Россия
Россия
В работе приведена обобщающая информация о петрографических, минералогических и изотопно-геохимических особенностях девонских базальтоидов п-ова Канин, Северного, Среднего и Южного Тимана. Основными породообразующими минералами являются клинопироксены и плагиоклазы, представленные как вкрапленниками, так и кристаллами основной массы. Из рудных минералов установлены титаномагнетит, редко встречается ильменит, пирит, халькопирит, галенит. Акцессорные минералы представлены апатитом и калиевым полевым шпатом (КПШ). Породы относятся преимущественно к нормальнощелочным базальтам и соответствуют толеитовой серии. Суммарные концентрации редкоземельных элементов (РЗЭ) имеют широкие вариации: п-ов Канин = 36,5–81,27 г/т, Северный Тиман = 35,6–64,2, Средний Тиман = 62,0–88,6, Южный Тиман = 44,82–52,41 г/т. Породы характеризуются геохимическими особенностями, типичными для магматических пород основного состава, сформированными в континентальной внутриплитной геодинамической обстановке. Мантийный источник, давший начало расплавам, был обогащен коровым компонентом. Наименее дифференцированные расплавы, более всего соответствующие первичным магмам, из которых формировались базальтоиды Тимана и п-ова Канин образовались при плавлении шпинелевого лерцолита, при степени плавления от 10 до 30 %.
долериты, базальты, п-ов Канин, Тиман
Введение
Канино-Тиманский регион является северо-восточной окраиной Восточно-Европейской платформы и включает в себя п-ов Канин, Северный, Средний и Южный Тиман, которые формируют кулисообразную гряду, вытянутую в северо-западном направлении (1150х80 – 160 км). В пределах гряды фундамент сложен метаморфизованными верхнерифейскими породами, осадочный чехол представлен отложениями от нижнего силура до верхней перми (рис. 1) [2]. На территории региона известны большие площади девонских базальтов, а также дайки и силлы долеритов. Генезис данных пород до сих пор является предметом споров. По мнению одних исследователей [3–5], в девонском периоде, активно проходили процессы плюмового магматизма, который и обусловил появление базальтов трапповой формации, а также щелочных пород и трубок кимберлитов. По версии других [6–8], в пределах изучаемого региона в девонское время проходили процессы рифтогенеза, приведшие к излияниям базальтов, внедрению даек и силлов долеритов. На сегодняшний день нет единой точки зрения на природу трапповых базальтов и их подводящих каналов – даек. Также отсутствует подробная вещественная характеристика этих пород на современном аналитическом уровне.
Цель работы – уточнение геодинамической обстановки формирования девонских базальтоидов Канино-Тиманского региона, определение типа и вещественного состава их мантийных источников.
Материалы и методы
Образцы базальтов Северного Тимана (реки Сула, Белая) были взяты из коллекции Б. А. Остащенко, В. В. Рожковой, Б. А. Малькова. Пробы пород Южного Тимана отобраны из керна скважины "С10" ООО "Тимано-Печорский научно-нсследовательский центр". Описание и фотографирование петрографических шлифов пород проводили на поляризационном микроскопе Nicon Eclipse LV100ND. Химический состав минералов и растровые снимки получены с помощью сканирующего микроскопа Tescan Vega 3 LMN с энергодисперсным спектрометром X-Max (аналитики: Е. М. Тропников, А. С. Шуйский). С помощью методов рентгенофлуоресцентного (аналитик: С. Т. Неверов) и классического химического (аналитики: О. В. Кокшарова, Н. В. Туленкова, Т. А. Прудова, Т. В. Осипова) анализов был получен химический состав пород. Концентрации элементов-примесей в базальтах были получены методом масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой (ICP-MS) (спектрометр Agilent 7700, аналитик: Г. В. Игнатьев), исследования проведены в ЦКП «Геонаука» ИГ ФИЦ Коми НЦ УрО РАН (г. Сыктывкар). Исследования изотопного состава Sm, Nd, Rb и Sr (см. табл. 3) проведены в ИГГД РАН, г. Санкт-Петербург.
