CC BY
14
Й
Научная статья УДК 522.18
О наличии постмагматической стадии формирования алмазов в кимберлитах
С.КСИМАКОВН, ЮБСТЕГНИЦКИЙ2
'ООО «АДАМАНТ», Санкт-Петербург, Россия 2НИГП АК «АЛРОСА», Санкт-Петербург, Россия
Как цитировать эту статью: Симаков С.К., Стегницкий Ю.Б. О наличии постмагматической стадии формирования алмазов в кимберлитах // Записки Горного института. 2022. Т. 255. С. 319-326. DOI: 10.31897ZPML2022.22
Аннотация. При изучении кимберлитовых тел выделяется многофазность кимберлитового вулканизма и фаци-альная неоднородность образований, слагаемых кимберлитовые трубки. Большинство исследователей связывают образование алмазов только с мантией. На сегодняшний день выделены минералы-спутники, ассоциирующие с кимберлитовыми алмазами, обладающие специфическими составами, объединенные в глубинную мантийную «алмазную ассоциацию». Они извлекаются из концентрата тяжелой фракции кимберлитов и могут отражать степень их потенциальной алмазоносности. При этом для некоторых минералов алмазной ассоциации они не всегда достоверны. Рядом исследователей кроме глубинных алмазных ассоциаций выделялась и малоглубинная, связанная с образованием серпентина, кальцита, апатита и флогопита из собственно кимберлита. Недавно появились данные об образовании алмазов в породах океанической коры. Установлены находки микроалмазов в хромитах в равновесии с антигоритом, образовавшемся при температурах 350-650 °С и давлениях 0,1-1,6 ГПа. Авторами на основе имеющихся экспериментальных и минералогических данных в кимберлитах выделена постмагматическая стадия формирования алмазов для условий малоглубинной верхней мантии и земной коры, связанная со вторичным минеральным образованием. Проведенные минералого-петрографические исследования кимберлитовой трубки в Анголе свидетельствуют, что индикационным минералом такой стадии в кимберлитовых породах является антигорит.
Ключевые слова: кимберлит; алмаз; абиорганика; гидротермальные постмагматические процессы; антигорит; вторичное минералообразование
Поступила: 28.01.2022 Принята: 26.04.2022 Онлайн: 26.07.2022 Опубликована: 26.07.2022
Введение. В настоящее время большинство алмазов обнаружено в вулканогенных породах -кимберлитах и лампроитах, содержащих включения глубинных мантийных и коровых пород. Полувековой период изучения кимберлитов и самих алмазов позволил получить широкий спектр их петрографо-минералогических и геохимических характеристик. Однако, несмотря на длительный период системного изучения кимберлитов, многие аспекты их геологии, генезиса и состава остаются нерешенными, недостаточно изученными или дискуссионными. В настоящее время большинство исследователей связывают образование алмазов только с мантией. В последние годы появились данные об образовании алмазов в собственно вулканах [1, 2], серпентинитах и хромитах, относящихся к породам океанической коры [3-5]. В работе [5] была показана возможность образования наноалмазов в серпентинитах в равновесии с лизардитом при температурах 150-300 °С и давлении около 2 кбар. Микроалмазы были открыты в хромитах в равновесии с антигоритом при температурах 350-650 °С и давлениях 0,1-1,6 ГПа [3, 4]. При этом высокобарические минералы в этих породах не были обнаружены. В итоге Э.М.Галимов и Ф.В.Каминский пришли к выводу о том, что алмазы могли быть синтезированы как метастабильная фаза, на относительно небольших глубинах при низких температурах (500-700 °С) и давлениях [1].
Методология. При изучении кимберлитовых тел установлена многофазность кимберлитового вулканизма и фациальная неоднородность образований, слагаемых кимберлитовые трубки [6]. Для
кимберлитов в настоящее время выделяют две основные глубинные среды формирования алмазов - перидотитовую (~65 %) и эклогитовую (~33 %), и в меньшем количестве промежуточную, связанную с мантией [7, 8]. Выделены минералы-спутники, ассоциирующие с кимберлитовыми алмазами, обладающие специфическими составами, объединенные в «алмазную ассоциацию», в которую входят гранат, хромшпинелид, пикроильменит, оливин и пироксены. Они извлекаются из концентрата тяжелой фракции кимберлитов и могут отражать степень их потенциальной алма-зоносности. Данные критерии являются эмпирическими и основаны на больших статистических выборках. При этом для некоторых минералов алмазной ассоциации они не всегда достоверны. Однако рядом исследователей кроме глубинных алмазных ассоциаций выделялась и малоглубинная, связанная с образованием Тьсодержащего хромита, серпентина, кальцита, апатита и флогопита из собственно кимберлита [9]. Подтверждением ее является то, что абсолютный возраст алмазов варьирует от возрастов древней мантии до кимберлитового [6, 10]. При этом алмазы с экло-гитовым парагенезисом являются более молодыми по отношению к перидотитовым [11]. Исследования физических свойств алмазов говорят о зональном строении, состоящем из центральной, периферической и промежуточной областей [12].
