Дальневосточный геологический институт ДВО РАН 690022, Владивосток, просп. 100-летия Владивостока, 159
Введение
Предлагаемое сообщение является продолжением цикла статей, посвященных новым данным по геологии Холодниканского зеленокаменного пояса (ХЗКП) [21, 22]. Рассматриваются геохимические особенности метаморфических пород холодниканского метаморфического комплекса (ХК) с целью установления условий формирования их вулканогенных протолитов (ортопротолитов). В составе ХК выделено две толщи, из которых нижняя имеет исходную вулканогенную, а верхняя - вулканогенно-осадочную природу [21]. По изотопно-геохимическим признакам ортопротолиты нижней и верхней толщи идентичны вулканитам, соответственно, коматиит-базальтовой ассоциации коматиит-толеитовой серии (КТС) и андезит-дацит-риолитовой ассоциации известково-щелочной серии (ИЩС) [21, 23]. Таким образом, ортопротолитами амфиболитов и эпидот-амфиболовых сланцев, слагающих нижнюю толщу ХК, являются вулканиты КТС, а ортопротолитами амфиболовых, эпидот-амфиболовых сланцев; эпидот-слюдисто-амфиболовых, эпидот-слюдистых, мусковитовых сланцев, соответственно, являются базальты, андезибазальты и андезиты, дациты, риолиты ИЩС.
В работе обсуждается петрогенезис вулканитов КТС и ИЩС: устанавливаются термодинамические параметры условий образования выплавок, их вероятные магматические источники, предлагается модель формирования ортопротолитов. Полученные результаты
Краткая петро- и геохимическая характеристика метавулканитов КТС и ИЩС. Вопрос этот детально рассмотрен в предыдущей публикации [21], однако для удобства восприятия материала представляется необходимым повторить некоторые основные тезисы.
Рис. 1. Распределение REEв метавулканитах Коматиит-толеитовой серии
а - коматииты, б - коматиитовые базальты, в -толеитовые базальты; Нормализация к хондриту по [39].
Коматиитовые базальты по содержаниям
MgO располагаются в интервале 11.29-14.09
мас.% (табл. 1, ан. 7-12). Обратная по
отношению к Mg зависимость содержаний
Са и А1 в породах свидетельствует о том, что
по мере снижения магнезиальности расплавов,
доля пироксеновой и плагиоклазовой фаз в
них увеличивается. Среднее отношение
СаО/А12Оз=0.73 в сравнении с коматиитами
понижено, породы обогащены Ti по
отношению к А1203 (Al203/Ti02 = 13.54) и Са
(CaO/ Ti02 = 9.53); Y - по отношению к Ti
(Ti/Y = 238.2) и Zr (Zr/Y = 2.49); Nb - по
отношению к Zr (Zr/Nb = 21.38). Содержание
130<Ni<220 г/т и 140<Сг<1500 г/т
существенно понижено в сравнении с
коматиитами, что, вероятно, обусловлено
фракционированием оливина в магматических
очагах. Поведение REE в породах
характеризуется как близким к хондритовому
((La/Yb)N = 1.08) спектром распределения, так
и, в значительной степени, обогащением LREE
((La/Yb)N = 7) (рис. 1 б), незначительными Ей
аномалиями. Повышенное содержание LREE
может свидетельствовать о том, что
магматический источник претерпел
предварительную высоко температурную дифференциацию различной степени с фракционированием клинопироксена. Толеитовые базальты по сравнению с коматиитовыми базальтами обеднены 5.24<MgO<8.96 мас.% (табл. 1, ан. 13-18), в сравнении с хондритом - Y по отношению к Ti (Ti/Y = 340.82) и обогащены Nb по отношению к Zr (Zr/Nb = 9.28). Спектры распределения REE характеризуются умеренной дифференциацией (4.36<((La/Yb)N<7.65) (рис. 1 в), их топология соответствует архейским толеитам ТН-2 [18]. На спайдерграмме (рис. 2) холодниканские базальты сходны (за исключением Р) с толеитами кайнозойской рифтовой системы [25].
