Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2021, T. 501, № 2, стр. 156-166
Природа гетерогенности высокохромистых гранатов в ксенолите деформированного лерцолита из кимберлитовой трубки Удачная (Якутия)
Академик РАН В. С. Шацкий 1, 2, 3, *, А. Л. Рагозин 1, 2, Е. С. Ситникова 1, 2
1 Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева Сибирского отделения Российской академии наук
Новосибирск, Россия
2 Новосибирский государственный университет
Новосибирск, Россия
3 Институт геохимии им. А.П. Виноградова Сибирского отделения Российской академии наук
Иркутск, Россия
* E-mail: shatsky@igm.nsc.ru
Поступила в редакцию 16.04.2020
После доработки 09.09.2021
Принята к публикации 09.09.2021
Аннотация
Значительные вариации состава гранатов как в пределах отдельных зерен, так и в породе в целом установлены в ксенолите деформированного гранатового лерцолита из кимберлитовой трубки Удачная. Центральные части зерен, отвечающие по составу гранатам лерцолитового парагенезиса, демонстрируют синусоидально распределение редкоземельных элементов (РЗЭ). В то же время краевые части имеют распределение, характерное для мегакристаллов гранатов из кимберлитов. Несмотря на деплетированность в отношении Y и тяжелых РЗЭ, ядра демонстрируют обогащенность легкими редкими землями, Nb, Ta, Th, U относительно граната из примитивного гранатового перидотита. По распределению РЗЭ модельные расплавы, равновесные с краевыми частями граната, близки к кимберлиту, но значительно обогащены по сравнению с кимберлитом Nb, Ta и Hf и обеднены Sr. Расплавы, равновесные с центральными частями граната, характеризуются более крутым отрицательным наклоном в области тяжелых и средних РЗЭ, приближаясь к кимберлиту в области легких РЗЭ. На основании полученных данных выделяется несколько стадий в эволюции деформированного гранатового лерцолита. Первая стадия предполагает взаимодействие деплетированного перидотита с расплавом, по составу близким к карбонатитовым расплавам. С этим этапом связано образование граната с синусоидальным распределением РЗЭ. На следующей стадии, которой предшествовало растворение зерен граната, образовались каймы граната с повышенным содержанием Ti, Zr, Y, и появился клинопироксен. На заключительном этапе происходило плавление граната, вызванное поступлением водно-углекислотного флюида с высоким содержанием калия, приведшее к образованию полиминеральных включений и келифитовых кайм.
ВВЕДЕНИЕ
В настоящее время считается, что в процессе метасоматоза гранаты из перидотитовых ксенолитов с синусоидальным распределением РЗЭ развиваются в сторону типично магматических гранатов [1]. Согласно [2], деформированные гранатовые лерцолиты Каапвальского кратона претерпели многостадийный метасоматоз. Предполагается, что протолитами этих пород были шпинелевые перидотиты, претерпевшие высокие степени частичного плавления на малых глубинах. Впоследствии, в архее, эти реститы подверглись метасоматозу в зоне субдукции. Незадолго до внедрения они были метасоматизированы расплавом, подобным кимберлиту. В ходе этого этапа образовался клинопироксен и новообразованный гранат.
У зональных зерен гранатов в ксенолитах деформированных гранатовых лерцолитов может наблюдаться нормальное и синусоидальное распределение редкоземельных элементов (РЗЭ), что свидетельствует о том, что микрогетерогенность появилась незадолго до внедрения кимберлита [3, 4]. Это подтверждается широким интервалом неодимовой изотопной систематики этих гранатов [5]. Помимо значительных вариаций РЗЭ, у гранатов могут наблюдаться широкие вариации в содержаниях циркония, иттрия, галлия и стронция как в пределах одного зерна граната, так и в разных зернах одного образца [5]. Вариации РЗЭ приводят к вариациям Sm/Nd- и Lu/Hf-отношений.
При изучении ксенолитов деформированных гранатовых лерцолитов трубки Удачная нами были установлены значительные вариации состава гранатов как в пределах отдельных зерен, так и в породе в целом. С целью определения причин выявленной микрогетерогенности нами проведены детальные минералого-геохимические исследования образца деформированного гранатового лерцолита Уд 11–04, размером 20 × 15 см, отобранного из уникально свежего кимберлита восточного тела трубки Удачная [6].