Обсуждение. Образование органики и углерода в серпентинитах ультраосновных пород и кимберлитах. Широкое проявление инъекционно-метасоматических и наложенных постмагматических процессов в трубках обуславливает распространение эпигенетических структур, маскирующих первоначальный облик породы. Эпигенетические включения определены во многих алмазах в виде заполнения трещин и продуктов замещения первичных фаз [13]. Они включают серпентин, кальцит, доломит, амфибол, акмит, графит, гематит, магнетит, каолинит, перовскит, Мп-ильменит, сульфиды, ксенотим, гетит, апатит, слюду (флогопит, биотит), микроклин, селлаит, шпинель и тальк [14-16]. Серпентин многократно фиксировался в алмазах как эпигенетический минерал. С.Б.Тальникова [17] описала минеральную ассоциацию серпентин-хромит-кальцит-сульфиды в якутском алмазе из трубки Удачная при отсутствии трещин на поверхности алмаза. Автор считает, что такая ассоциация является протогенетической и была захвачена алмазом из кимберлита во время его роста в земной коре. Известны три основные модификации серпентина: лизардит, хризотил и антигорит [18]. Экспериментальные исследования показывают, что антиго-рит может быть устойчивым до давлений 60 кбар [19]. При процессах серпентинизации может идти образование восстановленного водорода и углеводородных флюидов с органическими веществами. Это возможно по реакции гидратации оливина с образованием серпентина, магнетита и водорода [5]:
3Fe2SiO4 + 3Mg2SiO4+ 6Н2О ^ 2MgзSi2O5[OH]4 + 2FeзO4+ 2Н2 + 2SiO2.
Продукты этой реакции (серпентин и магнетит) отмечены в эпигенетических включениях алмаза [20]. Реакция может вести к образованию углеводородов по известным реакциям Фишера - Тропша ^ТТ):
пС02 + [3п + 1]Н2 ^ С„Н[2„+2] + 2пН20,
где 1 < = п < + да.
В результате этих реакций возможно образование различных органических веществ [21]. Диоксид углерода реагирует с Н2, давая начало СО, который связывается с поверхностью катализатора, образуя карбонильные группы (С=О). Последние восстанавливаются до карбида, а затем до метиленовых групп (=СН2), которые в некоторых случаях становятся метильными группами (-СН3). При этих процессах может идти образование метанола и спирта. Синтез метанола возможен при 320-400 °С и 100-300 атм по реакции
СО2 + 3Н2 ^ СН3ОН + Н2О.
Далее этиловый спирт может быть синтезирован из метанола по следующей реакции:
СН3ОН + СО + 2Н2 ^ С2Н5ОН + Н2.
Известно образование нано- и микроалмазов из спирта при 500 °С и 0,1 ГПа [22], а также рост алмаза на затравках при температурах 100-350 °С и давлениях 100-400 атм из органики [23] (рис.1). Серпентинизация приводит к образованию алмазов нано- и микронных размеров в диапазоне температур 150-650 °С и давления 0,1-1,6 ГПа [3-5]. Эпигенетический графит, представленный в трещинах алмазов, также может образовываться при процессах серпентинизации оливина в кимберлитах в восстановленных условиях [24]. Таким образом, серпентинизация и другие виды вторичных изменений в кимберлитах могут приводить к образованию нано- и микроалмазов, а также к росту алмаза на зародышах мантийных кристаллов в условиях малоглубинной верхней мантии и земной коры по реакциям типа [4, 5]:
СН4 + С02 ^ 2С + 2Н2О.