Геологическое строение района исследований
Девонские базальты Тимана и п-ова Канин выделяются в составе таврояхинской (D3tv), кумушкинской (D3kš), валсовской (D3vl) и джъерской (D3dz) свит, а дайки и силлы долеритов – в составе канино-тиманского долеритового комплекса (βD3kt) [9]. Распространение базальтоидов в регионе неравномерное, большие площади покровных базальтов установлены на Северном и Среднем Тимане. Самая большая мощность покровных базальтов зафиксирована на Северном Тимане (160–170 м), на Среднем Тимане мощность значительно меньше – 25–30 м [10]. Дайки долеритов чаще встречаются на п-ове Канин и Среднем Тимане и прорывают рифейские отложения. Преобладающее простирание даек субмеридиональное, мощность составляет 1,5–50 м.
Петрографические и минералогические особенности пород
Базальты п-ова Канин обладают миндалекаменной текстурой в сочетании с пойкилоофитовой и интерсертальной микроструктурами основной массы. Помимо видимых миндалин округлой и чечевицеобразной форм (1–10 мм), состоящих из хлорита и кальцита, в породе отмечаются мелкие амебовидные миндалины хлоритового состава размером около 0,2 мм. Содержание миндалин в породе варьирует от 1 до 20 %. Также встречаются секреции яйцевидной формы размером до 20 см, выполненные кварцем и аметистом. Вкрапленники представлены лейстами плагиоклаза (до 0,5 мм) (центр зерен – An83–An87, край зерен – An74–An77), в единичных случаях зернами клинопироксена (центр зерен – авгит, край зерен – ферроавгит) (0,25–0,35 мм). Основная масса сложена микролитами сохранившегося и измененного плагиоклаза (центр зерен – An67–An76, край зерен – An52–An71) с размером 100-200 мкм. В породе наблюдаются мелкие зерна часто замещенного пироксена (центр зерен – авгит, край зерен – ферроавгит) (размер 100–250 мкм) и изометричные зерна гомогенного (рис. 2 а) и скелетного титаномагнетита (80 мкм). Отмечаются зерна изометричного и шестоватого барита (100 мкм). Вулканическое стекло замещено вторичными минералами. Помимо миндалин отмечаются небольшие прожилки, заполненные кварцем (рис. 3 а, б).
У долеритов п-ова Канин выделяются следующие особенности. По размерности зерен структура долеритов делится на тонко- (0,25–0,6 мм) и мелкозернистую (1,0–1,5 мм). Текстура пород чаще всего массивная, в единичных случаях – миндалекаменная. Миндалины мелкие (до 1 мм), зональные, выполнены сидеритом, кальцитом и кварцем. Содержание миндалин в породе варьирует от 10 до 15 %. Микроструктура пород офитовая, реже – порфировая, пойкилоофитовая. Редкие порфировые вкрапленники (до 1,8 мм) представлены незональными лейстами плагиоклаза (центр зерен – An83, край зерен – An71). Основная масса породы сложена клинопироксенами и плагиоклазами. Плагиоклаз (центр зерен – An50–An72, край зерен – An30–An60) встречается в виде лейст размером от 0,5 до 1,5 мм, часто наблюдается замещение минерала поздним альбитом или олигоклазом. Клинопироксен представлен ксеноморфными, реже – гипидиоморфными кристаллами размером от 0,25 до 1,5 мм. В некоторых зернах отмечается структура распада твердого раствора, выраженная в виде наличия составов пижонита (центр зерен – авгит, субкальциевый авгит, магнезиальный и промежуточный пижонит, край зерен – авгит, ферроавгит, реже – субкальциевый ферроавгит и железистый пижонит). Рудные минералы – эвгедральные или скелетные кристаллы титаномагнетита со структурой распада (рис. 2 б) или без нее (размер – 0,5 мм, реже – 1 мм). Реже встречаются халькопирит, пирит, ильменит и галенит. Акцессорные минералы – скелетные изометричные или игольчатые кристаллы (размер – 0,01–0,03 мм) апатита иединичные зерна КПШ (размер – до 0,1 мм). Межзерновое пространство выполнено стеклом, чаще всего замещенное палагонитом (рис. 3 в, г).
