Физико-химические условия образования алмазоносных парагенезисов эклогитов

Симаков, Сергей Кириллович

Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему
Физико-химические условия образования алмазоносных парагенезисов эклогитов
ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Физико-химические условия образования алмазоносных парагенезисов эклогитов"

На правах рукописи

СИМАКОВ Сергей Кириллович

ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ АЛМАЗОНОСНЫХ ПАРАГЕНЕЗИСОВ ЭКЛОГИТОВ

04 00.08 - Петрология, вулканология

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Москва 2003

Работа выполнена на Геологическом факулысге Санкт-Пегербургскою Государственного, Университета

Официальные оппоненты: чп,- корр. РАН

доктор геолого-минералогическич паук Шацкий В.С.

доктор физико-математических наук Геншафт Ю.С.

доктор геолого-минералогических наук Аранович Л.Я.

Научный консультант: проф. Перчук Л Л.

Ведущая ор1анизация . Центральный научно-исследоватЕЛЬский геолого-разведочнын институт (ЦНИГРИ)

Защита состоится "3" октября 2003 года в 14 часов 30 минут в 415 аудитории на заседании диссертационного Совета 501.001.62 геологического факультета Московского Государственного университета. Адрес: 119992, Москва, Ленинские горы, МГУ, Геологический факультет.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке геологического факультета МГУ (зона "А", 6 этаж).

Автореферат разослан '2.2:' ^ Ь"/*-^ 2003 года

Ученый секретарь диссертационного Совета, старший научный сотрудник

¡Ъболев Р.Н.

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность. Температура, давление и окислигельно-восс глновительныи потенциал среды являются основными термодинамическими параметрами, определяющими характер минералообразующих процессов в верхней мантии, в гом числе и образование а!лмаза. На сегодняшний день существует достаточное количество методов, позволяющих рассчитывать Р-Т- f0i параметры для перидоти говых ассоциаций, вынесенных кимберлитовыми магмами из мангии. Однако подобные методы до сих пор не разработаны для эклогитовых ассоциаций: отсутствуют способы оценки С1епени окисленности флюида, а также надежные барометры для определения глубинности эклогитообразования. Большинство современных работ, посвященных генезису природного алмаза и мантийных пород, ограничиваются определением Р-Т параметров. Лишь немногие из них уделяют внимание окислительно-восстановительной обстановке глубинного петрогенеза (Федоров, 1995; Daniels and Gurney, 1991; Woodland and Peltonen, 1999). Вместе с тем, более двадцати лет тому назад ЛЛ.Перчук и В.И.Ваганов (Perchuk, Vaganov, 1980) установили эмпирическую связь алмазоносности кимберлитов Якутии с изменением степени окисления в них железа. С тех пор эту проблему никто фундаментально не изучал, хотя образование алмаза и кимберлиювых магм рассматривалось в системе перидотит-О-Н-С (например, Ellis and Wyllie, 1979; Eggler and Baker, 1982; Eggler et al., 1979). Важным аспектом этой системы является состав флюида, который влияет на параметры выплавления магм и на процесс образования или растворения в них свободного углерода (графита или алмаза). Поверхность солидуса в данной системе зависит как от соотношения Н2О/СО2 во флюиде, так и от степени растворения этих компонентов в расплаве, растворимость которых в силикатном расплаве увеличивается с ростом давления. Следовательно, равновесие алмаза с этим расплавом зависш от летучести кислорода и растворимости в нем НгО, СОг и СН4 (Woermann and Rosenhauer, 1985).

Вопросы стабильности графита и алмаза в равновесии с системой С-О-Н изучались многими исследователями (например, Маракушев, Перчук, 1974; Перчук и Суворова, 1973; Рябчиков, 1980; Симаков, 1988; Deines et al., 1987; Haggerty, 1986; Saxena, 1989; Polianov et al., 2002; ütvm, 2002), которые показали, что росту алмаза способствует равновесие силикатного расплава с существенно водным флюидом.

Для оценки /(>г при образовании эклогитовых и перидотитовых парагенезисов в верхней

