующей линии на графике в координатах 147Sm/144Nd ‒ 143Nd/143Nd (рис. 4) приведены в табл. 3-4.
Возрастные ограничения
В соответствии с ранними представлениями 1960-х гг., приведенными в объяснительной записке к государственной геологической карте РФ масштаба 1 : 200 000 (издание второе, серия Южно-Уральская, лист N-40-XXII, «Тукан»; http://geo.mfvsegei.ru/200k/Zap/Zap_N-40-XXII.pdf), возраст массивов Крака трактуется в широком диапазоне – от докембрийского до послераннекаменноугольного, тем не менее авторами по непонятной причине принят силурийский возраст (νσ, σ, Συν Ok).
В более современных работах [5, 6] на основании U-Pb SHRIMP-II датирования цирконов, выделенных из массива Узянского Крака (рис. 1, с, позиция 2), выявлен еще более широкий диапазон 206Pb/238U возрастов, превышающий 1800 млн лет (от PR3 до J1), а именно от 2037±20 млн лет (цирконы лерцолита) до 196±4 млн лет (цирконы дунита). Анализируя полученную U-Pb SHRIMP-II возрастную сигнатуру, авторы выделяют три этапа (NP3, D2–O3 и J1–C1), делая вывод о том, что цирконы из лерцолита, гранатового пироксенита и дунита массива Узянского Крака представляют полигенно-полихронное сообщество, сосуществующие разновидности которого определяются длительностью эволюции пород, их прогрессивными–регрессивными изменениями. При этом постулируется отчетливая преемственность между всеми выделенными типами цирконов из лерцолита, гранатового пироксенита и дунита массива Узянский Крака. Интерпретируя полученные U-Pb SHRIMP-II результаты, авторы полагают, что исходные лерцолиты с минимальным возрастом 2037 млн лет испытывали термальные воздействия, обусловленные пульсационным функционированием мантийных плюмов, на протяжении всей позднедокембрийской рифтогенной предыстории Урала.
Сравнивая 147Sm-143Nd AL id-tims данные (545±26 млн лет, MSWD=0.85), полученные нами в [7], с результатами U-Pb SHRIMP-II датирования цирконов, выделенных из массива Узянского Крака, можно отметить удовлетворительное совпадение вычисленных возрастов, поскольку основной, статистически обоснованный (n=7) объединительный кластер, соответствующий фигуративным точкам кратеров (3, 11.3, 9, 11.2, 5, 6, 7.2) цирконов лерцолита К55 [6, табл. 2], определяет U-Pb конкордантный возраст 536.8±4.6 Ma (2σ), MSWD=1.17.
К выводам о наличии кадомского этапа орогенеза в эволюции Миндякского массива (считающегося, по мнению некоторых геологов, аналогом Крака, но локализованного северо-восточнее, в зоне Главного Уральского глубинного разлома) пришли и авторы работы [14], изучая соответствующие породы 147Sm-143Nd и Re-Os методами изотопной геологии.
Здесь следует отметить, что целесообразность аналитических приемов, реализованных при изучении Re-Os изотопной систематики пород Миндякского массива, вызывает определенные сомнения. Это наглядно демонстрируют результаты повторного анализа образца My-35 (n=11, табл. 3, [14]), которые позволяют оценить величины коэффициентов вариации концентраций Re, Os и отношений 187Re/188Os, 187Os/188Os, равные 28.8, 24.8, 66.6 и 56.7 % соответственно. По нашему опыту, а также имеющимся литературным данным, применение метода низкотемпературного кислотного разложения в случае таких пород, как пироксениты, вряд ли оправдано. Метрологически более обоснованными выглядят 147Sm-143Nd id-tims данные для габбро и диоритов Миндякского массива, для которых получена изохронная зависимость (MSWD=0,90), определяющая возраст 540±18 млн лет и (143Nd/144Nd)0=0.512263±0.000024 [14]. Результатом исследований, проведенных методами изотопной геологии, является вывод о том, что Миндякский лерцолитовый массив может быть «первой находкой неопротерозойской кадомской дуги на Южном Урале» [14].
Таким образом, резюмируя сведения относительно возрастных ограничений в рамках данного раздела, можно полагать, что совпадение U-Pb SHRIMP-II цирконовых датировок и 147Sm-143Nd AL id-tims данных в интервале 590–540 млн лет в главных породных ассоциациях массива Узянский и шпинелевом лерцолите Северного Крака со всей определенностью свидетельствует о формировании стратифицированного разреза массивов Крака до открытия Уральского палеоокеана.
