CC BY
36
ФРАГМЕНТЫ ДОУРАЛЬСКОЙ ИСТОРИИ ПОДНЯТИЯ ЕНГАНЕПЗ (ПОЛЯРНЫЙ УРАЛ]
К. г.-м. н. А.НА.ЕСоболева
К. г.-м. н. К.ИВ.ИКуликова
А.[А.[Моргунова*
Л.ИВ.СБезинова*
В осевой части поднятия Енганепэ на Полярном Урале выходит на поверхность комплекс доуралид, стратифицированная часть которого представлена верхнерифейско-вендскими образованиями бедамельской серии с манюку-яхинской толщей в основании (в последних серийных легендах она переведена в ранг свиты) и молассовыми отложениями енганепэйской свиты вендско-кембрийского возраста. Магматические образования доордовикского возраста представлены вулканитами в составе бедамельской серии и их субвулканическими аналогами, а также более древними плутоническими породами, обнажающимися в северной части поднятия. Здесь на протяжении нескольких километров на водоразделе рек Манюкуяха и Янескеулекталь-ба и в нижнем течении последней можно проследить полосу серпентинитово-го меланжа север-северо-западного простирания шириной до 700 м (рис. 1). По мнению многих исследователей это фрагмент древних доуральских офио-литов, обдуцированных при закрытии позднепротерозойского океанического бассейна [2—4, 7, 9, 13 и др.].
В составе серпентинитового меланжа присутствуют тектонические фрагменты магматических пород более древних, чем бедамельские. Блоки, имеющие размеры от первых десятков метров до 1 км, сложены интрузивными породами, образующими непрерывную серию и отвечающими по составу габбро, кварцевым диоритам и тонали-там [6]. Наибольшие объемы сложены кварцевыми диоритами (вероятно, это были диориты, позднее окварцован-ные). На небольшом участке в одном из блоков в краевой его части виден го-
*Институт экспериментальной минералогии РАН, п. Черноголовка.
**СыктГУ
Рис.П. Геологическая схема поднятия Енганепэ.
1 — Осадочные породы от верхнекембрий-ско-нижнеордовикских до пермских; 2 — верхневендско-нижнекембрийские мета-терригенные образования енганепэйской свиты; 3 — верхнерифейско-вендские вулканогенные породы бедамельской серии; 4 — верхнерифейские метатерригенные образования манюкуяхинской свиты; 5 — ранне-среднеордовикские субвулканические тела габбро-долеритов леквожского комплекса; 6 — поздневендские субвулканические тела риолитов лядгейского комплекса; 7 — позднерифейско-вендские субвулканические тела и дайки долеритов и габ-бро-долеритов бедамельского комплекса; 8 — тектонические блоки позднерифейских габбро, кварцевых диоритов и тоналитов нияюского комплекса; 9 — геологические границы; 10 — тектонические нарушения;
11 — серпентинитовый меланж
рячий контакт кварцевых диоритов с вмещающими туффитами или мелкообломочными туфами, относящимися, по-видимому, к тому же раннему магматическому этапу. Плагиограниты (трондьемиты) прорывают эти породы и залегают в виде секущих жил мощностью 0.05—1.50 м. По химическому составу габбро, кварцевые диориты и то-налиты сопоставимы с образованиями незрелых островных дуг, а плагиогра-
ниты близки к породам, сформировавшимся в условиях достаточно мощной континентальной коры—активных континентальных окраин, зон аккреции или коллизии. Изотопный возраст кварцевых диоритов и тоналитов, определенный по цирконам, — 730—720 млн лет, жил плагиогранитов — 680—670 млн лет [1, 6, 9]. Как мы полагаем, рассматриваемые блоки являются реликтами корневых частей примитивной поздне-рифейской островной дуги, а плагиог-ранитные жилы свидетельствуют о более позднем событии, которым могла быть, например, аккреция дуги к континенту. Всесторонняя подробная характеристика образований этого этапа была дана нами в отдельной статье [6].
Магматические породы следующего этапа представлены покровами вулканитов бедамельской серии и связанными с ними субвулканическими образованиями. (Ранее В. И. Мизиным были детально охарактеризованы эти породы в составе енганепэйского комплекса [5].) В рассматриваемом районе бедамельская серия не расчленена, но по петрохимическим данным можно выделить два типа ассоциаций вулканитов — непрерывно-дифференцированную (слагающую нижнюю толщу, как мы полагаем по аналогии с другими районами) и контрастную ба-зальт-риолитовую (на севере поднятия присутствуют только основные ее члены, а кислые представлены в южной части). Долериты, комагматичные базальтам контрастной ассоциации, а также мелкие субвулканические тела риолитов (в южной части поднятия) прорывают покровы вулканитов непрерывнодифференцированной ассоциации. Дайки долеритов сходного состава секут, кроме того, блоки плутонических пород в полосе серпентинитового меланжа, подтверждая тем самым свой
более поздний возраст по отношению к породам блоков.