МЕТОДЫ
Определение содержаний редких элементов в минералах проводилось методом масс-спектрометрии с использованием квадрупольного масс-спектрометра с индуктивно-связанной плазмой XSERIES2 (“Thermo Scientific”), объединенного с устройством лазерного пробоотбора (абляции) с длиной волны 213 нм (New Wave Research), диаметр лазерного пучка 50 мкм (Новосибирский государственный университет). Химический состав (концентрации главных элементов) определяли в Центре коллективного пользования многоэлементных и изотопных исследований (ИГМ СО РАН) с помощью метода рентгеноспектрального микроанализа с использованием электронного микрозонда “JEOL” JXA 8100 (локальность пучка 2 мкм при силе тока 20 нA и напряжении 15 кВ), а также помощью метода энергодисперсионной спектрометрии (ЭДС) на сканирующем электронном микроскопе “Tescan” MIRA3 LMU с использованием программного обеспечения для микроанализа Aztec Energy/Xmax 50 EDS.
РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ
Гранатовый лерцолит Уд 11–04 характеризуется мозаично-порфирокластической структурой (10% < порфирокластов оливина) [7]. Порфирокласты представлены редкими зернами оливина (2–4 мм), ортопироксеном (0.5–3 мм) и округлыми зернами граната (1–4 мм). Размер необластов оливина не превышает 0.5 мм. Клинопироксен и гранат неравномерно распределены в объеме ксенолита. Содержание отропироксена составляет 7–8 об. %, граната – 2 об. %, клинопироксена – <1–2 об. %.
В ксенолите установлены вариации в составе зерен граната как в пределах одного зерна, так и в объеме ксенолита. С целью установления масштабов неоднородности состава гранатов в шлифах, выпиленных из разных частей ксенолита, было исследовано 30 зерен граната. У гранатов наблюдаются вариации в содержаниях TiO2 (0.09–1.25 мас. %), Cr2O3 (4.57–7.46 мас. %), CaO (5.04–5.99 мас. %), FeO (6.89–8.42 мас. %), MgO (19.3–20.9 мас. %), Al2O3 (16.4–18.1 мас. %). Магнезиальность (#Mg=100*MgO/(MgO+FeO)) варьирует от 81 до 82%. На диаграмме CaO–Cr2O3 [8] точки состава гранатов ложатся вдоль лерцолитового тренда (рис. 1).
На рис. 2, 3 приведены профили распределения элементов в зернах двух гранатов. Наибольшие вариации наблюдаются в содержании титана и хрома. В гранате-1 (рис. 2) содержание Cr2O3 от центра к краю зерна уменьшается от 7.5 до 5.5 мас. %, а содержание TiO2 увеличивается от 0.2 до 1.26 мас. %. Содержания магния и железа возрастают, при этом магнезиальность остается постоянной (82%). В гранате 2 (рис. 3) содержание Cr2O3 от центра к краю меняется от 7.37 до 6.7 мас. %, TiO2 – от 0.16 до 1.03 мас. %, FeO – от 7.47 до 8.08 мас. %. Профили распределения всех элементов имеют U-образный характер. Выделяются центральные области с постоянным содержанием элементов и области, в которых наблюдается уменьшение или увеличение содержания элементов (рис. 2, 3). В гранате-1 профиль распределения хрома (рис. 2б) имеет асимметричный характер. Центральная часть с постоянным содержанием хрома имеет протяженность 1300 мкм. С одной стороны зерна, на расстоянии 430 мкм от края, отмечается плавное снижение содержания хрома. В то же время с другой стороны зерна выделяются три участка – участок плавного снижения протяженностью 320 мкм, участок с постоянным содержанием Cr протяженностью 300 мкм и краевая часть, где содержание хрома вновь резко уменьшается. Другой характер зональности наблюдается у титана (рис. 2 в). Содержание этого элемента постоянно в центральной части зерна протяженностью около 740 мкм. Следует отметить, что несмотря на значительные колебания содержаний титана и хрома, магнезиальность гранатов меняется в достаточно узком пределе (от 82.5 до 81.4%).
На рис. 4 приведены карты распределения элементов в гранате-1. На карте распределения хрома видно, что гранат с высоким содержанием хрома был резорбирован, а затем на него наросла кайма нового граната с пониженным содержанием хрома. Распределение титана имеет более сложный характер. Выделяются центральная область с низким содержанием титана, промежуточная область и внешняя зона. В области с постоянным содержанием хрома содержание титана меняется (рис. 4а, 4б).