4,0
3,5
3,0
« 2'5 С
П 2,0
1,5 1,0 0,5 0
400 ^ °с
Рис. 1. Диапазон температур и давлений устойчивости антигорита
I - верхний предел устойчивости анигорита; II - граница равновесия антигорит-лизардит в соответствии с [18, 19]; 1 - область образования микроалмазов в хромитах [3, 4]; 2, 3 - РТ параметры синтеза и роста алмазов из органических смесей [12, 22]
700
С другой стороны, эти процессы могут приводить и к растворению алмаза, например при контакте восстановленных водородных флюидов с кристаллами. Серпентинитовые алмазы отличаются облегченной изотопией углерода по отношению к мантийным, так наноалмазы из серпентинитов Сицилии имеют 513С = -29 %о [5].
Органическое вещество отмечено в алмазах из кимберлитов. Во флюидных включениях алмазов северо-востока Сибирской платформы и россыпей Урала был диагностирован широкий спектр органики, включающий различные УВ, спирты, карбоновые кислоты, кетоны и др. [25, 26]. Для этих алмазов с эклогитовым и неопределенным типами парагенезисов отмечены показатели изотопии углерода с 513С менее -20 %. В работе [27] исследовались примеси органического вещества, концентрации азота и его агрегированной формы методом инфракрасной спектроскопии в кристаллах алмаза трубок Юбилейная (Якутия) и Джуина (Бразилия). Кристаллы обоих участков содержат примеси графита в краевых зонах. Для якутского алмаза существует тенденция к снижению агрегированной формы азота (% от центра к краевой зоне независимо от общей концентрации азота, что соответствует снижению температуры кристаллизации. Инфракрасная спектроскопия показывает присутствие органических веществ в виде метиленовых групп СН2 и метиль-ных СН3 предельных углеводородов в краевой зоне. Алмаз из района Джуина содержит высокую концентрацию полностью агрегированного азота в центральной части (около 1000 ррт) и реликты органического вещества в краевой части. Органическое вещество встречается как в богатых азотом, так и в бедных азотом зонах кристалла. Эти данные в сочетании с относительно легким изотопным составом углерода исследованных алмазов (-9,6 и -22,0 % 513С соответственно) показывают в основном увеличение содержания органического вещества на поздней стадии образования алмаза при понижении температуры.
Минералого-петрографические особенности кимберлитовой трубки Катока. При детальном минералого-петрографическом и структурном изучении трубки Катока (Ангола) были отмечены корреляционные связи процессов серпентинизации с алмазоносностью пород [28]. В данной ким-берлитовой трубке исследовались минералы алмазной ассоциации, вторичное минералообразова-ние и погоризонтное распределение концентраций алмазов. Основными минералами тяжелой фракции кимберлитов трубки являются пироп, хромдиопсид, хромшпинелид и пикроильменит. Постоянно присутствующим в пробах, но уступающим по количеству ильмениту, является пироп. Он фиксируется как в виде отдельных зерен преимущественно изометричной, реже угловатой формы, иногда осколков, так и в виде сростков с пироксеном. Размеры колеблются от долей до 3-5 мм, редко более. Поверхность чаще всего матовая, иногда с реликтами келифитовой каймы,
а в зернах гранатов из вулканогенно-осадочных и эпи-кластических пород более обычна гладкая поверхность. Состав пиропа варьирует в значительных пределах, наиболее широко представлены лерцолитовые ассоциации (рис.2).
В значительных количествах в кимберлитовых породах трубки Катока фиксируются моноклинные пи-роксены, представленные в основном хромдиопсидом. Форма выделений чаще всего призматическая, иногда угловатая. Размеры составляют 3-5 мм и более по длинной оси, в отдельных случаях отмечаются индивиды длиной 10-12 мм. Отмечены хромдиопсиды с содержаниями хрома более 2 мас.%, что при повышенной доли Na2O характеризует присутствие юриитового компонента (NaCrSi2O6). Аналогичные пироксены свойственны пироп-хромдиопсид-хромшпинелевым сросткам из алмазоносных трубок и отвечают коэситовой фации глубинности. Другие разновидности моноклинных пироксенов, отличающиеся отсутствием оксида хрома, повышенные концентрации Al2O3 и Na2O при понижении доли оксидов кальция и магния характеризуют наличие жадеитового компонента, что приближает их к омфацитам из магнезиально-же-лезистых эклогитов. Также зафиксированы сростки клинопироксена с биотитом и роговой обманкой. Кроме отмеченных индикаторных минералов кимберлитов, спорадически встречаются хром-шпинелиды. Они, как правило, входят в состав связующей массы, морфологически представлены изометричными зернами и октаэдрическими кристаллами со сглаженными вершинами. Поверхность чаще всего матовая, иногда с явными признаками магматической коррозии. Особенностью хромшпинелидов является низкая глиноземистость (Al2O3 менее 6 мас.%). По составу они близки к высокохромистым шпинелидам лерцолитового парагенезиса, отличаясь несколько повышенной титанистостью. В большинстве изученные шпинелиды из кимберлитов трубки Катока относятся к группе сростков с гранатами и клинопироксенами.