Базальты Северного Тимана (реки Сула, Белая) представлены массивными и миндалекаменными разновидностями, с интерсертальной и порфировой структурами основной массы. Содержание миндалин варьирует от менее 1 до 20 %, форма округлая, амебовидная, размером от 0,1 до 4 мм. Миндалины выполнены хлоритом, кварцем, иногда с каймами карбонатов, реже анальцимом. Порфировые вкрапленники представлены преимущественно лейстами плагиоклаза с прямой зональностью (размер – 0,1–2 мм) (центр зерен – An63–81– край зерен An49–68), редко изометричными зернами пироксена (размер – 0,4–0,6 мм) (центр зерен – авгит, край зерен – ферроавгит). У некоторых вкрапленников плагиоклаза (р. Сула) отмечается замещение альбитом, КПШ и цеолитами. Основная масса базальтов сложена микролитами плагиоклаза (0,1–0,25 мм) (центр зерен An57–An67, край зерен An35–An55), иногда подверженного соссюритизации и изометричными зернами пироксена (0,1–0,25 мм) (центр зерен – авгит, магнезиальный пижонит, край зерен – ферроавгит, промежуточный пижонит). Рудные минералы – скелетные кристаллы титаномагнетита (размер – до 0,04 мм) (рис. 2 в), редкие зерна халькопирита (до 50 мкм) и гидроксиды железа (рис. 2 г), развивающиеся в межзерновом пространстве. Акцессорные минералы представлены титанитом, который образует изметричные зерна (размер – 0,1 мм) в интерстициях. Также в межзерновом пространстве установлены амебовидные агрегаты хлорита, редкие зерна сидерита и стекло (рис. 4 а, б).
Среднетиманские базальты (р. Цильма) имеют массивную или миндалекаменную текстуру и порфировую структуру с интерсертальной, реже – пойкилоофитовой основной массой. Содержание миндалин в породе варьирует от 10 до 15 %. Отмечается два типа миндалин. Первый тип – амебовидные миндалины, реже – округлые, размером 0,3–0,6 мм, выполненные хлоритом, с каймами карбонатов (железосодержащий доломит) и кварца. Второй тип – крупные трубчатые, реже – уплощенные миндалины агатов размером от 1 до 20 см. В миндалекаменных базальтах с миндалинами хлорита отмечаются измененный плагиоклаз, а также высокое содержание агрегатов карбонатов (железистого доломита). Порфировые вкрапленники наблюдаются в массивных, не измененных базальтах и представлены таблитчатыми кристаллами плагиоклаза (0,4–0,8 мм, реже – 1 мм) и удлиненными кристаллами клинопироксена (0,8 мм, реже – 1 мм) (центр зерен – авгит, край зерен – ферроавгит). У вкрапленников плагиоклаза отмечается прямая и «осцилляторная» зональность. Прямая зональность обусловлена понижением концентрации кальция от центра к краю. «Осцилляторная» зональность характеризуется сменой содержаний кальция от центра к краю: An71 –An80– An68–An47.Основная масса породы представлена микролитами плагиоклаза (0,2 мм) (центр зерен – An52–An80, край зерен – An49–An63) и изометричными зернами клинопироксена (0,2 мм) (центр зерен – авгит, субкальциевый авгит, магнезиальный и промежуточный пижонит, край зерен – субкальциевый авгит, ферроавгит). В зернах пироксена наблюдаются структуры распада твердого раствора. Рудные минералы представлены мелкими эвгедральными (см. рис. 2 е) или скелетными (см. рис. 2 д) кристаллами титаномагнетита (0,05–0,15 мм), реже – зернами халькопирита и пирита. Межзерновое пространство заполнено стеклом или заместившим его палагонитом (10–20 %) (рис. 4 в, г).