Андезит-дацит-риолитовая ассоциация. Базальты представлены высоко глинозёмистым
100
Л
к sн х а
2
Ssа. с
1
а. о
х
.,"--¦-
1
¦ 3 Х4 05
"SJK
10
г-гш
"Чгк
* I
У
h
V
t
разностям (А120з>15 мас.%), типичные составы их показаны в таблице 2, ан. 1-3. Спектр распределения REE в породах соответствуют типу архейских базальтов ТН-2 по [18]. Характерно слабое обогащение LREE (2.34<(La/Yb)N<3.37) (рис 3 а) и единичные «-» аномалии (Eu/Eu*=0.52).
дифференциацией REE (12.2<(La/Yb)N< 55.2) и наличием «-»Еи аномалий (рис. 3 б). По характеру распределения индикаторных элементов изученные породы сходны с андезитами мезо-кайнозойскими рифтовых зон [31], при этом, содержания Rb и HREE в первых - понижены, а Ва и Zr - повышены.
Дациты (табл. 2, ан. № 13-18 ) по спектру распределения REE соответствуют архейским дацитам группы F2 по [18]. Для них характерна высокая степень дифференциации REE (25.31<(La/Yb)N<50.19) с 200-кратным обогащением LREE по отношению к хондритовому уровню. Наличие «+» (Eu/Eu*)n = 1.6 и «-» (Eu/Eu*)n = 0.6 аномалий (рис. 3 в) свидетельствует о вариации окислительных условий в магматическом очаге. В сравнении с мезо-кайнозойскими дацитами рифтовых зон [31], содержани Ва, Nd, Sm HREE в изученных - понижены.
Риолиты - наиболее кислые разности метавулканитов ХК (70.89<SiC>2<77.95 мас.%, ан. 19-22. табл. 2), по спектрам распределения REE сходны с рассмотренными выше дацитами (рис. 3 в). Обсуждение и выводы
Петрогенезис ортопротолитов.
В основу предлагаемых моделей происхождения расплавов вулканитов ХК положены петро- и геохимические особенности рассматриваемых пород.
Коматиит-базальтовая ассоциация. Наиболее распространенной моделью происхождения коматиитовых и толеитовых расплавов, формировавших вулканиты докембрийских ЗКП, является модель декомпрессионного плавления мантийного плюма. При этом состав расплавов определяется глубиной и Т°С плавления мантийного вещества. Эта модель основана на многочисленных экспериментальных и расчетных данных [9, 36,47], из которых следует, что при высоких (Т = 2000°С, Р = 150 кбар) параметрах плавления мантийного материала, гранат становится стабильной фазой и концентрируется в рестите, в результате чего образуются деплетированные алюминием ультраосновные расплавы. При снижении Т°С и Р по мере подъема мантийного плюма, ликвидусной фазой на глубинах <200 км становится оливин и ультраосновные выплавки приобретают А1-недеплетированный характер. В малоглубинных условиях (50 - 80 км) мантийный диапир становится источником базитовых магм [44, 53].
Поскольку первичные структурно-текстурные особенности (спинифекс-структуры) коматиитов ХК в результате метаморфизма утрачены, определение термодинамических условий формирования их расплавов (некумулятивного первичного состава коматиитов) затруднено. Важную роль в таком случае играют соотношения содержаний 21.87<MgO<25.90 мас.% (табл. 1, ан.1-6) и магнезиальности 0.80<(Mg = Mg/(Fe + Mg)<0.85. В нашем случае эти соотношения, вынесенные на построенную по экспериментальным данным диаграмму термодинамических условий плавления мантийного лерцолита [30], позволяют установить следующее. Во-первых, -соответствие лишь некоторых (з-48-д. з-1-е, з-15-е, з-1-д) из выборки проанализированных нами образцов коматиитов первичным коматиитовым расплавам. Во-вторых, - приближенные термодинамические параметры формирования первичных коматиитовых расплавов. Корректность их определения (по Т°С) подтверждена альтернативными расчетами по методу Несбета [46]. Результаты наших определений приведены в таблице 3. Таким образом, формирование расплавов коматиитов происходило в условиях 1410<Т°С<1460 и 22<Р<25 кбар, при степени частичного плавления ~ 40 %. Выявленные химические и термодинамические параметры, свидетельствующие о том, что источником коматиитовых расплавов ХК служила деплетированная мантия, согласуются с результатами Sm-Nd изотопных исследований: 1.4<8ш(Т)<2 [23].