Пироксены в ксенолите имеют достаточно выдержанный состав, характеризуются высокой магнезиальностью (Mg# = 91%) и содержат 0.60–0.62 мас. % примеси Al2O3. В клинопироксене наблюдаются относительно небольшие вариации состава. Содержание Cr2O3 меняется от 0.74 до 1.63 мас. %, Na2O – от 1.31 до 1.86 мас. %, Mg# – от 91 до 93%.
В гранатах ксенолита присутствуют полиминеральные включения, размер которых достигает 250 мкм (рис. 5). Методами сканирующей электронной микроскопии и спектроскопии комбинационного рассеяния определен фазовый состав включений, а также минералов, присутствующих в межзерновом пространстве. Полиминеральные включения сложены ортопироксеном, клинопироксеном, оливином, хромитом, содалитом, флогопитом, калиевым полевым шпатом (рис. 5). Следует отметить большие вариации в соотношении минеральных фаз включений. В одних включениях преобладающей фазой является оливин, в других клино- и ортопироксены. Составы оливинов в этих включениях идентичны по содержаниям главных компонентов, но отличаются по концентрациям никеля и хрома. Вокруг включений развивается ореол, состоящий главным образом из зерен ортопироксена и клинопироксена с дендритными кристаллами хромита (рис. 5).
Ортопироксен включений характеризуется высоким содержанием Al2O3, варьирующим от 4.9 до 11.5 мас. % (табл. 1). В клинопироксене содержание Al2O3, достигает 11.6 мас. % (табл. 1). В то же время ортопироксен и клинопироксен матрикса породы содержат 0.61 и 1.7 мас. % Al2O3, соответственно. Хромит, присутствующий во включениях, демонстрирует большую неоднородность по составу (табл. 1). Центр одного зерна содержит 41.5 мас. % Cr2O3, в то время как краевая часть – 20.4 мас. %. В то же время от центра к краю растет магнезиальность – от 56 до 72%. Отношение 100*Cr/(Cr + Al) варьирует от 62 до 42%. Состав слюд включений отвечает флогопиту. Содержание Al2O3 в слюдах варьирует от 13.4 до 7.64 мас. %. Флогопит содержит примесь хрома (до 2.62 мас. %).
Таблица 1.
Opx*1 | Opx*2 | Opx | Cpx | Cpx*1 | Cpx*2 | Ol* | Ol | Sod | Phl* | Phl* | |
---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
SiO2 | 44.9 | 53.0 | 57.3 | 55.2 | 45.3 | 43.6 | 39.0 | 40.8 | 37.3 | 47.6 | 42.0 |
TiO2 | 0.87 | 0.28 | 0.20 | 0.36 | 1.93 | 2.74 | 2.42 | 0.67 | |||
Al2O3 | 12.9 | 4.19 | 0.60 | 1.79 | 11.1 | 11.5 | 31.1 | 7.12 | 4.97 | ||
Cr2O3 | 5.29 | 1.67 | 0.25 | 1.24 | 3.49 | 4.40 | 0.87 | 0.04 | 0.34 | ||
FeO | 8.25 | 7.40 | 5.91 | 3.36 | 4.81 | 4.34 | 11.8 | 9.48 | 7.6 | 10.2 | |
MnO | 0.36 | 0.54 | 0.13 | 0.10 | 0.43 | 0.26 | 0.34 | 0.12 | 0.40 | ||
MgO | 25.2 | 30.6 | 34.0 | 18.5 | 14.6 | 12.7 | 46.4 | 49.1 | 19.5 | 26.6 | |
CaO | 2.29 | 1.94 | 0.92 | 17.1 | 18.0 | 19.6 | 0.35 | 0.05 | 2.01 | ||
Na2O | 0.18 | 1.69 | 0.34 | 0.43 | 24.8 | 0.32 | |||||
K2O | 0.04 | 6.07 | 10.2 | ||||||||
NiO | 0.03 | 0.35 | |||||||||
Cl | 7.02 | ||||||||||
Total | 100.0 | 99.6 | 99.5 | 99.3 | 100.0 | 99.7 | 98.7 | 99.9 | 100.2 | 93.4 | 94.6 |
Si | 1.611 | 1.870 | 1.986 | 1.996 | 1.667 | 1.624 | 0.982 | 1.000 | 2.914 | 3.410 | 3.113 |