Базальты Южного Тимана обладают миндалекаменной текстурой и порфировой структурой в сочетании с интерсертальной микроструктурой основной массы. Содержание миндалин в породе – от 2 до 15 %. Форма амебовидная, реже – округлая, размер – от 0,4–3 мм, миндалины выполнены хлоритом, иногда с каймами карбонатов. Также отмечаются кварцевые миндалины. Вкрапленники представлены пироксеном (до 1,25 мм), реже – плагиоклазом (до 0,8 мм). Порфировые вкрапленники пироксена зональные, в центре зерен соответствуют эндиопсиду или авгиту, по периферии – авгиту, реже – ферроавгиту. Вкрапленники плагиоклаза базальтов Южного Тимана также обладают прямой и «осцилляторной» зональностью, как и базальты Среднего Тимана. «Осцилляторная» зональность в плагиоклазе характеризуется сменой содержаний кальция от центра к краю: An65–An69–An77–An75–An48. Основная масса породы представлена зональными микролитами плагиоклаза (0,4 мкм) (центр зерен – An64–An77, край зерен – An38–An68) и зональными зернами пироксена (0,4 мкм) (центр зерен – авгит, край зерен – ферроавгит). Часто порода подвержена изменениям и основной плагиоклаз может быть замещен альбитом. К акцессорным минералам относятся мелкие округлые агрегаты апатита (0,004 мм). Из рудных минералов установлены эвгедральные (рис. 2 ж) и скелетные кристаллы титаномагнетита (размер – 0,5–0,8 мм) (рис. 2 з) в единичных случаях с более титановой каймой. Также отмечаются редкие изометричные зерна ильменита. Наблюдается метасоматическое замещение силикатных минералов оксидами железа, которые развиваются по ним в трещинах (рис. 2 и). Отмечается большое содержание хлорита в интерстициях. Межзерновое пространство заполнено стеклом, в редких – случаях карбонатом (рис. 4 д, е).
Изотопно-геохимические особенности пород
В химическом составе изученных пород были выделены следующие особенности. Содержание SiO2 в основных породах Тимана и п-ова Канин варьирует в довольно широких пределах – от 47,08 до 57,01 мас. % (табл. 1) [11, 12]. По данным диаграммы TAS (рис. 5 а), породы тяготеют к области нормальнощелочных базальтов (Na2O+K2O=1,96–3,20). На общем фоне выделяются два образца Северного и Южного Тимана. Они попадают в поля щелочных разновидностей (Na2O+K2O=6,67–7,87), за счет высокого содержания Na2O=5,03–6,17 мас. %. Большинство составов базальтов соответствуют натриевому типу, кроме одного образца Северного Тимана, который относится к натриево-калиевому типу. Коэффициент глиноземистости (al’) варьирует от 0,64 до 1,29. Концентрация TiO2 достигает 0,92–2,18 мас. %, P2O5=0,06–0,19, Mg#=0,17–0,52 (табл. 1). Судя по величинам отношений FeO+Fe2O3/MgO относительно содержания (Na2O+K2O), породы относятся к толеитовой серии (рис. 5 б). По данным вариационной диаграммы TiO2–Mg#, наиболее титанистыми и дифференцированными разновидностями являются породы районов рек Сулы и Белой (Северный Тиман) и Цильмы (Средний Тиман), а наименее – базальтоиды мыса Мал. Румяничный Северного Тимана и скв. 10 Южного Тимана (рис. 5 в).
Суммарные концентрации РЗЭ в базальтах Тимана и п-ова Канин имеют следующие значения: п-ов Канин = 36,5–81,27 г/т, Северный Тиман = 35,6–64,2, Средний Тиман = 62,0–88,6, Южный Тиман = 44,82–52,41 г/т. Базальты Тимана имеют однотипные распределения РЗЭ и элементов-примесей. Для исследуемых пород характерно не высокое обогащение легкими РЗЭ относительно тяжелых (LaN/YbN=1,44–2,65) (табл. 2) [11, 12, 15]. В базальтах и долеритах, по сравнению с базальтами СОХ нормального типа, наблюдаются относительно повышенные содержания крупноионных элементов Ba, Rb, Th, U и относительно пониженные концентрации высокозарядных элементов Zr, Hf, HREE (рис. 6). Также для пород не характерен дефицит европия и отмечается слабый ниобиевый минимум.