Таблица 3
Условия формирования коматиитовых расплавов холодниканского комплекса
Коматиитовые базальты со столь низкой магнезиальностью 0.62<Mg#<0.80 (ll<MgO<14 мас.% (таблица 1, ан. 7-12)) не могли быть получены путем прямого плавления мантийного источника [30]. Наиболее вероятным механизмом их формирования представляется кристаллизационная дифференциации коматиитов в промежуточных магматических камерах согласно [9], при участии во фракционировании одного оливина.
Толеитовые базальты по химизму (5<MgO<9 мае. %, табл.1, ан. 13-18, 0.3<Mg#<0.67) согласуются с моделью фракционирования исходных магм с содержанием 10<MgO<ll мас.% в промежуточных очагах при низких давлениях по феннеровской схеме под контролем оливин-плагиоклазовой и оливин-плагиоклаз-клинопироксеновой котектик [14].
Андезит-дацит-риолитовая ассоциация. Метавулканиты этой ассоциации ИЩС составляют главный объем докембрийских серогнейсовых комплексов фундамента древних щитов, слагают значительную долю в стратиграфических разрезах зеленокаменных поясов. Происхождение расплавов магматических образований данной ассоциации в структурах докембрия рассматривается в рамках двух основных моделей: частичного плавления мафических источников и кристаллизационной дифференциации базальтовых магм. Современными петрологическими исследованиями признается приоритетным формирование магматических пород ИЩС по сценарию первой модели. Впервые предложенная [40], эта модель подтверждена экспериментами в широком диапазоне Т°С и Р при Рн20<Робщ [5, 13, 34, 41]: показана возможность получения широкого спектра известково-щелочных расплавов - от базальтов до дацитов - при различных вариациях степеней частичного плавления базитового источника (амфиболита, гранатового амфиболита, эклогита). Однако, возможность образования кислых вулканитов ИЩС типа F II (наиболее обогащенных LREE) архейских ЗКП таким путём, результатами исследований [18] ставилась под сомнение. Для этих типов магм предложен был следующий механизм: частичное плавление метапород, составы протолитов которых идентичны 1 -грауваккам, 2 -андезитам, 3 - бимодальной трондъемит-тоналитовой ассоциации. С помощью механизма частичного плавления вещества поднимающихся мантийных струй (диапиров), по утверждению [17], можно объяснить наиболее важные особенности стратиграфического разреза и вещественного состава пород ЗКП. Рассмотренные выше условия формирования вулканитов КТС дают основания полагать, что вулканиты ИЩС формировались при плавлении континентальной коры южного сегмента Алданского щита под влиянием тепла поднимающегося плюма. Известно, что по давлению условия плавления базитов, слагающих основание континентальной коры мощностью ~ 30 км, не превышают 10 кбар. При выборе состава базитового источника расплавов ИЩС учитывалось то обстоятельство, что 3 млрд. лет назад во время формирования протолитов Олондинского и Темулякитского ЗКП [28], произошло наращивание базитовыми магмами (андерплейтинг) основания земной коры на юго-западе Алданского щита, в том числе, и под Зверевским блоком.
Таблица 4 Результаты расчётов составов модельных расплавов вулканитов известково-щелочной серии
Примечание. L- расплав, Gr- гранат, Hyp- гиперстен, Срх - клинопироксен, НЬ -амфибол, Р1 - плагиоклаз, Kfs-калиевый полевой шпат, С° - содержание REE в источнике расплавов, d - содержание элемента в модельном расплаве, Сх - содержание элемента в хондрите С1 [49].
Коэффициенты распределения REE между минеральными фазами и расплавом приняты по [35].
La Се
YbLu
Рис. 3. Распределение нормализованных к хондриту [39] REE в метавулканитах андезит -дацит-риолитовой ассоциации: а - базальты, б - андезиты, в - дациты. Широким пунктиром показаны распределения REE в модельных расплавах. KD распределения REE - по [35].
