CC BY
51
Vestnik IG Komi SC UB RAS, December, 2014, No 12
УДК 550.42:546.027:470.21
ДИАГНОСТИКА ИЗОТОПНОЙ ГЕНЕТИЧЕСКОЙ ГЕЛИЕВОЙ МЕТКИ 3Не/4Не НА ПРИМЕРЕ МИНЕРАЛОВ МЕЛИЛИТ-ОЛИВИН-КАЛЬЦИТОВОГО ПЕГМАТИТА В ОЛИВИНИТАХ КОВДОРСКОГО МАССИВА (КОЛЬСКИЙ ПОЛУОСТРОВ]
Изотопный состав гелия может служить индикатором среды минералообразования. В продолжение темы о сохранности изотопов гелия в минералах были изучены оливин, диопсид, магнетит и апатит из пегматита Ковдорского массива. Выделение гелия осуществлялось как дроблением, при котором освобождался захваченный гелий из флюидных микровключений, так и плавлением, при котором освобождался весь гелий (захваченный и наработанный in situ). Содержание и изотопный состав гелия определялись на масс-спектрометре МИ-1201. Максимальная концентрация 3He достигается в апатите, поскольку апатит завершает процесс кристаллизации, но исходный состав гелия затушевывается добавкой радиогенного 4He, образованного при распаде U и Th. Высокие отношения 3He/4He во вторичных минералах (магнетите и диопсиде) показывают, что позднемагматические флюиды могут сохранять мантийный изотопный состав гелия и возможен эффект наследования изотопного состава гелия при замещении оливина диопсидом.
Ключевые слова: изотопы гелия, Ковдорский массив, благородные газы, пегматиты.
DIAGNOSTICS OF GENETIC HELIUM ISOTOPE RATIO 3He/4He ON EXAMPLE OF MINERALS FROM MELILITE-OLIVINE-CALCITE PEGMATITE IN OLIVINITES OF THE KOVDOR MASSIF (KOLA PENINSULA]
The isotopic composition of helium indicates mineral-forming environment. With reference to the study of helium isotopes retaining in minerals the following minerals from pegmatite of the Kovdor massif were studied: olivine, diopside, magnetite and apatite. Extraction of helium was carried out both by crushing of samples for helium release from fluid micro-inclusions and by melting, when the whole helium (captured and accumulated in situ) was released. The content and isotopic composition of helium was measured on a mass spectrometer MI 1201. The 3He maximum concentration was reached in apatite as it finalized the crystallization process, but the initial helium isotope composition in apatite was obscured by radiogenic 4He, generated by the decay of U and Th. The presence of mantle helium in secondary minerals (magnetite and diopside) indicates that the late magmatic fluids can also keep mantle isotopic composition of helium, and suggests the possibility of inheritance effect for helium isotopic ratio during the replacement of olivine by diopside.
Keywords: helium isotopes, Kovdor massif, noble gases, pegmatites.
И. Л. Каменский, С. В. Икорский, Т. В. Каулина
Геологический институт Кольского научного центра РАН, Апатиты [email protected]
Kamensky I. L., Ikorsky S. V., Kaulina T. V.
Geological Institute of the Kola Science Centre of RAS, Apatity
^ее&Мис ИГ Коми НЦ УрО РАН, декабрь, 2014 г., № 12
Введение
С открытием мантийного гелия в 1969 году [9] соотношение 3Не/4Не стало использоваться как изотопно-генетическая метка для характеристики процессов мантийно-корового взаимодействия [13]. Современные исследователи опираются на признанное к настоящему времени распределение значений изотопных отношений 3Не/4Не в оболочках Земли, а именно: земная кора — 3Не/4Не = = (1-2)-10-8, мантия — 3Не/4Не = = (1.1±0.1)-10-5 (МОЯВ), нижняя мантия — 3Не/4Не > 7-10-5 (плюмы), и более высокие отношения (например, в слое Б1 на границе с ядром).