Характернейшим минералом кимберлитовых пород трубки Катока является пикроильменит, содержание которого в ряде случаев превышает 5 об. %, что отвечает количеству породообразующих минералов. Он представлен зернами изометричной и изметрично-угловатой формы со сглаженными углами, иногда вытянутыми индивидами. Размеры выделений колеблются от долей до 5-8, иногда до 12-15 мм. Поверхность в кимберлитовых брекчиях и туфобрекчиях матированная и лейкоксенизированная, иногда кавернозная, а в вулканогенно-осадочных и эпикластических образованиях, как правило, блестящая, гладкая со смоляно-черной окраской.
Пикроильменит относится к минералам, чутко реагирующим на изменение состава кристаллизующейся среды. В работе [32] выделяются четыре стадии образования макро-, мегакристов Ilm: астеносферный, литосферный, диатремный, приповерхностный. Заключительный, четвертый этап кристаллизации представлен Ilm основной массы. Отличительными особенностями его состава для трубки Мир является высокое содержание MgO (до 15 %) и низкое содержание Al2O3 (как правило, менее 0,3 %). Авторы работы [32] не исключают, что этот этап совпадает с началом процесса позднемагматической серпентинизации кимберлитов. Диагностические диаграммы (рис.3, а-в) показывают, что пикроильмениты Катоки с содержанием Al2O3 не более 0,3 % относятся в основном к кимберлитовому типу и обеспечивают хорошую сохранность алмазов. Проведенные расчеты температур их образования дают интервал в основном в 330-650 °С (рис.3, г).
Вторичное минералообразование в кимберлитах трубки Катока представлено в основном серпентином, развивающимся по оливину и клинопироксену, а также минералами, которые образовались в основном в постмагматических и гидротермальных условиях (смектит, слюда, карбонаты, сапонит). Слюды приурочены к кимберлиту, сложенному серпентиновыми минералами, и наиболее
12 10
о й S
о 6
й
О
! n = 425 ♦
♦
"г G9
'i --1- ♦ jt/i G10
0 2 4 6 8 10 12 14
СГ2О3, мас.%
Рис.2. Состав пиропов из кимберлитов трубки Катока и совмещенная диаграмма Н.В.Соболева [7] и Дж.Герни [29-31]; G9 - лерцолитовые гранаты; G10 - гарцбургитовые гранаты
о4
о н
60
55
50
45
40
7 6 5
^ , У
О 3
¿н
о
2 1
Окислительные
условия (растворение)
п = 214
Восстановительные условия (сохранность)
♦ ♦
♦ * *
♦ •
5 10 15
Mg0, мас.%
20
\ 1 . £ ^
■ * "Г * *
\ * V» ♦ - , • . *.
\ У
-г—т ..........;—т—,—т-
2 4 6 8 10 12 14 16 18 Mg0, мас.%
о4
70 60 50 40 30 20 10
0 5 10 15
Mg0, мас.%
20
а.
25
20
&
ю и
- 15
10
-г
200
400
600
T, °С
Рис.3. Особенности состава и ^-параметров пикроильменитов из кимберлитовой трубки Катока на диаграммах:
а - Ваганова и др. [33], Вайятта и др. [34]; б - Моора [35], Шульца и др. [36] с параболой Хагерти [37]; в - Герни [31] с полями индексов сохранности алмазов (1 - алмазы не сохранились; 2 - сохранились плохо; 3 - умеренная сохранность; 4 - хорошая сохранность); г - расчет температур по ильменитовому термометру Ащепкова [38]; давление принято в соответствии с палеогеотермой 50 мВт/м2 по Хастероку и Чапмену [39]
б
а
0
0
в
г
5
устойчивы в низкотермальном процессе и в условиях выветривания по сравнению с другими породообразующими минералами, трансформируются в другие слоистые силикаты. В процессе разрушения слюд в данной трубке по имеющимся результатам происходят следующие трансформации: флогопит ^ вермикулит ^ сапонит. Смектиты характеризуются переменным составом, и некоторые из них содержат, кроме магния, железа и алюминия, еще и хром, наличие которого обнаружено и подтверждено рентгенометрически.