Базальты. Магматическими источниками пород, согласно вышеизложенному, принимаются составы, аналогичные среднему составу толеитовых базальтов Олондинского ЗКП [28]. В этой связи представляют интерес результаты экспериментов [5] по дегидратационному плавлению амфиболитов при 750<Т°С< 1000 и Р=10 кбар. Расплавам с фиксированной кремнекислотностью в эксперименте [5] соответствуют следующие параметры плавления амфиболитов (при Р= 10 кбар, Т=1000°С): базальт (SiC>2=52 мас.%), степень плавления - 46 %, состав рестита (в объемных %): гиперстен - 2, клинопироксен - 44, плагиоклаз - 8. Используя данные по содержанию REE в источнике расплава можно рассчитать состав модельного расплава андезита на основе соотношения [50], описывающего зависимость концентрации элемента в расплаве от исходного содержания в источнике, степени плавления и суммарного коэффициента распределения между реститовыми фазами и расплавом. Результаты расчетов состава модельного расплава, отвечающего принятым условиям, приведены в таблице 4 и на рис. 3 а. Соответствие (таблица 4, рис. 3 a) REE спектра состава модельного расплава полю спектров REE изученных известково-щелочных базальтов свидетельствует о непротиворечивости принятой модели. Андезиты, как показано выше, обеднены HREE, что может свидетельствовать о равновесии андезитового расплава с гранатсодержащим реститом. Появление граната в составе рестита плавящегося метабазальта возможно, согласно экспериментам [5], при величине Р~10 кбар. В эксперименте указанных авторов расплавам с кремнезёмистостью SiCb = 62 мас.% (средняя кремнезёмистость метаандезитов ХК) соответствует Т=925°С. Расчёты по результатам эксперимента [5] указывают на то, что источником расплава для андезитов ХК могли служить известково-щелочные метабазиты гранулитового комплекса Зверевского блока. Принятые в качестве магматического источника для андезитовых расплавов ХК, сходные по геохимическим признакам известково-щелочные метабазиты, известны в составе смежного Сутамского блока [4]. Содержания (г/т) REE в них следующие: Се - 26, Nd - 9.9, Sm - 2.4, Eu - 0.62, Yb - 1.6. Результаты расчетов состава модельного расплава андезита на основе соотношения [50], объемы выплавок и состав рестита - представлены в таблице 4. Соответствие спектров распределения REE модельного расплава и изученных андезитов ХК (рис 3 б) представляется достаточным основанием для того, что бы принять данную модель их формирования.
Дациты. Модельные расчеты исключают возможность получения расплавов дацитов ХК в результате плавлении базитовых источников в рамках экспериментов [5]. Для расплавов дацитов группы F II [18], принадлежность к которой дацитов ХК показана выше, различными авторами были предложены источники сиалического типа, в том числе - граувакки. В составе гранулитового комплекса Зверевского блока распространены биотитовые плагиогнейсы, протолитом которых
установлены граувакки [12]. По петрографическим особенностям и химическому составу [12] они весьма сходны с биотитовыми плагиогнейсами грауваккового состава Сутамского блока [4]. Имеются эксперименты плавления биотитовых гнейсов грауваккового состава (Mg —49) при давлении 5 кбар [51]. С учетом изложенного, для модельного расчета условий плавления в качестве источника магматического расплава нами взята химически идентичная метаграувакка (Mg —48) из метаморфического комплекса Сутамского блока. [4], содержания (г/т) REE в которой следующие: Се - 40.02, Nd - 18.07, Sm - 3.49, Eu - 0.75, Tb - 0.49, Yb - 1.00. Модельные расчеты (табл. 4, рис. 3 в) показывают, что формировавший дациты ХК расплав идентичен полученному при плавлении метаграувакк при Т=880 °С и Р=5 кбар.
Принадлежность магматических источников пород андезит-дацит-риолитовой ассоциации ХК к супракристаллическим коровым образованиям, установленная по термо-баро-геохимическим признакам, подтверждена результатами Sm-Nd изотопных исследований: 8ш(Т) = -3,4±1,2 [23].