Любой магматический расплав содержит некоторое количество летучих компонентов, среди которых всегда есть гелий, поэтому, опираясь на изотопное отношение 3Не/4Не, можно установить, был ли источник расплава мантийным или внутрикоро-вым. В работах [18, 3, 16] на основе изотопного состава гелия представлены убедительные доказательства плю-мовой природы девонского магматизма на Кольском полуострове.
При кристаллизации расплава какая-то доля летучих компонентов оказывается зафиксированной в первичных флюидных включениях. Гелий как микропримесь всегда следует за главным компонентом летучих ("Ьэз^эффект" [13, с. 377]) и размещается вместе с ними. Поскольку процесс кристаллизации расплава начинается с выпадения наиболее высокотемпературного минерала (часто это магнезиальный оливин), то считается, что именно он является наиболее представительным минералом для получения информации об изотопном составе гелия в расплаве [3, 16, 11]. При этом совершенно справедливо предполагается, что в начале кристаллизации окружающая расплав среда еще не успела конта-минировать гелий расплава своим гелием или такое влияние минимально. Но два обстоятельства, с нашей точки зрения, мешают оливину быть наиболее «информативным» минералом в отношении изотопного состава гелия в исходном расплаве:
1) благородные газы являются несовместимыми элементами и вместе с летучими компонентами концентрируются в остаточном расплаве, то есть первый кристаллизующийся минерал гелием обеднен. По количеству захваченного гелия оливин сильно
проигрывает минералам, выпадающим из расплава позднее [11, 6];
2) хорошо известно, что оливин очень быстро преобразуется в зоне ги-пергенеза или в ходе постмагматических процессов, что может приводить к изменению состава флюидных включений.
Вопрос о том, какие именно минералы, слагающие горную породу, являются наиболее информативными в отношении сохранности гелия минералообразующей среды, уже рассматривался [11, 12]. В работе [12] показано, что количество гелия возрастает в ряду породообразующих минералов (полевой шпат, нефелин, пироксен, амфибол, магнетит) в порядке их кристаллизации. В той же последовательности растет отношение 3Не/4Не. В работах [18, 16, 11], по сути повторяющих друг друга, приведены результаты анализов изотопов гелия как для породы в целом, так и для минералов, ее слагающих. Видно, что оливин всегда характеризуется меньшими концентрациями 3Не, чем порода в целом, а пироксе-ны, магнетит и прочие шпинелиды
значительно большими концентрациями. Для пород Хибинского массива нами ранее получены те же закономерности [6].
Мелилит-оливин-кальцитовый пегматит Ковдорского массива
Изучение минералов из мелилит-оливин-кальцитового пегматита в слюдоносных оливинитах Ковдорско-го массива было предпринято с целью определения изотопного состава гелия и выявления наиболее информативного минерала для суждения о гелии исходной минералообразующей среды.
Ковдорский массив ультраосновных и щелочных пород и карбонати-тов представляет собой многофазную интрузию центрального типа (см. рисунок), прорвавшую неоархейские биотитовые, амфибол-биотитовые гнейсы и гранитогнейсы Беломорского блока Балтийского щита [8, 4]. Возраст массива по ЯЪ-Бг- и И-РЪ-данным составляет 420—360 млн лет [15, 2].
Оливиниты, распространенные в центральной части Ковдорского
Схема геологического строения Ковдорского массива [1] с местом отбора пробы
Vestnik IG Komi SC UB RAS, December, 2014, No 12
n
массива, в первоначальном виде представляют собой массивные темно-серые средне- или крупнозернистые породы, местами имеющие ги-гантозернистое сложение [8]. Оли-виниты почти всегда в той или иной степени изменены, в результате чего появляются диопсид, флогопит, ме-лилит, перовскит, магнетит, кальцит, апатит, бадделеит и другие минералы.