Вулканиты покровной фации — это темно-серые, голубовато-зеленоватосерые породы, имеющие мелко-, среднеблоковую или плитчатую отдельность, нередко рассланцованные. В некоторых местах в бассейне р. Манюку-яха в них сохранилась хорошо выраженная подушечная отдельность, свидетельствующая, так же как и зеленокаменные изменения, о подводных условиях формирования (рис. 2).
Базальты и андезибазальты непрерывной ассоциации имеют таксито-вую, флюидальную и миндалекаменную (в приконтактовых частях потоков) текстуру. Округлые и продолговатые миндалины размером 1.5—2.0 мм, выполненные кварцем и эпидотом, составляют до 15 об. %. Реликтовые структуры пород — интерсертальная, гиало-пилитовая, иногда с элементами вари-олитовой (рис. 3, А), вторичная структура — микролепидонематогранобла-стовая. Встречаются также редкие эпи-дот-хлоритовые псевдоморфозы по темноцветному минералу размером до 1 мм — предположительно замещенные вкрапленники пироксена. Породы сложены разноориентированными микролитами соссюритизированного плагиоклаза, мелкими зернами кварца, эпидота, актинолита, карбоната, чешуйками хлорита. Присутствуют редкие мелкие зерна рутила. Рудные минералы представлены сульфидами, лейкок-сенизированным ильменитом и редкими выделениями гематита. Сульфиды (предположительно пирит) образуют
зерна неправильной формы и их скопления, часто встречаются в краевых частях миндалин и по трещинам. Лей-коксенизированный ильменит образует мелкую вкрапленность и равномерно распределен по породе.
Для андезитов типична миндалекаменная текстура. Миндалины, содержание которых в породе в среднем 5— 10 об. %, выполнены кварцем (крупные, размером 2—6 мм), хлоритом (мелкие, до 0.5 мм) или обоими этими минералами. В породах наблюдается сериально-
порфировая структура и реликтовая ги-алопилитовая структура основной массы. Порфировые вкрапленники, составляющие до 15 об. %, представлены сос-сюритизированным плагиоклазом, моноклинным пироксеном (рис. 3, Б) и в некоторых разностях предположительно ромбическим пироксеном. Плагиоклаз образует отдельные таблички с прямой зональностью размером до 2.5 мм и гломеропорфировые сростки, а также более мелкие вкрапленники размером до 0.5 мм. Моноклинный пироксен, отвечающий по оптическим свойствам диопсиду-авгиту, встречается в виде призматических кристаллов размером до 1 мм и гломеропорфиро-вых сростков, частично замещен хлоритом. Ромбический пироксен образует идиоморфные кристаллы и их сростки и нацело замещен магнезиальным хлоритом или карбонатом. Основная масса состоит из разноориентированных микролитов соссюритизированного плагиоклаза и вторичных минералов — продуктов перекристаллизации стекла. Рудные минералы — сульфиды,
магнетит или титаномагнетит, лейко к-сенизированный ильменит, гематит. Пирит обычно развит в миндалинах, где можно наблюдать его хорошо выраженные кубические кристаллы.
Андезидациты и дациты часто имеют флюидальную и полосчатую текстуру, в некоторых разностях наблюдается хорошо выраженное перлитовое сложение. Миндалин немного, они крупные и обычно неправильной формы, сложены хлоритом и кварцем. Для пород обычна порфировая и гломеропор-фировая структура с высоким содержанием вкрапленников (15—40 %), представленных в андезидацитах соссю-ритизированным плагиоклазом, акти-нолитизированным и хлоритизирован-ным авгитом, в некоторых разностях нацело хлоритизированным ортопироксеном и мелкими кристаллами роговой обманки (рис. 3, В), а в дацитах — олигоклазом, роговой обманкой (рис. 3, Г) и единичными зернами ре-зорбированного кварца. Плагиоклаз встречается в виде отдельных табличек размером до 1.5 мм и гломеропорфи-ровых ростков. В андезидацитах в этих срастаниях иногда участвуют пироксе-ны, а в дацитах — роговая обманка и кварц. Основная масса, характеризующаяся реликтовой гиалопилитовой структурой, сложена разноориентированными соссюритизированными микролитами плагиоклаза, мелкими зернами роговой обманки, эпидота, актинолита, кварца, карбоната, чешуйками хлорита. В разностях с пилотакси-товой структурой преобладают ориентированные микролиты плагиоклаза, а в породах с апогиалиновой структурой — микро зернистый агрегат вторичных минералов, развившихся при перекристаллизации стекла. Акцессорные минералы представлены цирконом и апатитом. Рудные минералы такие же, как в андезитах.