Модель формирования ортопротолитов
Слагающие непрерывный разрез ХК метавулканиты представлены ассоциациями двух петрохимических серий: КТС и ИЩС [21]. Подобное совместное залегание в едином разрезе вулканитов указанных ассоциаций отмечается для раннедокембрийских ЗКП всех континентов [6, 7, 18, 39]. Выявленная закономерность, в совокупности с рассмотренным выше материалом, позволяет сформулировать модель происхождения вулканитов ХК этих ассоциаций, которая заключается в следующем. Инициирующий магматизм коматиит-толеитовой специфики представлен был расплавами, которые отделялись на глубинах 80-90 км при плавлении мантийного вещества вследствие декомпрессии. На меньших глубинах в результате дифференциации в промежуточных камерах шло формирование расплавов коматиитовых и толеитовых базальтов. В результате излияния этих расплавов на поверхность была сформирована нижняя вулканогенная толща ХК, сложенная переслаивающимися коматиитами и базальтами. Сопутствующие этому процессу подъем геоизотерм и воздействие продуктов плавлении мантийного вещества и тепловой энергии на коровые образования южной части Алданского щита, обеспечивали условия их частичного плавления. Излияниями образовавшихся при этом расплавов была сформирована андезит-дацит-риолитовая ассоциация ИЩС. По мере остывания мантийного диапира, коматиит-толеитовый магматизм затухает, а вулканизм известково-щелочного типа становится профилирующим, процесс этот сопровождался синхронным осадкообразованием. Таким образом были сформированы протолиты верхней толщи ХК.
Заключение
Ортопротолиты, слагающие единый стратиграфический разрез в составе нижней и верхней толщ холодниканского метаморфического комплекса, представлены вулканитами коматиит-толеитовой (коматиит-базальтовая ассоциация) и известково-щелочной (андезит-дацит-риолитовая ассоциация) серий, соответственно. Вулканиты этих серий характеризуются близостью по времени излияния на поверхность Земли, однако имеет принципиально различные магматические источники, которые идентифицируются с мантийным и коровым уровнями для ортопротолитов нижней и верхней толщ, соответственно.
Геолого-петрологическая модель происхождения вулканитов рассмотренных ассоциаций предполагает сценарий, соответствующий модели декомпрессионного плавления мантийного вещества в условиях континентальной коры повышенной мощности и в последующем взаимодействии его продуктов и тепловой энергии с коровыми образованиями.
Геодинамические обстановки, существовавшие в период формирования протолитов ХК, а так же, сопутствующие процессам становления и эволюции структуры Холодниканского зеленокаменного пояса будут рассмотрены в следующей публикации.
Автор выражает признательность д.г.-м.н. М.А. Мишкину
- за консультации и конструктивные обсуждения по теме.
Статья подготовлена при поддержке ДВО РАН: проект РФФИ-ДВО РАН № 06-05-96090
микроконтинентальных столкновений в течение позднего пермобильного этапа // Ранняя история Земли.
М.: Мир, 1980. С. 123-142.
4. Вовна Г.М. Геохимия архейских гранулитов юга Алданского щита. М.: Наука, 2007. 107 с.
5. Вольф М.Б., Уайли П.Дж. Некоторые результаты экспериментального исследования
дегидратационного плавления амфиболита при 10 кбар // Геология и геофизика. 1993. № 12. С. 100-115.
Вревский А.Б. Геолого-петрологическая систематика зеленокаменных поясов архея. // Проблемы эволюции докембрийской литосферы / под ред. Б.С. Ссоколова. Л.: Наука, 1986. С. 37-44.
Вревский А. Б., Рыбаков С. И., Ефимов М. М. и др. Сравнительный анализ геологического строения и развития зеленокаменных поясов Балтийского и Южно-Индийского щитов // Геотектоника. 1996. №5. С. 43 -56.
Геологическая карта СССР. Масштаб 1:200000, серия Алданская, лист O-51-XXXV, Москва, 1976.
Гирнис А.В., Рябчиков И.Ф., Богатиков О.А. // Генезис коматиитов и коматиитовых базальтов. М.: Наука, 1987. 120 с.
Грачев А. Ф., Федоровский B.C. Зеленокаменные пояса докембрия: рифтовые зоны или островные дуги//Геотектоника. 1980. № 5. С. 3-24.
Другова Г.М., Неелов А.Н. Полиметаморфизм докембрийских образований южной част Алданского щита и хр. Станового. - Тр. ЛАГЕД АН СССР. 1960. Вып. 11. С. 141-216.
Дук В.Л., Кицул В.И., Петров А.Ф. и др. Ранний докембрий Южной Якутии. М.: Наука, 1986. 200 с.