Ранее [18, 3, 16] было показано, что формирование щелочно-ультра-основных и карбонатитовых интрузий девонского возраста, к которым относится Ковдор, произошло в результате деятельности плюма. В работах [18, 16] также показано, что весь 3He является захваченным, т. е. влияние гелия, сформировавшегося путем накопления «in situ» за счет взаимодействия тепловых нейтронов недр с легким изотопом Li или за счет воздействия космических лучей, пренебрежимо мало по сравнению с ювениль-ным гелием, присутствующим в расплаве исходно. Напомним, что рекорд по концентрации захваченного 3He принадлежит магнетиту из рудного оливинита Себльявра (другого щелоч-но-ультраосновного карбонатитового массива девонского возраста Кольского полуострова). Концентрация 3He в нем равна 4-10"9 см3/г, что в четыре раза превышает прежний рекорд для «popping rock» (например, [17]). И это в расчете на грамм; если же сопоставлять на единицу объема (что, с нашей точки зрения, более правильно, учитывая высокую удельную плотность магнетита относительно силикатных породообразующих минералов), то превышение будет десятикратным.
В Ковдорском массиве широко и разнообразно развиты поздне- и постмагматические образования [8]. Весь этот комплекс пород представляет собой генетически единую серию, возникшую в результате сложных и многостадийных процессов метасо-матической переработки оливинитов, пироксенитов и ийолит-мельтейгитов Ковдорского массива щелочными и углекислыми эманациями и растворами, связанными с более поздними интрузиями мантийно-производной щелочной и карбонатитовой магмы [8]. То есть и вторичные минералы в измененных оливинитах могут содержать мантийный He.
Проба была отобрана из мелилит-оливин-кальцитового пегматита (размер кристаллов форстерита до 14 см)
в среднезернистых оливинитах (см. рисунок). Коллекция минералов для определения изотопного состава гелия была представлена оливином (форстерит с мелкими включениями доломита, серпентинита и флогопита), диопсидом, магнетитом и апатитом. К первично-магматическим минералам относится только оливин. Диопсид в этих породах вторичный, он вместе с флогопитом развивается по оливину на позднемагматической стадии. В ассоциации с ними обычно наблюдаются апатит, кальцит (иногда доломит) и магнетит [8].
Итак, анализируя распределение изотопов гелия в выбранной коллекции минералов, мы исходим из того, что весь 3Не принадлежал исходной минералообразующей среде и является захваченным. Согласно [8], считаем, что магнезиальный оливин (форстерит) начинал процесс кристаллизации, затем на позднемагматической стадии из расплава/флюида кристаллизовались диопсид и магнетит, последним кристаллизовался апатит.
Для выделения гелия использовалось как дробление в вакуумиро-ванных стеклянных ампулах [5], при котором освобождается гелий флюидных микровключений, так и плавление, при котором освобождается весь гелий образца. Эти методики применялись и ранее [14]. Анализы производились на масс-спектрометре МИ-1201. Навески минералов были представлены частицами размером 0.25—0.63 мм.
Изотопный состав гелия
в изученных минералах
Результаты изотопных исследований приведены в таблице. Во всех случаях гелий, освобожденный из микровключений (дробление) имеет более высокое значение 3He/4He, чем «bulk» (весь гелий образца); именно по этому отношению, по наиболее высокому его значению, мы судим о наличии мантийной метки.
Максимальная концентрация 3He установлена для апатита, несмотря на то, что гелий мы смогли выделить только дроблением. Температуры нашей печки оказалось недостаточно, чтобы расплавить апатит, и, возможно, какая-то часть гелия при дроблении не покинула минерал. То есть, как и предполагалось [6], последний минерал оказывается концентратором захваченных летучих компонентов и гелия как примеси к ним. Микрозондовые исследования фтора-патита из Ковдорского массива также показали повышенное содержание CO2 (до 3.5 мас. % [4]).