Базальты контрастной ассоциации по внешнему облику неотличимы от основных пород непрерывной ассоциации. Они характеризуются однородной текстурой в центральных частях потоков и миндалекаменной и атакситовой в их приконтактовых зонах. Содержание миндалин, выполненных хлоритом и карбонатом, достигает 30 об. % при размере 0.005—2 мм. Породы имеют реликтовую интерсертальную структуру (рис. 3, Д). Микролиты основного плагиоклаза соссюритизированы. Интер-стиции выполнены девитрифицирован-ным и перекристаллизованным стек-
Рис.И. Подушечная отдельность в базальтах. Верховья р. Манюкуяха
Рис.З. Структуры метаморфизованных вулканитов бедамельс-кой серии и субвулканических пород. А—Г — породы непрерывно-дифференцированной серии:
афировый базальт с аповариолитовой структурой (А), порфировый андезит с вкрапленниками плагиоклаза и клинопироксена и апогиалопилитовой структурой основной массы (Б), порфировый андезидацит с вкрапленниками плагиоклаза и роговой обманки и апогиалопилитовой структурой основной массы (В), порфировый дацит с вкрапленниками плагиоклаза и роговой обманки и апопилотакситовой структурой основной массы (Г); Д — базальт контрастной ассоциации с апоинтерсертальной структурой; Е—Ж — базиты даек: долерит с микродолеритовой структурой (Е), габбро-долерит с пойкилоофитовой и пегматитовой структурами (Ж). Микрофотографии в поляризованном свете
Т а б л и ц а 1
Химический Еостав Магматических бород Поднятия [Енганепэ (Мас. %)
Номер образца БІО, тю2 А1203 Ре203 РеО МпО мёо СаО N3,0 К20 р205
Вулканиты непрерывно-дифференцированной серии
3/05 67.21 0.38 14.43 1.86 3.68 0.08 1.12 3.86 5.43 0.08 0.08
57-1/05 64.95 0.35 13.53 3.69 3.84 0.09 1.58 3.06 4.41 1.24 0.11
05-082 62.69 0.36 13.61 2.69 3.51 0.11 3.48 3.72 6.39 0.65 0.10
105/05 62.43 0.31 13.94 2.17 4.57 0.09 4.06 4.74 2.33 2.39 0.10
102/05 60.24 0.35 14.11 2.62 5.05 0.13 4.75 4.37 5.14 0.18 0.10
101/05 58.60 0.35 14.12 2.46 5.81 0.14 4.55 6.24 4.00 0.23 0.10
104/05 57.82 0.24 15.66 1.54 4.15 0.11 4.21 7.53 5.51 0.39 0.10
103-1/05 56.63 0.28 12.98 2.68 5.38 0.13 5.74 5.91 3.20 0.10 0.10
1/05 53.86 0.76 13.57 3.29 8.08 0.20 5.24 9.34 2.81 0.28 0.09
103/05 52.39 0.35 12.31 2.38 4.48 0.10 7.04 8.33 1.40 1.17 0.10
47/05 50.76 0.71 14.43 3.45 8.50 0.21 6.73 8.86 1.87 0.58 0.07
5/05 50.21 0.81 16.92 1.82 5.61 0.13 8.08 8.12 3.61 0.42 0.05
Вулканиты контрастной ассоциации
42/05 54.14 1.26 12.82 3.60 9.25 0.26 4.35 6.30 2.08 0.80 0.14
49/05 52.06 1.19 12.62 9.62 6.53 0.16 5.61 4.66 2.04 1.61 0.09
99/05 49.25 1.16 13.17 4.17 10.09 0.14 6.24 9.14 2.32 0.84 0.06
58/05 46.92 2.12 13.88 3.80 9.35 0.22 7.68 7.65 2.28 2.21 0.27
Субвулканические породы
16/05 51.81 1.60 15.56 4.11 5.76 0.17 4.52 7.59 3.89 1.56 0.10
34/05 50.76 1.61 15.01 3.55 8.26 0.18 3.97 5.65 4.97 0.84 0.69
4/05 49.85 2.16 14.00 4.46 10.05 0.14 4.33 8.74 2.51 0.67 0.11
2/05 49.72 1.30 15.31 1.87 7.29 0.19 7.02 9.57 3.01 0.70 0.13
89/05 49.33 2.25 13.28 3.29 8.56 0.21 6.81 9.34 3.33 0.75 0.07
91/05 48.74 1.90 15.17 3.08 7.30 0.18 5.68 10.63 2.69 1.46 0.31
12/05 46.00 1.66 15.52 3.77 8.57 0.20 7.10 6.97 4.25 0.11 0.28
Примечание. [Анализы произведены методами классического химического и рентгено-флюоресцентного анализов в ИГ Коми НЦ УрО РАН.