Ермаков В.А., Соловьева ТН., Геншафт Ю.С. и др. // Экспериментальные исследования в области глубинного петрогенезиса. Москва: Ин-т физики Земли РАН. 1976. С. 3-65.
Золотухин В.В., Малюк Б.И. Проблемы петрологии ассоциирующих вулканогенных базитов и ультрабазитов древних платформ и их никеленосности. Новосибирск. 2001. 244 с.
Кепежинскас К.Б. Парагенетический анализ и петрохимия среднетемпературных метапелитов. Новосибирск.: Наука, 1977. 196 с.
Классификация магматических (изверженных) пород и словарь терминов. М.: Недра, 1997. 248 с.
Конди К., Аллен П. Происхождение архейских чернокитов южной Индии. В кн. Геохимия архея. М.: Мир, 1987. С. 224-249.
Конди К. Архейские зеленокаменные пояса. М.: Мир, 1983. 390 с.
19. Котов А.Б. Граничные условия геодинамических моделей формирования континентальной коры
Алданского щита. Автореф. дис. докт. геол.-мин. наук. Санкт-Петербург. 2003. 78 с
20. Красный Л.И. Геология района Байкало-Амурской магистрали. М.: Недра, 1980. 150 с.
Лаврик С.Н. "Холодниканский зеленокаменный пояс, природа протолитов метапород как основа структурно - петрологической типизации пояса" Электронный журнал "Исследовано в России", 003, стр. 27-38, 2008 г. htth://zhurnal.ape.relarn.ru/articles/2008/003/pdf
Лаврик С.Н. "Холодниканский зеленокаменный пояс: геодинамическая обстановка метаморфической эволюции пород" Электронный журнал "Исследовано в России", 56, стр. 632-646, 2008 г. htth://zhurnal. аре. relarn.ru/articles/2008/056/pdf
Лаврик С.Н., Мишкин М.А., Моисеенко В.Г. и др. Первые данные по Sm-Nd изотопной систематике метавулканитов Холодниканского зеленокаменного пояса юга Алданского щита. // ДАН. 2002. Т. 382. № 1. С. 97-100.
24. Леонов Ю.Г. Континентальный рифтогенез: современные представления, проблемы, решения. //
Геотектоника. 2001. № 2. С. 3 - 16
Магматические горные породы. Основные породы. М.: Наука, 1985. Т. 3.. 487 с.
Минц М.В. Ранний докембрий северо-востока Балтийского щита (геология, палеогеодинамика и эволюция континентальной коры). Автореф. дис. докт. геол.-мин. наук. М.: ГИН РАН, 1993. 399 с.
Московченко Н.И., Красников Н.А., Семенов А.П. Эндогенная эволюция структурно-вещественных комплексов зоны сочленения алданид и становид. // В. кн: Метаморфизм докембрия в районе Байкало-Амурской магистрали. Л. 1983.С. 97-127.
Пухтель И.С, Журавлев Д.З. Петрология основных - ультраосновных метавулканитов и связанных с ними пород Олондинского зеленокаменного пояса, Алданский щит. // Петрология. 1993. Том 1. № 3. С. 306 -344
Рыбаков СИ. и др. Вулканизм архейских зеленокаменных поясов Карелии. Л.: Наука, 1981. 154 с.
30. Рябчиков И.Ф., Богатиков О.А. Физико-химические условия генерации и дифференциации карельских
коматиитов // Геохимия. 1984. Т 5. С. 625-638.
31. Сахно В.Г. Позднемезозойско-кайнозойский континентальный вулканизм Востока Азии.
Владивосток: Дальнаука, 2001. 335 с.
Смолькин В. Ф. Существовала ли океаническая кора в раннем протерозое в пределах северо-востока Балтийского щита? // Материалы международного совещания «Докембрий Северной Евразии». Санкт-Петербург, ИГГД РАН. 1997. С .27-28.
Уиндли Б.Ср. Новые тектонические модели эволюции архейских континентов и океанов // Ранняя история Земли. М.: Мир, 1980. С. 115-122.
Anhaeusser C.R. The Barberton Mauntain Land, South Africa - a guide to the understanding of the Archean geology of Western Australia // Geol. Soc. Aust. Spec. Publ. 1971. V. 3. P. 57-70
Arth J.G. Behavior of trace elements during magmatic processes - a summary of theoretical models and their applications // J. Res. U.S. Geol. Surv. 1971. V. 4. N 1. P. 41-47.