Распределение минералов группы серпентина изучалось в опорных скважинах трубки Катока [28]. Основной разновидностью здесь является псевдоизометрично-пластинчатый лизардит (1Т). Этот минерал содержится в породах либо как индивидуальный компонент, либо его слои входят в структуру упорядоченного лизардит-сапонитового смешанослойного образования [40] при определенных петрофизических свойствах пород и гидрогеохимических особенностях среды минерало-образования. Кроме того, в определенных количествах фиксируются антигорит и хризотил. Волокнистые образования серпентина визуально не обнаружены. Серпентиновыми минералами в нижних горизонтах геологических разрезов трубки почти полностью сложены кимберлитовые породы.
Серпентин, относящийся к минералам семейства 1:1, состоит в структурном отношении из идеализированных $ьО-тетраэдрической и Mg-OH-октаэдрической сеток с возможным частичным замещением в минералах Si на Fe3+ и особенно Mg на Fe2+ и Fe3+, включая также некоторые другие элементы. Указанные сетки соединяются между собой водородной связью с периодом по оси с ~ 7,30 А в процессе преобразования практически без слюдистых разностей кимберлитов или содержащих лишь небольшое количество слюды.
На ранних стадиях преобразования серпентина возникают в основном последовательно трансформирующиеся фазы сапонита от ферро до оксиферри форм, через промежуточные, обогащенные вначале Mg(Fe-Mg), а затем Fe(Mg-Fe) формы. В отдельных случаях процесс изменения серпентина, присутствующего в рассматриваемых породах в основном в виде лизардита и иногда клинохризо-тила, сопровождается возникновением метастабильного упорядоченного лизардит-сапонитового смешанослойного образования. В дальнейшем общей направленностью продуктов преобразования серпентина является образование нонтронитоподобных фаз. Судя по соотношению рефлексов со значением ~ 7,30 А серпентина и ~ 12-15 А или ~ 18 А сапонита на дифрактометрических кривых как воздушносухих образцов пород, так и при насыщении препаратов органическими наполнителями, в частности глицерином, содержание разбухающего минерала на этой стадии изменения кимберлитов является второстепенным. Это показывает, что за счет продуктов деструкции серпентина в кимберлитах трубки Катока происходит лишь частичная генерация сапонита, а значительное количество Mg вследствие дефицита в системе минералообразования рассматриваемых кимберлитов Si, способного связать Mg в силикатную слоистую структуру сапонита, выносится из изменяющейся породы.
При анализе модели распределения минералов группы серпентина в объеме трубки отмечается четкая его приуроченность к кимберлитам диатремовой фации и полное отсутствие в породах кратерной фации. На верхних горизонтах серпентин содержится в кимберлитовых брекчиях кольцевой структуры с максимальными значениями в западной и юго-западной частях трубки. С глубиной его содержание несколько уменьшается и характеризуется практически равномерным распределением в основной массе, за исключением горизонта 650 м, где в западной части месторождения количество серпентина не превышает 10 %. Распределение содержания алмазов по разведанным горизонтам трубки Катока показывает аналогичную тенденцию: значимые концентрации также приурочены к породам кольцевой структуры и диатремовой фации.
Заключение. Анализ вторичных минералогических особенностей трубки Катока показал корреляционные связи минералов группы серпентинов с алмазоносностью пород. Значимые корреляции по методу Спирмена (г^] = 0,33) были получены только для антигорита, что превышает степень корреляции для пиропа (см. таблицу). Отмеченные корреляции значимы на уровне р < 0,05000. Взаимосвязь алмазоносности с серпентином могла бы быть объяснена тем, что серпентин - продукт изменения оливина - типичного минерала-спутника алмаза. В работе [40] показано, что сер-пентинизация оливинсодержащих пород происходит в основном при температурах не выше 500 °С, при максимальных температурах оливин замещается антигоритом, при более низких - ли-зардитом, а в конце может выделяться и хризотил. В случае связи алмазов с оливином алмазонос-ность должна была бы максимально коррелировать с общим содержанием серпентина.