Гелий в апатите не отражает мантийный состав, поскольку апатит в повышенных количествах содержит примесь радиоактивных актиноидов U и Th, которые частично замещают атомы Ca в результате сложного гете-ровалентного изоморфизма. Радиоактивный распад этих элементов и генерировал 4He, частично переместившийся во флюидные включения и полностью исказивший исходную
Результаты изотопных анализов гелия в минералах из мелилит-оливин-кальцитового пегматита в оливинитах Ковдорского массива
№ Навеска, г 4Не10"6 см3/г (3Не/4Не) 3Не10"10 Способ
Минерал х10~5 Ra см3/г газовыделения
РК-2 1.0 30.0 0.133 0.95 0.399 дробление
Оливин 1.0 38.0 0.151 1.07 0.574 дробление
РК-3 1.0 1.72 1.432 10.2 0.268 дробление
Диопсид 0.128 6.42 0.503 3.6 0.323 плавление
Магнетит 0.95 0.280 8.4 30.8 1.200 0.868 8.6 6.2 1.008 2.672 дробление плавление
1.0 450.0 0.063 0.45 2.835 дробление
РК-1 Апатит 0.0647 0.0905 12243.0 11751.0 <0.010 0.0025 <0.07 0.018 2.938 прогрев прогрев
0.50 518.0 0.052 0.37 2.694 дробление
0.50 597.0 0.049 0.35 2.925 дробление
Примечание. Газовыделение осуществлено двумя методами:
1) дробление в вакуумированных стеклянных ампулах;
2) плавление (прогрев) в вакууме при температуре 1450—1500 °С;
Фоновые количества составляли для 4Не 6-10-9 см3 и для 3Не < 10-14 см3 за все время опыта.
SecnHue ИГ Коми НЦ УрО РАН, декабрь, 2014 г., № 12
мантийную метку в них. В изученном апатите содержание И — около 20 ррт, ТЪ — 1000—1300 ррт. В свою очередь оливин, диопсид и магнетит в Ковдор-ском массиве характеризуются низкими содержаниями И и ТИ на уровне 1—5 ррт [18].
Оливин, вероятно, за счет своего преобразования в зоне гипергенеза, также малоинформативен в отношении ювенильного гелия среды мине-ралообразования, характеризующего магматический мантийный источник (см. таблицу).
Максимальное отношение 3Не/4Не установлено для диопсида, то есть мантийная компонента гелия в этом минерале выражена наиболее ярко. Поскольку диопсид развился по оливину, возможно, именно эти изотопные отношения гелия и были присущи исходному оливину [8], что также согласуется с низким содержанием гелия в диопсиде. В данном случае можно говорить о наследовании гелия при замещении оливина диоп-сидом. Эффект наследования примесей при замещении одного минерала другим установлен и для распределения РЗЭ [10].
Магнетит по содержанию 3Не уступает апатиту, а по отношению 3Не/4Не слегка уступает диопсиду (см. таблицу). Магнетит избежал заметной зараженности радиоактивными элементами, и его ювенильная мантийная метка выглядит достаточно четко.
Выявлению зависимости между последовательностью кристаллизации, структурой минералов и изотопным составом захваченных благородных газов посвящено много работ [11, 12 и др.]. Летучие компоненты, где гелий и другие благородные газы всегда присутствуют как второстепенные примеси, относятся к категории компонентов, остающихся в расплаве, поэтому размещаются главным образом в последнем из кристаллизующихся минералов. Туда же попадают и несовместимые радиоактивные элементы, за счет распада которых нарушается исходное отношение 3Не/4Не (как и для другой геологической обстановки [7]). В нашем случае последним из кристаллизующихся минералов был апатит, который, несмотря на максимальную наблюдаемую концентрацию гелия среды минералообразо-вания, в генетическом плане эту среду не характеризует, поскольку гелий-генерирующие И и ТИ могут входить в решетку апатита как изоморфные примеси. В данном случае логичнее
рассматривать магнетит как последний из кристаллизующихся минералов, в котором присутствует только ювенильный захваченный гелий, находившийся в изотопном равновесии с магматическим расплавом.