Для определения геодинамической обстановки формирования базальтоидов использовался ряд наименее подвижных элементов Zr, Nb, Y. По данным диаграммы отношений Zr/Y–Zr, все базальтоиды Канино-Тиманского региона можно отнести к внутриконтинентальным образованиям, с примесью базальтов СОХ (рис. 7 а). По соотношению Nb/Y–Zr/Y составы исследуемых базитов занимают области пересечения базальтов океанических плато и островодужных базальтов, тяготея к не плюмовым источникам (рис. 7 б).
Для определения источников базальтовых расплавов исследуемые породы были рассмотрены в системе Th–Nb-Ce [21]. На вариационной диаграмме Ce/Nb–Th/Nb точки составов большей части исследуемых пород формируют тренд, показывающий нарастание в источнике влияния коровой компоненты на исходный расплав (рис. 8 а). Судя по положению точек, наибольшее влияние коровой составляющей было оказано на базальтовую магму, из которой кристаллизовались базальтоиды Среднего Тимана (р. Цильма) и центральной части п-ова Канин. Влияние корового компонента подтверждается низким показателем Nb/La (0,54–0,96), который свидетельствует о влиянии на источник расплава древней континентальной литосферы [29].
Для определения условий выплавления магмы были использованы наименее дифференцированные составы исследуемых пород. По данным вариаций Nb–Nb/Yb [22], установлено, что расплавы, из которых формировались базальтоиды, образовались при плавлении шпинелевого лерцолита (рис. 8 б). На это указывают и низкие (Gd/Yb)n=1,04–1,92 [30].
Нами был изучена Sm–Nd и Rb–Sr изотопная система пород (табл. 3). Величины отношений 143Nd/144Nd минимальны в породах Валсовского покрова (Средний Тиман) (0,51269–0,51271), центральной части п-ова Канин (0,51268). Наиболее высокие отношения 143Nd/144Nd установлены для пород Северного Тимана (0,512849–0,512920) и базальтов юго-восточной части п-ова Канин (0,521282).
Величины εNd имеют положительные значения и варьируют от +2,3 до +4,5 (см. табл. 1). Самые высокие значения εNd установлены в породах Северного Тимана (+5,5), самые низкие – в центральной части п-ова Канин (+2,3). Такие значения εNd характерны для пород мантийного происхождения.
Положение точек составов исследуемых базальтоидов на диаграмме 143Nd/144Nd–87Sr/86Sr сгруппированы вблизи мантийного тренда. Однако точки составов близки к области обогащенной мантии [23–25] (рис. 8 в). Высокие содержания 87Sr /86Sr=0,70687–0,71167 могут быть связаны с поступлением в магму стронция из осадочных пород.
Заключение
В ходе проведенных исследований установлено, что основными породообразующими минералами базальтоидов Тимана и п-ова Канин являются зональные клинопироксены и плагиоклазы, представленные как вкрапленниками, так и кристаллами основной массы. Отмечается структура распада твердого раствора в долеритах п-ова Канин и базальтах Среднего Тимана. У вкрапленников плагиоклазов базальтов Среднего и Южного Тимана наблюдается прямая и «осцилляторная» зональность. Рудные минералы представлены преимущественно титаномагнетитом. В значительно меньшей степени (единичные зерна) встречаются ильменит, пирит, халькопирит, галенит. Акцессорные – апатит и КПШ. По данным диаграммы TAS, породы соответствуют преимущественно нормальнощелочным базальтам и относятся к толеитовой серии. Наиболее титанистыми и дифференцированными разновидностями являются породы районов рек Сулы и Белой (Северный Тиман) и Цильмы (Средний Тиман), а наименее – базальтоиды мыса Мал. Румяничный Северного Тимана и скв. 10 Южного Тимана (см. рис. 2 в). Суммарные концентрации РЗЭ в базальтах Тимана и п-ова Канин имеют широкие вариации: п-ов Канин = 36,5–81,27 г/т, Северный Тиман = 35,6–64,2, Средний Тиман = 62,0–88,6, Южный Тиман = 44,82–52,41 г/т. Базальтоиды характеризуются геохимическими особенностями, типичными для магматических пород основного состава, сформированными в континентальной внутриплитной геодинамической обстановке. Мантийный источник, давший начало расплавам, был обогащен коровой компонентой. Наименее дифференцированные расплавы, более всего соответствующие первичным магмам, из которых формировались базальтоиды Тимана и п-ова Канин, образовались при плавлении шпинелевого лерцолита, при степени плавления от 20 до 30 %.
Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов.
1. Оловянишников, В. Г. Геологическое развитие Северного Тимана и п-ова Канин / В. Г. Оловянишников. – Сыктывкар: Геопринт, 2004. – 80 с.
2. Тимонин, Н. И. Печорская плита: история геологического развития в фанерозое / Н. И. Тимонин. – Екатеринбург: УрО РАН, 1998. – 239 с.
3. Nikishin, A. M. Late Precambrian to Triassic history of the East European craton: dynamics of sedimentary basin evolution / A. M. Nikishin, P. A. Ziegler, R. A. Stephenson [et al.] // Tectonophysics. – 1996. – Vol. 268. – P. 23–63.
4. Лобковский, Л. И. Современные проблемы геотектоники и геодинамики / Л. И. Лобковский, А. М. Никишин, В. Е. Хаин. – М.: Научный мир, 2004. – 612 с.
5. Степаненко, В. И. Канино-Тимано-Печорская провинция позднедевонского внутриплитного магматизма (положение и размеры) / В. И. Степаненко // Доклады академии наук. – 2016. – Т. 467, № 5. – С. 572—575.
6. Гецен, В. Г. Тектоника Тимана / В. Г. Гецен. – Л.: Наука, 1987. – 172 с.
7. Пучков, В. Н. Тектоника Урала. Современные представления / В. Н. Пучков // Геотектоника. – 1997. – № 4. – С. 42–61.
8. Малышев, Н. А. Геодинамическая эволюция Европейского северо-востока в девоне / Н. А. Малышев, Э. В. Шипилов // Вестник. – 2002. – № 11. – С. 2–4.
9. Опаренкова, Л. И. Легенда Тиманской серии листов Государственной геологической карты Российской Федерации масштаба 1:200 000 (издание второе) / Л. И. Опаренкова, Н. Ф. Иванов. – Ухта, 1999. – 150 с.
10. Тиманский кряж. Т. 2. Литология и стратиграфия, геофизическая характеристика Земной коры, тектоника, минерально-сырьевые ресурсы: монография. – Ухта: УГТУ, 2010. – 437 с.
11. Анферова, Е. А. Особенности химического состава минералов базальтов нижней части Верхне-Ворыквинского покрова (Средний Тиман) / А. Е. Анферова. // Структура, вещество, история литосферы Тимано-Североуральского сегмента. Мат-лы 21-й науч. конф. – Сыктывкар; Геопринт, 2011. – С. 8–12.
12. Удоратина, О. В. Базальты Среднего Тимана: Rb-Sr, Sm-Nd, и Ar-Ar данные / О. В. Удоратина, В. Л. Андреичев, А. В. Травин [и др.] // Геология и минеральные ресурсы Европейского Северо-Востока России: материалы XVI Геологического съезда Республики Коми. Т.II. – Сыктывкар: ИГ Коми НЦ УрО РАН, 2014. – 384 с.
13. Igneous Rocks: A Classification and Glossary of Terms: Recommendations of the International Union of Geological Sciences. Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks (2nd edition). Edited by R. W. LeMaitre. – Cambridge University Press, 2002. – 236 p. https://doi.org/10.1017/CBO9780511535581.
14. Irvine, T. N. A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks / T.N. Irvine, W.R.A. Baragar // Canada. J. Earth Sci. – 1971. – Vol. 8. – P. 523–548.