Ранговые корреляции Спирмена
Параметры корреляции Число наблюдений Метод Спирмена - R Р
Алмазоносность и серпентин 59 0,04 0,33 0,75
Алмазоносность и антигорит 59 0,33 2,63 0,01
Алмазоносность и лизардит 59 -0,09 -0,67 0,51
Алмазоносность и Сгер 32 0,10 0,52 0,60
Алмазоносность и Ргр 32 0,27 1,53 0,14
Алмазоносность и РПт 32 -0,24 -1,35 0,19
Алмазоносность и Сг& 32 -0,03 -0,18 0,86
Однако максимальная корреляция установлена с наиболее высокотемпературной и высокобарической фазой серпентина, антигоритом, что указывает на возможность образования алмазов
вместе с ней. Исходя из диаграммы устойчивости фаз серпентинита и экспериментов по образованию и наращиванию алмазов из органических смесей (см. рис.1), можно прийти к выводу, что на поздних стадиях формирования кимберлитов трубки Катока имел место рост алмазов, связанный со вторичными процессами образования антигорита в диапазоне температур 300-650 °С. На этой стадии состав флюидов варьирует от восстановленных до окисленных, и происходит образование различных органических веществ. Рост алмазов происходил здесь в основном на существующие кристаллы из флюидной фазы при участии образующихся в данных условиях УВ, спиртов и кар-боновых кислот, фиксируемых в алмазных включениях. Об этом свидетельствует увеличение содержания органического вещества на более поздней стадии образования алмазов [27] и присутствие углеводородов, спиртов и другой органики в газово-жидких включениях алмазов северо-востока Сибирской платформы, Урала и Африки. Диапазон температур и давлений устойчивости антигорита соответствует условиям образования органики (спиртов и УВ) для синтеза алмазов, условиям синтеза и наращивания алмазов из ОВ [22, 23] и образованию микроалмазов при серпен-тинизации [3, 4].
Выводы. На основе перечисленных фактов можно выделить постмагматическую гидротермальную кимберлитовую стадию алмазообразования, которая возможна для условий малоглубинной верхней мантии и земной коры и ассоциируется со вторичным минеральным образованием по исходным минералам кимберлитов и ксенолитов. Для такой стадии в качестве индикационного минерала выделяется антигорит.
ЛИТЕРАТУРА
1. Галимов Э.М., Каминский Ф.В. Алмазы в океанической литосфере. Вулканические алмазы и алмазы в офиолитах // Геохимия. 2021. Т. 66. № 1. С. 3-14. DOI: 10.31857/S0016752521010040
2. Галимов Э.М., Севастьянов В.С., Карпов Г.А. и др. Микрокристаллические алмазы в океанической литосфере и их возможная природа // Доклады Академии наук. 2016. Т. 469. № 1. С. 61-64.
3. Farre-de-Pablo J., Proenza J.A., Gonzalez-Jimenez J.M. et al. A shallow origin for diamonds in ophiolitic chromitites // Geology. 2018. Vol. 47. № 1. P. 75-78. DOI: 10.1130/G45640.1
4. Pujol-Sola N., Garcia-Casco A., Proenza J.A. et al. Diamond forms during low pressure serpentinisation of oceanic lithosphere // Geochemical Perspective Letters. 2020. Vol. 15. P. 19-24. DOI: 10.7185/geochemlet.2029
5. Simakov S.K., Kouchi A., Mel'nik N.N. et al. Nanodiamond finding in the Hyblean shallow mantle xenoliths // Scientific Reports. 2015. Vol. 5. № 10765. DOI: 10.1038/srep10765
6. GressM. U., Timmerman S., Chinn I.L. et al. Two billion years of episodic and simultaneous websteritic and eclogitic diamond formation beneath the Orapa kimberlite cluster, Botswana // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2021. Vol. 176. № 54. DOI: 10.1007/s00410-021-01802-8
7. Соболев Н.В. Глубинные включения в кимберлитах и проблема состава верхней мантии. Новосибирск: Наука, 1974.
264 с.