лом, представляющим собой агрегат мелких выделений титанита, лейкоксена, эпидота, актинолита, карбоната и чешуек хлорита. Титаномагнетит образует мелкую вкрапленность, равномерно распыленную по породе, сульфиды слагают более крупные зерна неправильной формы и скопления.
Долериты и габбро-долериты, слагающие дайки, рвущие блоки позднери-фейских плутонических пород в серпен-тинитовом меланже, образования маню-куяхинской свиты и вулканиты беда-мельской серии — это массивные мелко- и среднезернистые породы, темносерые, зеленовато-серые, иногда с голубоватым оттенком. Для них характерна параллелепипедальная отдельность.
Можно встретить две разновидности пород — равномернозернистую и порфировую. В порфировых разностях вкрапленники (5—10 %) представлены соссюритизированным и скаполитизи-рованным плагиоклазом размером до 6 мм, основная масса долеритовой (рис. 3, Е) и пойкилоофитовой, иногда с элементами пегматитовой (рис. 3, Ж) структуры сложена лейстами измененного плагиоклаза и клинопироксеном, отвечающим по оптическим свойствам
10---------------------------------
диопсиду-авгиту. Зерна пироксена частично или полностью замещены роговой обманкой, амфиболом ряда тре-молит-актинолит и хлоритом. В габбро-долеритах в небольшом количестве содержатся кварц и калиевый полевой шпат, образующие гранофировые участки в интерстициях между лейстами
плагиоклаза. Акцессорные минералы представлены титанитом и апатитом, рудные — относительно крупными выделениями титаномагнетита и в меньшей степени сульфидами. Типичные вторичные минералы — амфибол тре-молит-актинолитового ряда, кварц, эпи-дот, скаполит, хлорит и карбонат.
О
«3
О
+
О
О?1
£
8Ю2, мае. % #1 м2 пз
Рис.З. Составы базитов поднятия Енганепэ на классификационной диаграмме (КазО+КзО) — ЗЮз. Усл. обозн. к рис. 4—8:
1 — породы непрерывной серии, 2 — базальты контрастной ассоциации, 3 — долериты и габбро-долериты даек. Индексами обозначены поля пород нормального (Н), умереннощелочного (УЩ) и щелочного (Щ) петрохимических рядов
Базальты, андезибазальты, андезиты и дациты непрерывной ассоциации (табл. 1) образуют известково-щелочную серию (рис. 4). Вулканиты низкокалиевые (рис. 5), им свойственны натриевый и в меньшей степени калиевонатриевый тип щелочности, низкая ти-танистость и высокие значения коэффициента глиноземистости. Рост его величины от основных к кислым членам
серии отражает увеличение степени дифференцированности пород. Базальты контрастной ассоциации характеризуются умеренно повышенной щелочностью при ее калиево-натриевом характере; по содержанию К2О относятся преимущественно к умеренно- и высококалиевым породам, по величине коэффициента глиноземистости — к низко- и умеренно-глиноземистым; содержание в них титана значительно выше, чем в базальтах непрерывной ассоциации. Они характеризуются значениями величины К2О/ТЮ2 меньше 0.8 и высокими БеО*/М§О. Учитывая наличие среди этих пород разностей с повышенной щелочностью, их следует относить к базальтам субщелочной и толеитовой серий.
Долериты и габбро-долериты даек по уровню содержания щелочей, характеру щелочности, низкой величине коэффициента глиноземистости и высокой титанистости соответствуют рассмотренным базальтам контрастной ассоциации.