Ti | 0.023 | 0.007 | 0.005 | 0.010 | 0.053 | 0.077 | 0.130 | 0.037 | |||
Al | 0.544 | 0.174 | 0.025 | 0.076 | 0.482 | 0.506 | 2.861 | 0.601 | 0.434 | ||
Cr | 0.150 | 0.047 | 0.007 | 0.035 | 0.102 | 0.129 | 0.017 | 0.001 | |||
Fe+2 | 0.186 | 0.187 | 0.167 | 0.097 | 0.095 | 0.063 | 0.249 | 0.194 | 0.456 | 0.632 | |
Fe+3 | 0.061 | 0.032 | 0.004 | 0.005 | 0 | 0 | |||||
Mn | 0.011 | 0.016 | 0.004 | 0.003 | 0.013 | 0.008 | 0.007 | 0.002 | 0.024 | 0.000 | |
Mg | 1.345 | 1.606 | 1.756 | 0.995 | 0.801 | 0.705 | 1.743 | 1.793 | 2.084 | 2.937 | |
Ca | 0.088 | 0.073 | 0.034 | 0.661 | 0.710 | 0.783 | 0.009 | 0.001 | 0.154 | 0.000 | |
Na | 0.012 | 0.119 | 3.761 | 0.044 | 0.000 | ||||||
K | 0.002 | 0.555 | 0.960 | ||||||||
Ni | 0.001 | 0.007 | |||||||||
Cl | 0.930 | ||||||||||
SUM | 4.019 | 4.012 | 4.000 | 3.999 | 4.000 | 3.998 | 3.008 | 2.993 | 10.465 | 7.459 | 8.113 |
Mg# | 0.88 | 0.90 | 0.91 | 0.91 | 0.89 | 0.92 | 0.87 | 0.90 | 0.82 | 0.82 |
Методом масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой и лазерной абляцией определены содержания рассеянных элементов в гранатах, полиминеральных включениях и келифитовых каймах. В гранате-1 содержание элементов определено в 15 точках в двух профилях, пересекающих зерно (рис. 2а). В гранате-2 выполнен один профиль, пересекающий зерно (рис. 3а).
Центральные части граната с высоким содержанием хрома имеют синусоидальное распределение редкоземельных элементов. В то же время средняя зона и краевые части имеют распределение, характерное для гранатов магматического происхождения. У них наблюдаются ровное распределение в области тяжелых РЗЭ и крутой положительный наклон от La до Eu.
Центральная область граната характеризуется низким содержанием TiO2 (0.1–0.2 мас. %), Y (3.5– 3.7 ppm), Zr (17–27 ppm) и по этим характеристикам отвечает, согласно Гриффину и соавт. [4], деплетированным гранатам. Промежуточная зона характеризуется U-образным распределение элементов, в то время как краевая зона имеет S-образное распределение. Особенно ярко это выражено на кривых распределения циркония и титана. В профиле, в котором проанализирован редкоэлементный состав, в первой и десятой точках проанализирован состав келифитовой каймы. На графиках видно, что келифитовая кайма имеет характер распределения РЗЭ, отвечающий гранатам лерцолитового парагенезиса. В ней отмечается повышенное содержание Sr, Ba, Rb.
Отдельные участки пироксенов ксенолита содержат большое количество мелких черных включений. Эти включения расположены как по периферии зерен, так и внутри зерен, вдоль залеченных трещин. Был определен редкоэлементный состав участков зерен, не содержащих включений, и участков с большим количеством включений. Полученные данные свидетельствуют о том, что участки пироксена, содержащие включения, обогащены Sr, LREE (легкими РЗЭ), Nb, Hf, U, Th, Ba, Rb. Расчеты показывают, что наблюдаемые профили распределения редких элементов в участках, обогащенных включениями, могут объясняться добавлением 4% расплава/флюида, по составу аналогичного кимберлиту трубки Удачная Восточная [6] (рис. 6а).
ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ
Агашев и соавт. [9] на основании исследования ксенолитов деформированных лерцолитов кимберлитовой трубки Удачная выделили три этапа метасоматоза. Первый криптовый метасоматоз флюидами/расплавами карбонатитового состава, в результате которого образовались высокохромистые субкальциевые гранаты с синусоидальным распределением РЗЭ. По мнению авторов, гранат с синусоидальным распределением РЗЭ, но с составом, отвечающим лерцолитовым гранатам, образовался при взаимодействии древнего субкальциевого граната с силикатным расплавом. Затем породы подверглись метасоматозу астеносферным силикатным расплавом, что привело к обогащению деплетированных перидотитов клинопироксеном и гранатом.
Полученные нами данные позволяют с несколько иных позиций рассмотреть процессы модификации деформированных гранатовых лерцолитов. К наиболее ранней минеральной ассоциации лерцолита могут быть отнесены порфирокласты оливина, ядра граната, демонстрирующие геохимические характеристики гранатов деплетированных перидотитов (низкие содержания Zr и Y), и, возможно, ортопироксен. Хотя тот факт, что многие зерна ортопироксена не несут следов деформации, может свидетельствовать о его более позднем происхождении.
Центральные части граната отвечают по составу главных элементов гранатам лерцолитового парагенезиса, в то же время для них характерно синусоидальное распределение РЗЭ. Согласно существующим моделям, гранаты лерцолитового парагенезиса с таким распределением могут образоваться при метасоматозе гарцбургитов CHO флюидами [10] или силикатными расплавами [4]. Однако при метасоматозе силикатным расплавом должны увеличиваться содержания Y и Zr, чего не наблюдается в центральных частях изученных нами гранатов.
Гранаты центральных частей, несмотря на деплетированность в отношении Y и тяжелых РЗЭ, демонстрируют обогащенность легкими редкими землями, Nb, Ta, Th, U относительно граната из примитивного гранатового перидотита [11] (рис. 6 б).
Центральные части гранатов характеризуются суперхондритовыми отношениями Zr/Hf и субхондритовыми Ti/Eu. Эти характеристики предполагают, что центральные части граната с синусоидальным распределением были в равновесии с карбонатитовым расплавом [12, 13].
По мнению Шу и Брея [14], гарцбургитовые гранаты с синусоидальным распределением РЗЭ появляются в результате взаимодействия деплетированных гранатовых гарцбургитов с карбонатитовыми расплавами. Проведенные ими расчеты показали, что необходимо небольшое количество карбонатитового расплава (0.3–3%) для появления синусоидального распределения РЗЭ в ранее деплетированных гранатах.
Если использовать коэффициенты распределения гранат/силикатно-карбонатный расплав, определенные в экспериментах [15], то полученные составы расплавов в равновесии c центральными и краевыми частями гранатов значительно отличаются от редкоэлементного состава кимберлита трубки Удачная (рис. 6 в). По распределению РЗЭ модельные расплавы, равновесные с краевыми частями граната, близки к кимберлиту, но значительно обогащены по сравнению с кимберлитом Nb, Ta и Hf и обеднены Sr. Расплавы, равновесные с центральными частями граната, характеризуются более крутым отрицательным наклоном в области тяжелых и средних РЗЭ, приближаясь к кимберлиту в области легких РЗЭ. Они обогащены Nb, Ta, Zr, Hf и, в большей степени, по сравнению с краевыми частями, обеднены Sr.
Как свидетельствует карта распределения хрома, зерно граната с синусоидальным распределением РЗЭ было резорбировано, а затем на него нарос новый слой. Процесс роста нового слоя граната сопровождался ростом клинопироксена. Об этом свидетельствуют включение клинопироксена в кайме граната и характер границы между гранатом и окружающими его зернами клинопироксена.
Как упоминалось выше, клинопироксены содержат большое количество черных включений по периферии зерен и вдоль залеченных трещин. Результаты моделирования показывают, что микроэлементный состав этих областей клинопироксенов может объясняться добавлением 4% расплава, по составу отвечающего свежему кимберлиту трубки Удачная Восточная [6] (рис. 6а). На основании этого можно сделать вывод, что на заключительных стадиях роста клинопироксена составы просачивающихся расплавов приближались к кимберлитовому расплаву.
На заключительном этапе происходило взаимодействие граната с флюидом и образование зон инконгруэнтного плавления граната. Об этом свидетельствуют полиминеральные включения в гранате, келифитовые каймы и минеральные ассоциации, выполняющие трещины в гранате.