8. Stachel T., Harris J.W. Formation of diamond in the Earth's mantle // Journal of Physics: Condensed Matter. 2009. Vol. 21. № 364206. DOI: 10.1088/0953-8984
9. Гаранин В.К., Кудрявцева Г.П., Марфунин А.С., Михайличенко О.А. Включения в алмазе и алмазоносные породы. М.: МГУ, 1991. 240 c.
10. Burgess R., Layzelle E., Turner G. et al. Constraints on the age and halogen composition of mantle fluids in siberian coated diamonds // Earth and Planetary Science Letters. 2002. Vol. 197. P. 193-203. DOI: 10.1016/S0012-821X(02)00480-6
11. Shirey S.B., Richardson S.H. Start of the Wilson Cycle at 3 Ga Shown by Diamonds from Subcontinental Mantle // Science. 2011. Vol. 333. Iss. 6041. P. 434-436. DOI: 10.1126/science.1206275
12. Бескрованов В.В. Онтогения алмаза. Новосибирск: Наука, 2000. 263 c.
13. Taylor L.A., AnandM. Diamonds: time capsules from the Siberian Mantle // Geochemistry. 2004. Vol. 64. Iss. 1. P. 1-74. DOI: 10.1016/j. chemer.2003.11.006
14. Banas A., Stachel T., Muehlenbachs K., McCandless T.E. Diamonds from the Buffalo Head Hills, Alberta: Formation in a non-conventional setting // Lithos. 2007. Vol. 93. Iss. 1-2. P. 199-213. DOI: 10.1016/j.lithos.2006.07.001
15. De Stefano A., Kopylova M.G., Cartigny P. et al. Diamonds and eclogites of the Jericho kimberlite (Northern Canada) // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2009. Vol. 158. P. 295-315. DOI: 10.1007/s00410-009-0384-7
16. Korolev N.M., KopylovaM., Bussweiler Y. et al. The uniquely high-temperature character of Cullinan diamonds: A signature of the Bushveld mantle plume? // Lithos. 2018. Vol. 304-307. P. 362-373. DOI: 10.1016/j.lithos.2018.02.031
17. Tal'nikova S.B. Inclusions in natural diamonds of different habits // Sixth International Kimberlite Conference, Novosibirsk, Russia, Extended Abstracts. 1995. Vol. 6(1). P. 603-605. DOI: 10.29173/ikc1982
18. Schwartz S., Guillot S., ReynardB. et al. Pressure-temperature estimates of the lizardite/antigorite transition in high-pressure serpentinites // Lithos. 2013. Vol. 178. P. 197-210. DOI: 10.1016/j.lithos.2012.11.023
19. UlmerP., Trommsdorff V. Phase relations of hydrous mantle subducting to 300 km // Mantle Petrology: Field Observations and High Pressure Experimentation. Geochemical Society. 1999. Vol. 6. P. 259-281.
20. Meyer H.O.A., McCallum M.E. Mineral Inclusions in Diamonds from the Sloan Kimberlites, Colorado // The Journal of Geology. 1986. Vol. 94. № 4. P. 600-612. DOI: 10.1086/629062
21. Manuella F.C., Scribano V., Carbone S. Abyssal serpentinites as gigantic factories of marine salts and oil // Marine and Petroleum Geology. 2018. Vol. 92. P. 1041-1055. DOI: 10.1016/j.marpetgeo.2018.03.026
22. Симаков С.К., Дубинчук В.Т., Новиков М.П., Дроздова И.А. Образование алмаза и алмазоподобных фаз из углеродсодержащего флюида при PT-параметрах, соответствующих процессам в земной коре // Доклады Академии наук. 2008. Т. 421. № 1. С. 98-100.
23. Патент № 2042748 РФ. Способ синтеза алмаза / Борщевский Ю.А. Опубл. 27.08.1995.
24. Pasteris J.D. Occurrence of graphite in serpentinizedolivines in kimberlite // Geology. 1981. Vol. 9. № 8. P. 356-359. DOI: 10.1130/0091-7613(1981)9<356:OOGISO>2.0.CO;2
25. Соболев Н.В., Соболев А.В., Томиленко А.А. и др. Перспективы поисков алмазоносных кимберлитов в северовосточной части Сибирской платформы // Геология и геофизика. 2018. № 10. C. 1701-1719. DOI: 10.15372/GiG20181012
26. Sobolev N.V., Tomilenko A.A., Bul'bak T.A., Logvinova A. Composition of hydrocarbons in diamonds, garnet, and olivine from diamondiferous peridotites from the udachnaya pipe in Yakutia, Russia // Engineering. 2019. Vol. 5. Iss. 3. P. 471-478. DOI: 10.1016/j.eng.2019.03.002
27. Хачатрян Г.К. Органическое вещество в алмазах из кимберлитовых источников: генетическая информативность // Руды и металлы. 2017. № 3. C. 77-84.