Таким образом, из изученных минералов мантийную гелиевую метку несут только позднемагматические минералы: диопсид, развивающийся по оливину, и магнетит. То есть позднемагматические флюиды, в которых накапливаются летучие компоненты и гелий, как несовместимые элементы могут сохранять мантийный изотопный состав гелия. При этом, возможно, ввиду более низких температур контаминации флюидов гелием из окружающей среды также не происходит.
Выявление исходных, принадлежащих среде минералообразования летучих компонентов, и гелия в частности, является, с одной стороны, очень интересной, а с другой — крайне сложной задачей. В работе [6] показано, что при дроблении разрушаются микровключения разного генезиса и при формальном подходе можно сделать ошибочные выводы. Выбор минерала, несущего петрологически значимый ювенильный изотопный состав гелия, является отдельной важной задачей. Если в работе [6] таковым является титано-магнетит, который характеризуется не только наиболее высоким отношением, но и наивысшей концентрацией 3He, то в нашем случае это диопсид, который, как и полагается по смыслу решаемой задачи, имеет наибольшее (для данной коллекции) значение 3He/4He, но наименьшую концентрацию 3He.
Выводы
1. 3He, являясь меткой среды ми-нералообразования, достигает максимальной концентрации в апатите, подтверждая тот факт, что апатит завершает процесс кристаллизации. Поскольку апатит содержит радиоактивные элементы, генерирующие 4He, переход части этого возникающего «in situ» гелия во флюидные включения полностью затушевывает исходную мантийную гелиевую метку.
2. Мантийную гелиевую метку демонстрируют минералы, образовавшиеся на позднемагматической стадии: магнетит и диопсид, развивающийся по оливину. Следовательно, позднемагматические флюиды также могут сохранять мантийный изотопный состав гелия и в данном случае
не контаминируются гелием из неоархейских гнейсов и гранитогнейсов рамы Ковдорского массива.
3. Наиболее высокие значения отношений 3Не/4Не (1.43-10-5 (ЯА= 10.2)) отмечены в диопсиде, хотя он и характеризуется наименьшими концентрациями 3Не. То есть имеет вероятность эффект наследования изотопного состава гелия при замещении оливина диопсидом.
Таким образом, выбор минерала, пригодного для определения мантийной гелиевой метки, определяется стадией его кристаллизации из расплава позднемагматического флюида и его структурой, позволяющей вхождение или невхождение радиоактивных актиноидов, отвечающих за образование радиогенного 4Не.
Авторы благодарны Р. П. Лиферо-вичу за любезно предоставленный геоло -гический материал и конструктивные замечания.
Литература
1. Арзамасцев А. А, Федотов Ж. А., Арзамасцева Л. В. Дайковый магматизм северо-восточной части Балтийского щита. СПб.: Наука, 2009. 383 с. 2. Баянова Т. Б., Кирнарский Ю. М, Левкович Н. В. И-РЪ-изучение бадделеита из пород Ков-дорского массива // Доклады РАН. 1997. Т. 356. № 4. С. 509—511. 3. Грачев А. Ф. Мантийные плюмы и проблемы геодинамики // Физика Земли. 2000. № 4. С. 337. 4. Иванюк Г. Ю., Яковенчук В. Н, Пахо-мовский Я. А Ковдор. Апатиты: Минералы Лапландии, 2002. 326 с. 5. Икорский С. В., Каменский И. Л. Метод дробления горных пород и минералов в стеклянных ампулах при изотопных исследованиях благородных газов // Тезисы докладов XV Симпозиума по геохимии изотопов им. академика А. П. Виноградова. Москва, 1998. С. 115. 