О присутствии флюидной фазы свидетельствуют многочисленные полости, которые наблюдаются как в мелкозернистом агрегате келифитовых кайм, так и в полиминеральных включениях. Минеральная ассоциация, выполняющая полость в полиминеральном включении в гранате-1 (Kfs + Cal + Bt) (рис. 5д), свидетельствует, что плавление граната вызвано поступлением водно-углекислотного флюида с высоким содержанием К.
Фазы, находящиеся в полиминеральных включениях, образовались на стадии выноса при быстрой кристаллизации расплава, о чем свидетельствуют дендриты хромита и вариации в составах пироксенов и слюды, а так же присутствие содалита, фазы устойчивой при низких давлениях [16].
Таким образом, полученные нами данные позволяют выделить четыре стадии в эволюции состава деформированного гранатового лерцолита.
Первая стадия предполагает взаимодействие деплетированного перидотита с расплавом, по составу близким к карбонатитовым расплавам, и образование гранатов с синусоидальным распределением РЗЭ. Сложно определить, с каким процессом связано растворение граната с синусоидальным характером распределения РЗЭ. Этот процесс мог предшествовать или быть связан с метасоматозом силикатным расплавом, близким по составу РЗЭ к кимберлиту, но отличающемся повышенными содержаниями Nb, Ta, Hf. С этим этапом метасоматоза связаны рост краевых частей гранатов и появление клинопироксена.
На заключительном этапе, предшествовавшем выносу ксенолита кимберлитовым расплавом, наблюдались плавление граната, образование полиминеральных включений и келифитовых кайм. Этот этап сопровождался поступлением высококалиевого водно-углекислого флюида, о чем свидетельствуют полиминеральные включения, присутствующие в каймах новообразованного граната.
Список литературы
Burgess S.R., Harte B. // Journal of Petrology. 2004. V. 45. № 3. P. 609–633.
Simon N.S., Carlson R.W., Pearson D.G., et al. // Journal of Petrology. 2007. V. 48. № 3. P. 589–625.
Shimizu N. Young Geochemical Features in Cratonic Peridotites from Southern Africa and Siberia / Mantle Petrology: Field Observations and High Pressure Experimentation. Geochem Soc Spec Publ. 1999. V. 6. P. 47–55.
Griffin W.L., Shee S.R., Ryan C.G., et al. // Contrib. Mineral. Petrol. 1999. V. 134. P. 232–250.
Pearson D.G., Canil D., Shirey S.B. Mantle Samples Included in Volcanic Rocks: Xenoliths and Diamonds. / In: Carlson, R.W. (Ed.). Treatise on Geochemistry. 2003. V. 2. The Mantle and Core. Elsevier, Amsterdam. P. 171–276.
Kamenetsky V.S., Kamenetsky M.B., Golovin A.V., et al. // Lithos. 2012. V. 152. P. 173–186.
Harte B. // The Journal of Geology. 1977. V. 85. № 3. P. 279–288.
Sobolev N.V., Lavrentev Y.G., Pokhilenko N.P., Uso-va L.V. // Contrib. Mineral. Petrol. 1973. V. 40. № 1. P. 39–52.
Agashev A., Ionov D., Pokhilenko N., et al. // Lithos. 2013. V. 160. P. 201–215.
Stachel T., Aulbach S., Brey G.P., et al. // Lithos. 2004. V. 77. P. 1–19.
Ionov D.A., Blichert-Toft J., Weis D. // Geochim. Cosmochim. Acta. 2005. V. 69. P. 2399–2418.
Rudnick R.L., McDonough W.F., Chappell B.W. // Earth Planet. Sci. Lett. 1992. V. 114. P. 463–475.
Yaxley G.M., Crawford A.J., Green D.H. // Earth Planet. Sci. Lett. 1991. V. 107. P. 305–317.
Shu Q., Brey G.P. // Earth Planet. Sci. Lett. 2015. V. 418. P. 27–39.
Girnis A., Bulatov V.K., Brey G.P., et al. // Lithos. 2013. V. 160–161. P. 183–200.
Schneider J.B., Jenkins D.M. // The Canadian Mineralogist. 2020. V. 58. P. 3–18.
McDonough W.F., Sun S.S. // Chem. Geol. 1995. V. 120. № 3–4. P. 223–253.
Whitney D.L., Evans B.W. // Amer. Mineral. 2010. V. 95. P. 185–187.
Дополнительные материалы отсутствуют.
Инструменты
Доклады Российской академии наук. Науки о Земле