Bickle M.J., Ford C.E., Nesbet E.G. The petrogenesis of peridotitic komattites: evidence from highpressure melting experiments // Earth and Planet. Sci. Lett. 1977. V. 37. P. 97-106.
Condie К. C. A mantle plume model for the origin of Archean greenstone belts based on trace element distributions. //Nature. 1975. V. 258. P. 413 - 414.
Dennen W.H., Moore B.R. Chemical definition of nature detrital sedimentary rock // Nat. Phys. Sci. 1971. V. 234. P. 127-128.
Evensen N.M., Hamilton PL, O'Nions R.K. Rare earth elements abundances in chondritic meteorites // Geochim. Cosmochim. Acta. 1978. V. 42. N 8. P. 1199-1212.
Green Т.Н., Ringwood A.E. Genesis of the calc-alcaline igneous rock suite // Contr. Miner. Petrol. 1968. V. 18. N2. P. 105-162.
Holloway J.R., Burnham C.W. Melting relations of basalt with eqilibrium water pressure less than total pressure // J. Petrol. 1972. V. 13. N 1. P. 1-29.
Hunter D.R. Crustal development in the Kaapvaal craton. I. The Archean. // Precambrian Res. 1974. V. 1. P. 259-294.
Jensen L.S. A new cation plot for classifying subalcalic volcanic rocks // Ontario Div. Mines. Misc. Pap. 66. 1976.
McKenzie D., Bickle M.J. The volume and composition of melt generated by extension of the lithosphere. // J. Petrology. 1988. 29. P. 625-679.
Naldrett A. J., Turner A.R. The geology and petrogenesis of a greenstone belt and related nickel sulfide mineralization at Yakabindie, Western Australia//Precambrian Res. 1977. V. 5,N 1. P. 43-103.
Nesbet E.G., Cheadle M.J., Arndt N.T. et al. Constraining the potential temperature of Archean mantle: a review of the evidence from komatiites. // Lithos. 1993. V. 34. P. 291 - 307..
Ohtani E., Kawabe J., Moriyama J. et al. Partioning of elements between majorite garnet and melt and implications for petrogenesis of komatiite // Contr. Miner. Petrol. 1989. V. 103. P. 263-269.
48. Rapp R.P., Watson E.B., Miller C.F. Partial melting of amfibolite/eclogite and the origin of Archean
trondhjemites and tonalites // Precambrian Res. 1991. V. 91. P. 1-25.
Rollinson R Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation, Interpretation. Longman Scientific and Technical. London. 1993.352 pp.
Shaw D.M. Trace element fractionation during anatexis/ // Geohim. et cosmochim. Acta. 1970. 1970. V. 34. N42. P. 331-340.
Stevens G., Clemens J.D., Droop G.T.R. Melt production during granulite-facies anatexis experimental data from "primitive" metasendimentary protoliths. Contr. Miner. Petrol. 1997. V. 128. P. 352-370.
Sun S.S., Nesbitt R.W. Petrogenesis of Archaean ultrabasic and basic volcanics: evidence from rare earth elements // Contrib. Min. Petr. 1978. V. 65. N 3. P. 301-325.
Takahashi E., Kushiro I. Melting of a dry peridotite at high pressure and basalt magma genesis // Amer. Mineral. 1983. V. 68. P. 859-879
Wood D.A., A variably veined suboceanic upper mantl - genetic significance for mid-ocean ridge basalt from geochemical evidence. Geology, 1979, 7; 499-503
Wood D.A., Treuil M., Weaver B.L.Trace element variations in Atlantic ocean basalts and Proterozoic dykes from Northern Scotland: their bearing upon the nature and geochemical evolution of the upper mantle. Tectonophysics. 1981, 75, 91 - 112.
100 г 
Примечание. L- расплав, Gr- гранат, Hyp- гиперстен, Срх - клинопироксен, НЬ -амфибол, Р1 - плагиоклаз, Kfs-калиевый полевой шпат, С° - содержание REE в источнике расплавов, d - содержание элемента в модельном расплаве, Сх - содержание элемента в хондрите С1 [49].