Итоговые сведения об изученности массивов Крака методами изотопной геологии, выполненные к настоящему времени, приведены в табл. 5.
Генетические ограничения
В соответствии с имеющимися представлениями (например, [23] и др.), орогенные лерцолиты часто интерпретируются как фрагменты континентальной литосферной мантии, тектонически внедренные в земную кору. Рассматриваемая модель находит подтверждение для цирконов лерцолитов Узянского Крака (рис. 1, с, позиция 2) на основании анализа дискриминационных диаграмм в координатах Yb-U, Hf-U/Yb, Y-U/Th [5], позволяющих, как известно, с большой долей вероятности дифференцировать циркон континентального и океанического происхождения. В выводах этой работы постулируется, что фигуративные точки цирконов всех возрастных кластеров (диапазон от 2037 до 196 млн лет) в лерцолитах, гранатовых пироксенитах и серпентинитах Узянского Крака на упомянутых выше диаграммах соответствуют полю вещества континентального генезиса, что не противоречит в целом представлениям о формировании этих пород при рифтовом растяжении континентальной литосферы [5, 6].
Альтернативная гипотеза о происхождении орогенных лерцолитов из океанической коры была предложена авторами в работе [24], полагающими, что орогенные лерцолиты представляют собой подтип офиолитов, отличающийся от распространенного гарцбургитового более тонким разрезом коры и непосредственным контактом с метаморфизованной континентальной корой. По мнению, изложенному в [24], орогенные лерцолиты могут быть связаны с трансформными разломами или очень медленно эволюционирующими спрединговыми центрами, где литосферный фронт проникает на расстоянии первых десятков километров в нижележащую мантию.
Полученные REE данные, 87Sr/86Sr и 147Sm-143Nd изотопная систематика шпинелевых лерцолитов массива Северный Крака, позволяют идентифицировать генетическую принадлежность изученного вещества. Об этом свидетельствует наблюдаемая корреляционная зависимость 87Sr/86Sr – 143Nd/144Nd (в частности, особенность положения соответствующей фигуративной точки по оси 87Sr/87Sr, II квадрант графика, рис. 5), что вместе со спецификой спектра распределения REE (рис. 3) не противоречит гипотезе о происхождении, предполагающем плавление уже истощенного протолита, который можно идентифицировать как мантийный источник, с параметрами, подобными MORB.
Другим аргументом в пользу изложенного в предыдущем абзаце является позиция фигуративной точки DM на графике Николайсена (рис. 4), поскольку изотопный состав Sm и Nd в рамках наблюдаемых погрешностей практически точно (Δ=0.0014 %) соответствует параметрам линии регрессии (slope 0.00357, табл. 3, 4). Иными словами, эволюционные параметры 147Sm-143Nd деплетированного резервуара DM тождественны изотопному составу Sm и Nd изученного вещества.
Другой особенностью изученных разностей является наличие корреляции между современным изотопным составом Sr-Nd и степенью истощения этих пород легкоплавкими компонентами. Эта взаимосвязь проиллюстрирована на рис. 6 в виде положительной корреляции между соотношением 143Nd/144Nd и содержанием Al2O3 для перидотитов из Западных Альп (Balmuccia и Lanzo), Восточных Пиреней и массива Северный Крака. Аналогичная, но относительно менее выраженная картина характеризует комплементарную взаимосвязь между 87Sr/86Sr и Al2O3.
Геодинамические следствия
Полученный 147Sm-143Nd AL ID-TMS изохронный возраст 545±26 млн лет для шпинелевых лерцолитов массива Северный Крака в сочетании с имеющимся комплексом геологических и геохимических данных позволяет с большой вероятностью утверждать [4, 7, 14] о проявлении поздневендской фазы (эпохи) складчатости и орогенеза на Урале в интервале 620–540 млн лет, ответственной за образование тиманид. Сравнение этих данных с материалами по геологии Центральной и Западной Европы дает возможность коррелировать образованные в результате этой фазы складчатости структуры тиманид с кадомидами (https://ru.wikibrief.org/wiki/Cadomian_Orogeny). Глобальные реконструкции континентов для конца протерозоя санкционируют выдвижение гипотезы о существовании кадомского орогена на периферии Гондваны (рис. 7).
Согласно имеющимся палеомагнитным построениям [27], Восточно-Европейский и Сибирский континенты располагались в южном полушарии, напротив кадомской Перигондваны, тем не менее на существенном удалении от нее. Вместе с тем Палеоурал, Палеотаймыр и Перигондванские кадомиды находились, согласно этим же данным, на очень близких широтах [4]. Имея в виду, что палеомагнитные данные не позволяют однозначно определить палеодолготу, можно откорректировать реконструкцию [27] таким образом, чтобы полагать, что Палеоурал, Палеотаймыр и Перигондванские кадомиды представляли компактный, более крупный ороген в составе следующего после Родинии суперконтинента Паннотия.
Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов.
1. Bodinier, J-L. Geochemistry and petrogenesis of the Lanzo peridotite body, Western Alps / J-L. Bodinier // Tectonophysics. - 1988. – 149. - P. 67–88.
2. Bodinier, J-L. Orogenic, ophiolitic, and abyssal peridotites / J-L. Bodinier, M. Godard // Treatise on Geochemistry. – 2007. – P. 1–73. doihttps://doi.org/10.1016/b0-08-043751-6/02004-1.
3. Saveliev, D. E. Accessory Cr-spinel from peridotite massifs of the South Urals: morphology, composition and origin / D. E. Saveliev, V. V. Shilovskikh, D. K. Makatov, R. A. Gataullin // Mineralogy and Petrology. – 2022. – 116. – P. 401–427.
4. Puchkov, V. N. Paleogeodinamika Yuzhnogo i Srednego Urala [Paleogeodynamics of the Southern and Middle Urals] / V. N. Puchkov. – Ufa : Dauria, 2000. – 146 p.
5. Anikina, E. V. Izotopno-geokhimicheskaya sistematika tsirkona iz ul’trabazitov massiva Uzyanskiy Kraka [Isotope-geochemical systematics of zircon from ultramafic rocks of the Uzyansky Kraka massif] / E. V. Anikina, I. A. Rusin, A. I. Rusin, A. A. Krasnobaev // Proceedings of the Institute of Geology and Geochemistry named after academician A. N. Zavaritskiy. – 2014. – № 161. – P. 158–166.
6. Krasnobaev, A. A. Tsirkony, tsirkonovaya geokhronologiya i voprosy petrogenezisa lertsolitovykh massivov Yuzhnogo Urala [Zircons, zircon geochronology and issues of petrogenesis of lherzolite massifs of the Southern Urals] / A. A. Krasnobayev, A. I. Rusin, I. A. Rusin, S. V. Busharina // Geokhimiya [Geochemistry]. – 2011. – Vol. 5. – P. 506–522.
7. Ronkin, Yu. L. Spinel lherzolite of the Northern Kraka massif (Southern Urals): The first REE ID‒ICP‒MS, 87Sr‒86Sr, and 147Sm‒143Nd AL ID-TIMS isotope constraints // Yu. L. Ronkin, I. S. Chashchukhin, V. N. Puchkov // Dokl. Earth Sc. – 2023. – https://doi.org/10.1134/S1028334X23602365.
8. Puchkov, V. N. Structure and geodynamics of the Uralian orogen. In: Orogeny Through Time. Geological Society, London, Special Publication / Ed. J.-P. Burg and M. Ford. – 1997. – № 121 (1). – P. 201–236. DOI:https://doi.org/10.1144/gsl.sp.1997.121.01.09.
9. Denisova, E. A. Stroyeniye i deformatsionnyye struktury ofiolitovykh massivov s lertsolitovym tipom razreza [Structure and deformation structures of ophiolite massifs with lherzolite type of section] // Geotektonika [Geotectonics]. – 1990. – № 2. – P. 14–27.
10. Garrido, C. J. Incompatible trace element partitioning and residence in anhydrous spinel peridotites and websterites from the Ronda orogenic peridotite / C. J. Garrido, J-L. Bodinier, O. Alard // Earth and Planetary Science Letters. – 2000. – 181(3). – P. 341–358. DOI:https://doi.org/10.1016/s0012- 821x(00)00201-6.
11. Ronkin, Yu. L. Opredeleniye ul’tramalykh soderzhaniy REE v geologicheskikh obraztsakh ID-SF-HR/ICP-MS metodom : na primere standartnykh obraztsov dunita i peridotita [Determination of ultra-low REE contents in geological samples by the ID-SF-HR/ICP-MS method : using the example of standard samples of dunite and peridotite] / Yu. L. Ronkin, D. Z. Zhuravlev, O. P. Lepikhina, G. A. Lepikhina // Information Collection of Scientific Works. Institute of Geology and Geochemistry. – Ekaterinburg, 2008. – P. 409–420.
12. Ronkin, Yu. L. The first 147Sm–143Nd data on rocks from the 6925.2- to 8250-m interval of the SG-7 superdeep borehole (West Siberian oil-and-gas province) / Yu. L. Ronkin, T. V. Karaseva, A. V. Maslov // Dokl. Earth Sc. – 2021. – 496. – P. 130–134. – https://doi.org/10.1134/S1028334X2102015X.