Рассмотрение распределения элементов-примесей в вулканитах (табл. 2) позволило подтвердить сделанный вывод о существовании двух ассоциаций и предположить, в каких тектонических условиях они могли образоваться. Рассмотрим наиболее типичные виды распределений элементов-примесей в ис-
следуемых породах. Базальты непрерывно-дифференцированной серии характеризуются пониженными суммарными концентрации РЗЭ и крайне низким (Ьа-^УЬ^ 1.1) обогащением легкими редкими землями (ЬЯЕЕ) относительно тяжелых (ИЯЕЕ) по сравнению с основными породами контрастной ассоциации (более поздней, как мы полагаем) и долеритами, в которых это обо-
гащение уже значительно сильнее (Ьа^У^ 3.5—3.8). Дефицит европия хорошо проявлен во всех базитах (Е^/Еи^* 0.1—0.3) (рис. 6).
Все составы базальтоидов и долери-тов обогащены по сравнению со средними океаническими толеитами (К-МОЯБ) крупноионными элементами, особенно ЯЪ, Ба, 8г, ТЬ, и слегка обеднены высокозарядными элементами, что сближает их с базальтами над-субдукционных обстановок (островных дуг) [8]. Вместе с тем базальты контрастной ассоциации и долериты даек обладают более высокими содержаниями К, ТЬ, №>, ЬЯЕЕ, Р, 2г, И, Т и понижен-
Т а б л и ц а 2
С одержание Эёементов-примесей в Нородах Основного Состава поднятия Инганепэ (Г/т)
5/05 42/05 91/05
Еа 2.88 10.90 10.00
Се 7.48 22.30 22.10
Рг* 1.17 2.72 2.75
N<5 6.0 11.1 11.6
8ш 2.02 3.10 3.27
Ей 0.12 0.38 0.33
Сё* 3.02 4.49 4.48
ТЬ 0.5 0.68 0.67
Оу* 2.92 4.24 4.00
Но* 0.67 0.94 0.86
Ег* 1.90 2.68 2.31
Тш* 0.29 0.42 0.35
УЬ 1.70 2.11 1.77
Ей 0.28 0.38 0.30
Сумма РЗЭ 30.95 66.44 64.79
Эг 90 40 40
яь 110 30 60
Ва 115 55 300
ТЬ 0.41 1.05 1.24
Та н/о н/о н/о
тчь н/о 3.3 11.0
Хх 38 82 100
Ж 1.07 1.85 3.19
У 10 20 10
Примечание. 5/05 — базальт непрерывно-дифференцированной серии, 42/05 — базальт контрастной ассоциации, 91/05 — до-лерит. Элементы определены методами ИНАА и рентгенорадиометрическим (8г, КЬ, У, КЬ) в ГЕОХИ РАН, количественным спектральным (2г) в ИГ Коми НЦ УрО РАН.
ными — 8г и ИЯЕЕ по сравнению с базальтами непрерывной серии, проявляя черты пород, сформированных в условиях растяжения (рис. 7). Сочетание в базальтах контрастной ассоциации и долеритах геохимических характеристик пород как островодужных, так и в какой-то мере рифтогенных (рис. 8), по-
100
1 І і і і і і і і і і і і і
Еа Се Рг* N(1 Бт Ей Осі* ТЬ Оу* Но* Ег* Тт* УЬ Ей
—□-91/05 -■- 42/05 —♦— 5/05 Рис. 13. Распределение редкоземельных элементов в базальтах и долеритах, нормированное
к составу хондрита [11]
11
4
45 50 55 60 65 70
8Ю2, мае. %
Рис.Н. Диаграмма для подразделения пород по содержанию К2О. Индексами обозначены поля низкокалиевых (НК), умеренно-калиевых (УК) и высококалиевых (ВК) пород
Рис.П. Распределение элементов-примесей в базальтах и долеритах, нормированное к составу средних базальтов срединно-океанических хребтов (ЫМОЯБ) [12]. Концентрации Та и находящиеся ниже предела обнаружения (см. табл. 2), нанесены условно
Рис.В. Составы базитов поднятия Енганепэ на диаграмме Б. Г. Лутца (1980).
Тренды: I — океанический, II — континентальных рифтов, III — островодужный
зволяет предположить, что они относятся к разновидности базальтов задуго-вых бассейнов [8].