15. Шмакова, А. М. Геохимическая характеристика позднедевонских базальтоидов полуострова Канин и Среднего Тимана / А. М. Шмакова, К. В. Куликова // Известия Коми научного центра УрО РАН. Серия «Науки о Земле». – Сыктывкар, 2021. – №3 (49). – С. 22–31. DOIhttps://doi.org/10.19110/1994-5655-2021-3-14-21.
16. Boynton, W. V. Geochemistry of rare-earth elements: Meteorite studies / W. V. Boynton // Rare Earth Element Geochemistry. – Amsterdam. – 1984. – P. 63–114.
17. Pearce, J. A. Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries / Pearce, J. A. // In: Andesites: Orogenic Andesites and Related Rocks. Ed. R. S. Thorpe. – John Wiley and Sons, 1982. – P. 525–548.
18. Pearce, J. A., Norry M. J. Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y, and Nb. Variations in volcanic rocks / J. A. Pearce, M. J. Norry // Contributions to Mineralogy and Petrology. – 1979. – Vol. 69. – P. 33–37.
19. Fitton, J. G. Thermal and chemical structure of the Iceland plume / J. G. Fitton, A. D. Saunders, M. J. Norry [et al.] // Earth Planet. Sci. Lett. – 1997. – Vol. 153. – P. 197–208. https://doi.org/10.1016/S0012-821X(97)00170-2.
20. Condie, K. C. The 1.75-Ga Iron King Volcanics in west-central Arizona: a remnant of an accreted oceanic plateau derived from a mantle plume with a deep depleted component / K. C. Condie, B. A. Frey, R. Kerrich // Lithos. – 2002. – Vol. 64. – P. 49–62. https://doi.org/10.1016/S0024-4937(02)00158-5.
21. Saunders, A. D. Origin of MORB and chemically-depleted mantle reservoirs: trace element constraints / A. D. Saunders, M. J. Norry, J. Tarney // Journal of Petrology. Special Lithosphere Issue. – 1988. – P. 415–445.
22. Yang, G. Early Carboniferous volcanic rocks of West Junggar in the western Central Asian Orogenic Belt: implications for a supra-subduction system / G. Yang, Y. Li, I. Safonova [et al.] // International Geology Review. – 2014. – Vol. 56. – P. 823–844.
23. Ivanov, A. V. Deep-level geodynamics: boundaries of the process according to geochemical and petrologic data // Geodynamics & Tectonophysics. – 2010. – Vol. 1, № 1. – P. 87–102.
24. Hofmann, A. W. Mantle geochemistry: the message from oceanic volcanism / A. W. Hofmann // Nature. – 1997. – Vol. 385. – P. 219–229.
25. Tackley, P. J. Mantle convection and plate tectonics: toward an integrated physical and chemical theory / P. J. Tackley // Science. – 2000. – Vol. 288, № 5473. – P. 2002–2007.
26. Zindler, A. Chemical geodynamics / A. Zindler, S. R. Hart // Annual Review of Earth and Planetary Sciences. – 1986. – Vol. 14. – P. 493–571.
27. Armienti, P. Do we really need mantle components to define mantle composition? / P. Armienti, D. Gasperini // Journal of Petrology. – 2007. – Vol. 48. – P. 693–709.
28. Stracke, A. FOZO, HIMU, and the rest of the mantle zoo / A. Stracke, A. W. Hofmann, S. R. Hart // Geochemistry, Geophysics, Geosystems. – 2005. – Vol. 6. Q05007. doihttps://doi.org/10.1029/2004GC000824.
29. Lightfoot, P. C. Remobilization of the continental lithosphere by a mantle plume: major-, trace-element, and Sr-, Nd-, and Pb-isotopic evidence from picritic and tholeiitic lavas of the Noril’sk District, Siberian Trap, Russia / P. C. Lightfoot, C. J. Howkesworth, J. Hergt [et al.] // Contrib Mineral Petrol. – 1993. – Vol. 114. – P. 171–188.
30. Hirschmann, M. M. A possible role for garnet pyroxinite in the origin of the “garnet signature” in MORB / M. M. Hirschmann, E. M. Stolper // Contrib. Mineral. Petrol. – 1996. – Vol. 124. – P. 185–208. https://doi.org/10.1007/S004100050184.