13. Bodinier, J-L. Geochemistry and petrogenesis of Eastern Pyrenean peridotites / J-L. Bodinier, C. Dupuy, J. Dostal // Geochimica et Cosmochimica Acta. – 1988. – 52 (12). – P. 2893–2907. – doi:https://doi.org/10.1016/0016-7037(88)90156-1.
14. Tessalina, S. G. Complex Proterozoic to Paleozoic history of the upper mantle recorded in the Urals lherzolite massifs by Re-Os and Sm-Nd systematics / S. G. Tessalina, B. Bourdon, A. Gannoun, F. Capmas, J.-L. Birck, C.J. Allègre // Chemical Geology. – 2007. – 240(1–2). – P. 61–84. – doi:https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2007.02.006.
15. Bodinier, J-L. Distribution des terres rares dans les massifs lherzolitiques de Lanzo et de l’Arie`ge. PhD Thesis, Montpellier, France. – 1989. – 177 p.
16. Bodinier, J-L. Continental to oceanic mantle transition – REE and Sr-Nd isotopic geochemistry of the Lanzo lherzolite massif. Orogenic lherzolites and mantle processes / J-L. Bodinier, M. A. Menzies, M. Thirlwall // Journal of Petrology. – 1991. – 20. – P. 191–210.
17. Voshage, H. Isotopic constraints on the origin of ultramafic and mafic dikes in the Balmuccia peridotite (Ivrea Zone) / H. Voshage, S. Sinigoi, M. Mazzucchelli, G. Demarchi, G. Rivalenti [et al.] // Contributions to Mineralogy and Petrology. – 1988. – 100. – P. 261–267.
18. Bodinier, J-L. REE and Sr-Nd isotopic geochemistry of Eastern Pyrenean peridotite massifs: sub-continental lithospheric mantle modified by continental magmatism / J-L. Bodinier, H. Downes, M. F. Thirlwall, J.-P. Lorand, J. Fabries // Journal of Petrology. – 1991. – P. 97–115. – DOI:https://doi.org/10.1093/petrology/special_volume.2.97.
19. McPherson, E. Geochemistry of silicate melt metasomatism in Alpine peridotite massifs. PhD thesis. – London : University of London, 1994.
20. McPherson, E. Geochemistry of metasomatism adjacent to amphibole-bearing veins in the Lherz peridotite massif / E. McPherson, M. F. Thirlwall, I. J. Parkinson, M. A. Menzies, J-L. Bodinier [et al.] // Chemical Geology. – 1996. – 134(1–3). – P. 135–157. – DOI:https://doi.org/10.1016/s0009-2541(96)00084-8.
21. Ludwig, K. R. User’s Manual for Isoplot / EX ver. 3.6. Berkeley Geochronology Center, Special Publication. – 2008. – № 4. – 77 p.
22. Hoaglin, D. C. Understanding robust and exploratory data analysis / D. C. Hoaglin, F. Mosteller, J. W. Tukey // John Wiley and Sons. – 1983. – P. 345–349.
23. Reisberg, L. C. The Re-Os systematics of the Ronda ultramafic complex of Southern Spain / L. C. Reisberg, C. J. Allègre, J.-M. Luck // Earth Planet. Sci. Lett. – 1991. – 105. – P. 196–213.
24. Boudier, F. Harzburgite and lherzolite subtypes in ophiolitic and oceanic environments / F. Boudier, A. Nicolas // Earth Planet. Sci. Lett. – 1985. – 76. – P. 84–92.
25. Dalziel, I. W. D. On the organization of American plates in the Neoproterozoic and the breakout of Laurentia // GSA Today. – 1992. – Vol. 2. – № 11. – P. 237–241.
26. Stump, E. Construction of the Pacific margin of Gondwana during the Pannotios cycle. In: Gondwana Six: Stratigraphy, sedimentology, and paleontology. Ed. G. D. McKenzie / E. Stump // American Geophysical Union Geophysical Monograph. – 1987. – 41. – P. 77–87.
27. Torsvik, T. Continental break-up and collision in the Neoproterozoic and Palaeozoic – A tale of Baltica and Laurentia / T. Torsvik, M. Smethurst, J. Meert, R. Vandervoo, W. Mckerrow [et al.] // Earth-Science Reviews. – 1996. – 40 (3–4). – P. 229–258. – DOI:https://doi.org/10.1016/0012-8252(96)00008-6.