Мы полагаем, что магматические породы бедамельской серии формировались в условиях активной окраины: вулканиты непрерывно-дифференцированной ассоциации — в островодужной обстановке, а более поздние базальты и комагматичные им долериты — в окраинно-морской обстановке, например, после возможного расщепления островной дуги, в результате которого был заложен задуговый бассейн. Это предположение, конечно, требует дальнейшего всестороннего обоснования, так как существуют и другие варианты, когда на конвергентных границах плит могли бы наступить условия растяжения.
Существует проблема нижней границы возраста бедамельской серии, но некоторые сделанные нами выводы позволяют его наметить. Не обнаружено
отличий долеритов, прорывающих блоки в серпентинитовом меланже, от пород, секущих бедамельские толщи, на основании чего мы можем заключить, что бедамельская серия (по крайней мере основные породы контрастной ассоциации) сформировалась позже позднерифейских габбро, кварцевых диоритов и тоналитов, слагающих блоки в меланже, и условно наметить нижний возрастной рубеж как 670 млн лет. Верхняя же граница возраста определена при датировании субвулканичес-ких риолитов южной части поднятия Енганепэ как 555—547 млн лет [10].
Таким образом, изучив доордовик-ские толщи на севере поднятия Енганепэ, можно выделить два самостоятельных магматических этапа в эволюции доуралид: (1) более древний позднери-фейский, на котором происходило формирование примитивной островной дуги и ее вероятная аккреция к масси-
ву континентальной коры (континенту?), и (2) более молодой позднерифей-ско-вендский, когда длительно развивалась, по всей видимости, уже другая островная дуга. На последнем этапе ее развития формирование пород происходило в условиях растяжения.
Литература
1. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:200 000. Серия Полярно-Уральская. Листы Q-41-V,VI,XI. Объяснительная записка, 2005 (в печати). 2. Душин В. А. Магматизм и геодинамика палеоконтинентального сектора севера Урала. М.: Недра, 1997. 213 с. 3. Кузнецов Н. Б., Соболева А. А., Удоратина О. В., Герцева М. В. Доордовикские гранитоиды Тимано-Уральского региона и эволюция Протоуралид-тиманид. Сыктывкар: Геопринт, 2005. 100 с. 4. Куликова К. В., Кузнецов Н. Б., Дорохов Н. С. Формационная типизация и палеогеодинамическая позиция по-зднедокембрийских и раннесреднепалеозойских комплексов севера Урала // Петрология магматических и метаморфических комплексов. Томск, 2001. С. 151—160. 5.Мизин В. И. Позднепротерозойский вулканизм Севера Урала. Л.: Наука, 1988. 175 с. 6. Моргунова А. А., Соболева А. А. Реликты корневой части позднерифейской примитивной островной дуги на севере поднятия Енганепэ (Полярный Урал) // Вестник Института геологии Коми НЦ УрО РАН. 2007. № 12. С. 13—18. 7. Самыгин С. Г., Лейтес А. М. Тектоническое развитие Урала и Аппалачей в палеозое // Закономерности формирования структуры континентов в неогее. М.: Наука, 1986. С. 67—84. 8. Фролова Т И., Бурикова И. А. Магматические формации современных геотектонических обстановок. М.: Изд-во МГУ, 1997. 320 с. 9.Хаин Е. В., Бибикова Е. В., Дегтярев К. Е. и др. Палеоазиатский океан в неопротерозое и раннем палеозое: новые изотопно-геохронологические данные // Геологическое развитие протерозойских перикра-тонных и палеоокеанических структур Северной Евразии: Материалы совещания. СПб.: Тема, 1999. С. 175—181. 10. Шишкин М. А., Малых И. М., Матуков Д. И., Сергеев С. А. Риолитовые комплексы западного склона Полярного Урала // Геология и минеральные ресурсы европейского северо-востока России: Материалы XIV Геологического съезда Республики Коми. Сыктывкар: Геопринт, 2004. Т. II. С. 148—150. 11. Boynton W V Geochemistry of rare earth elements meteorite studies // Rare Earth Element Geochemistry. Amsterdam, 1984. Р. 63—114. 12. Pearce J. A. Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries // Andesites: Orogenic Andesites and Related Rocks (ed. R. S. Thorpe), 1982. P. 525—548. Chichester: J. Wiley 13. Scarrow J. H., Pease V., Fleutelot C., Dushin V. The late Neoproterozoic Enganepe ophiolite, Polar Urals, Russia: An extension of the Cadomian arc? // Precambrian Research. 2001. № 110. P. 255—275.