6. Каменский И. Л., Скиба В. И. Определение генезиса декрепитиру-ющих и недекрепитирующих микровключений в минералах горных пород путем изучения изотопов гелия и аргона // Геохимия. 2011. №1. С. 50—58. 7. Киселев Г. П. Прогноз месторождений полезных ископаемых и загрязнения геологической среды уран-изотопными методами: Дис. ... д-ра геол.-минерал. наук: 25.00.11, 25.00.36. Архангельск, 2005. 197 с. 8. Кухаренко А А, ОрловаМ. П., Бу-лахА Г., Багдасаров Э. А, Римская-Корса-кова О. М, Нефедов Е. И., Ильинский Г. А, Сергеев А. С., Абакумова Н. Б. Каледонский комплекс ультраосновных, щелочных пород и карбонатитов Кольского по -луострова и Северной Карелии: (Геология, петрология, минералогия и геохи-
Vestniâ IG Komi SC UB RAS, December, 2014, No 12
мия). М.: Недра, 1965. 772 с. 9. Мамырин Б. А, Ануфриев Г. С., ТолстихинИ. Н, Каменский И. Л. Аномальный изотопный состав He в вулканических газах // Доклады АН СССР. 1969. Т. 184. № 5. С. 1197—1199. 10. Скублов С. Г. Геохимия редкоземельных элементов в породообразующих метаморфических минералах. СПб.: Наука, 2005. 147 с. 11. Тостихин И. Н, Каменский И. Л., Марти Б., Нивин В. А., Ветрин В. Р., Балаганский Е. Г., Икорский С. В., Ганнибал М. А, Кирнарский Ю. М., Вейсс Д., Верхулст А, Демаффе Д. Идентификация вещества нижнемантийного плюма в девонских щелочно-ультраосновных карбонатитовых комплексах Кольского полуострова на основании изучения изотопии благородных газов и радиоактивных элементов. Апатиты; Нанси; Брюссель, 1999. 97 с. 12. Gan-ninbal M. A, Kamensky I. L., Ikorsky S. V., Nivin V. A. Trapped helium in the rocks: preferable minerals and retaining (after the example of the Kola Peninsula rocks age of 370 Ma) // Abstracts of the Ninth international conference on geochronology, Cos-mochronology and isotope geology. ICOG-9. 1998. Beijing, China. P. 43. 13. Hoble Gases in Geochemistry and Cosmochemistry. (Ed. Porcelli et al.) // Reviews in mineralogy and Geochemistry. 2002. Vol. 47. 844 p. 14. Kamensky I. L., Tolstikhin I. N., Vetrin V. R Juvenile helium in ancient rocks: I. 3He excess in amphiboles from 2.8 Ga charnokite series Crust-mantle fluid in untracrustal magmatic processes // Geochimica et Cosmochimica acta. 1990. Vol. 54. P. 3115— 3122. 15. Kramm U, Kogarko L. N., Kononova V. A., Vartianen H. The Kola Alkaline Province of the CIS and Finland: precise Rb-Sr ages define 380-360 Ma age range of all magmatism. Lithos. 1993. Vol. 30. P. 33—34. 16. Marty B, Tolstikhin I., Kamensky I. L., Nivin V., Balaganskya E., Zimmerman J.-L. Plume-derived rare gases in 380 Ma carbonatites from the Kola region (Russian)
and the argon isotopic composition in the deep mantle // Earth Planet Sci. Lett. 1998. Vol. 164. № 1-2. P. 179-192. 17. Sarda P., Graham D. Mid-ocean ridge popping rocks: implications for degassing at ridge crests // Earth Planet Sci. Lett. 1990. Vol. 97. P. 268289. 18. Tolstikhin I. N, Kamensky I. L., Nivin V. A, Vetrin V. R, Balaganskaya E. G., Ikorsky S. V., Gannibal M. A., Kirnarsky Yu. M, Marty B, Weiss D., VerhulstA. and Demaiffe D. Low mantle plume component in 370 Ma old Kola ultrabasic-alkaline-carbonatite complexes: Evidences from rare gas isotopes and related trace elements // Russian Journal of Earth Sciences. 1999. V. 1. № 2. P. 179-222.