28. Стегницкий Ю.Б. Вещественно-индикационные параметры кимберлитов и их использование при разведке и эксплуатации месторождений (на примере трубок Нюрбинская и Катока): Автореф. дис. ... канд. геол.-минерал. наук. М.: Центральный научно-исследовательский геологоразведочный институт цветных и благородных металлов, 2006. 28 c.
29. Gurney J.J. A correlation between garnets and diamonds. Kimberlite Occurrence and origin: A Basis for Conceptual Models in Exploration. University of Western Australia. 1984. Vol. 8. P. 143-166.
30. Gurney J.J. Diamomds. International Kimberlite Conference, Perth, Australia, 1986. Geological Society of Australia, 1989. Vol. 4. P. 363-367.
31. Gurney J., Helmstaedt J.H., Moore R. O. A review of the use and application of mantle geochemistry in diamond exploration // Pure and Applied Chemistry. 1993. Vol. 65. № 12. P. 2423-2442. DOI: 10.1351/pac199365122423
32. Костровицкий С.И., Суворова Л.Ф., Яковлев Д.А. Эволюция состава пикроильменита из кимберлитовых трубок Якутии // Всероссийское совещание «Современные проблемы геохимии». Иркутск: Институт геохимии Сибирского отделения Российской академии наук, 2012. Т. 2. С. 90-93.
33. ВагановВ.И., Илупин И.П., ПрокопчукБ.И. Кимберлиты. М.: Недра, 1990. 248 с.
34. Wyatt B.A., Baumgartner M., Anckar E., Grutter H. Compositional classification of «kimberlitic» and «non-kimberlitic» ilmenite // Lithos. 2004. Vol. 77. Iss. 1-4. С. 819-840. DOI: 10.1016/j.lithos.2004.04.025
35. Moore A.E. A model for the origin of ilmenite in kimberlite and diamond: implications for genesis of the discrete nodule (magacryst) suite // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1987. Vol. 95. P. 245-253. DOI: 10.1007/BF00381274
36. Schulze D.J., Anderson P.F.N., Hearn C.J.B. Origin and significance of ilmenite magacrysts from kimberlite // International Geology Review. 1995. Vol. 37. Iss. 9. P. 780-812. DOI: 10.1080/00206819509465427
37. Haggerty S.E. The chemistry and genesis of opaque minerals in kimberlite // Physics and Chemistry of the Earth. 1975. Vol. 9. P. 295-308. DOI: 10.1016/B978-0-08-018017-5.50027-4
38. Ashchepkov I. V., Pokhilenko N.P., Vladykin N. V. et al. Reconstruction of mantle sections beneath Yakutian kimberlite pipes using monomineral thermobarometry / Metasomatism in Oceanic and Continental Lithospheric Mantle // Geological Society. 2008. Vol. 293. P. 335-352. DOI: 10.1144/SP293.15
39. Hasterok D.S., Chapman D. Heat production and geotherms for the continental lithosphere // Earth and Planetary Science Letters. 2011. Vol. 307. Iss. 1-2. P. 59-70. DOI: 10.1016/j.epsl.2011.04.034
40. Зинчук Н.Н., Горшков А.И., Ротман А.Я. и др. Первая находка нового упорядоченного смешанослойного минерала лизардит-сапонит в кимберлитах трубки Катока // Проблемы прогнозирования, поисков и изучения месторождений полезных ископаемых на пороге XXI века. Воронеж: Изд-во Воронежского государственного университета, 2003. C. 206-210.
Авторы: С.К.Симаков, д-р геол.-минерал. наук, директор, simakov@ap1250.spb.edu, https://orcid.org/0000-0002-5393-2755 (ООО «АДАМАНТ», Санкт-Петербург, Россия), Ю.Б.Стегницкий, канд. геол.-минерал. наук, заведующий лабораторией, https://orcid.org/0000-0002-2047-4946 (НИГП АК «АЛРОСА», Санкт-Петербург, Россия).
Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов.