References
1. Arzamastsev A. A., Fedotov Zh. A., Arzamastseva L. V. Daikovyi magmatizm seve-ro-vostochnoi chasti Baltiiskogo schita (Dyke Magmatism of North-Western Baltic Shield). Saint-Petersburg, Nauka, 2009, 383 p. 2. Bay-anova T. B., Kirnarskii Yu. M., Levkovich N. V. U-Pb izuchenie baddeleita izporod Kov-dorskogo massiva (U-Pb study of Baddeleyite From Kovdorsky Massif). Doklady RAN, 1997, V. 356, No 4, pp. 509-511. 3. Grachev A. F. Mantiinye plyumy i problemy geodinamiki (Mantle Plumes and Geodynamics), Earth's Physics, 2000, No 4, pp. 3—37. 4. Ivanyuk G. Yu., Yakovenchuk V. N., Pahomovskii Ya. A. Kovdor. Apatity: Mineraly Laplandii (Kovdor. Apatity: Laplandia Minerals). 2002, 326 p. 5. Ikorskii S. V., Kamenskii I. L. Me-tod drobleniya gornyh porod i mineralov v steklyannyh ampulah pri izotopnyh issledovani-yah blagorodnyh gazov (Rock Crushing in Ampoules at Isotope Studies of Gases). Moscow, 1998, pp. 115. 6. Kamenskii I. L., Skiba V. I. Opredelenie genezisa dekrepitiruyuschih i nedekrepitiruyuschih mikrovklyuchenii v min-eralah gornyhporodputem izucheniya izotopov geliya i argona (Determination of Genesis of Decrepitating and Non-decrepitating Microinclusions in Minerals by Helium and Argon
Isotope Studies). Geochemistry, 2011, No 1, pp. 50—58. 7. Kiselev G. P. Prognoz mestoro-zhdeniipoleznyh iskopaemyh i zagryazneniya geologicheskoi sredy uran-izotopnymi metoda-mi (Forecast of Mineral Deposits and Environmental Pollution by Uranium Isotope Methods), dissertation: 25.00.11, 25.00.36. Arhangelsk, 2005, 197 p. 8. Kuharenko A. A., Orlova M. P., Bulakh A. G., Bagdasarov E. A., Rimskaya-Korsakova O. M., Nefedov E. I., Il'inskii G.A., Sergeev A. S., Abakumo-va N. B. Kaledonskii kompleks ul'traosnovnyh, schelochnyh porod i karbonatitov Kol'skogo poluostrova i Severnoi Karelii (Geologiya, pe-trologiya, mineralogiya igeohimiya) (Kaledo-nian Complex Of Ultrabasic Alkaline Rocks And Carbonatites Of Kola Peninsula And Northern Karelia (Geology, Petrology, Mineralogy and Geochemistry). 1965, Moscow, Nedra, 772 p. 9. Mamyrin B. A., Anuphriev G. S., Tolstikhin I. N., Kamenskii I.L. Anomal'nyi izotopnyi sostav He v vulkanicheskih gazah (Anomalous He Isotope Composition in Volcanic Gases), Doklady AN SSSR 1969, V. 184, No5, pp. 1197—1199. 10. Skublov S. G. Geohimiya redkozemel'nyh elementov v porodoobrazuyuschih metamorficheskih miner-alah (Geochemistry of Rare Earth Elements in Rock-Forming Metamorphic Minerals). Saint-Petersburg, Nauka, 2005, 147 p. 11. Tostikhin I. N., Kamenskii I. L., Marti B., Nivin V. A., Vetrin V. R., Balagan-skii E. G., Ikorskii S. V., Gannibal M. A., Kirnarskii Yu. M., Veiss D., Verhulst A., Demaffe D. Identiflkatsiya veschestva nizhne-mantiinogo plyuma v devonskih schelochno-ul'traosnovnyh-karbonatitovyh kompleksah Kol'skogo poluostrova na osnovanii izucheniya izotopii blagorodnyh gazov i radioaktivnyh elementov (Identification of substance of Low-Mantle Plume in Devonian Alkaline-Ultra-basic Carbonatite Complexes of Kola Peninsula on the Basis of Study of Isotopes of Noble Gases and Radioactive Elements). Apati-ty-Nansi-Brussels, 1999, 97 p.
Рецензент д. г.-м. н. A. M. Пыстин