мантии применяются кислородные барометры (фугометры). Подавляющее большинство из них основано на минеральных равновесиях с переменной валентностью железа (Fe*2 <=> Ь'е+3). Наиболее распространенными являются шпинелевые ассоциации. Существуют и экспериментальные методы определения "внутренней" фугитивности кислорода (IOF) для минералов перидотитовых и эклогитовых ксенолитов, в том числе и для алмазоносных (например, Кадик и др., 1991, 1997; Arculus et al., 1984; Ulmer et al., 1987). Оценка этими методами окислительно-восстановительных условий в породах верхней мантии во многих случаях оказывается противоречивой. Большинство расчетов, выполненных на основе шпинелевых барометров, свидетельствует о том, что петрогенез в верхней мантии протекал между кварц-фаялит-магнетитовым (QFM) и вюстит-магнетитовым (WM) буферами (Рябчиков и др., 1983; Ballhaus et al., 1991; Luth etal., 1990; O'Neill and Wall, 1987). Однако по экспериментальным данным (например, Кадик и др., 1991, 1997; Ulmeret al., 1987) и некоторым расчетам (например, Wood et al., 1990) получены более восстановленные условия мантийного петрогенеза, соответствующие железо-вюститовому (IW) буферу. Известны также работы по оценке фугитивности кислорода для включений в алмазах, содержащих перидотитовый парагенезис (Daniels and Gurney, 1991). Согласно приведенным в них расчетам, сосгав флюида соответствует существенно восстановленному, во ¡можно метановому (ниже WM буфера).

Новым аспектом в проблеме генезиса природных алмазов является выяснение роли

фуллеренов (Винокуров и др., 1997), так как образование алмаза из фуллеренов происходит шачигельно легче, чем из графита (Буль и др., 2001; Dresse]haus et al., 1996). Однако фуллерены и фуллереноподобные структуры синтезируются в основном при температурах порядка 30005000" С (Dresselhaus et al., 1996), которые никогда не достигаются в пределах верхней мантии Земли. Вместе с тем. фуллерены возникают в ассоциации с графитом в условиях амфиболитовой или гранулитовой фаций метаморфизма. Эти находки позволяют по-новому взглянуть на природу фуллеренов и их связи с апмазообразованием.

Цепью работы является изучение физико-химических условий образования и сохранения алмаза в условиях верхней мантии. Эта задача напрямую связана с проблемой изучения физико-химических условий образования включений в алмазах и глубинных алмазоносных пород верхней мантии и земной коры. Для достижения поставленной цели необходимо было решить следующие задачи:

1. Разработать новые минералогические термометры, барометры и кислородные фугометры как для мантийных, так и для коровых парагенезисон и оценить возможности их применения.

2. Разработать теоретические модели образования углерода во флюидной системе О-Н-N-C, применимые для условий верхней мантии и земной коры.

3. Создать программное обеспечение для оценки Р-Т- f(!j параметров глубинных парагенезисов на основе минерального состава.

4. На основе расчета Р-Т-/üi параметров образования и эволюции мантийных и коровых ультравысокобарных пород осуществить физико-химическое моделирование процессов образования алмаза в верхней мантии.

5. Создать базу геологических, петрохимических, минерало[ических данных по кимберлитам и кимберлитоподобным породам Восточно-Европейской платформы и на основе разработанных термобарометрических методов выявить условия их образования.

6. Провести экспериментальное моделирование процессов образования фуллеренов при Р-Т параметрах, соответствующих природным парагенезисам.

Фактический материал. В работе использовался геологический, петрографический, петрохимический и минералогический материал, собранный автором в ходе полевых работ за 1983-1987 гг. Аналитические исследования проводились, главным образом, в химико-аналитической лаборатории ВСЕГЕИ (рентгеноспектральный силикатный анализ, количественный спектральный, минералогический и микрозондовые анализы. Аналитики И.ГЛяпичев, Павшуков В.В., Цимошенко Б.А.). В диссертации также приведены результаты экспериментальных исследований по синтезу фаз фуллереноподобных структур, полученных автором совместно с А.А.Графчикоаым в ИЭМ РАН. Кроме того, в ходе исследований автор проводил совместные работы с Байдаковой М.Е., Дроздовой И.А., Лапшиным A.B., Сироткиным A.A. Сытниковой A.A., Яговкиной М.А. по применению ряда физических месодов (например, электронной микроскопии), поставленных в лабораториях ИХСРАН, Института ГриЬпа и Физико-Техническом Институте им. А.Ф.Иоффе. Основные защищаемые положения:

I. Создана система взаимосогласованных минералогических термометров и барометров для оценки Р-Т-/1>г параметров равновесий в эклогитах и улы равысокобарных гранат-клинопироксеновых метаморфических породах.

II. Кимберлитовые н кимбсрлигоподобныс комплексы северо-запада Балтийского щита и северной части Восточно-Европейской платформы формируются в широком интервале глубин (от 30 до 210 км).

III. Алмазы из мантийных эклогитов кристаллизуются в две стадии: (1) ранняя, которая соответствует уровню астеносферы н «арактсризуется резко

восстановленными условиями и (2) более поздняя, соответствующая уровню мантийной литосферы и характеризующаяся более окисленными условиями. (V. На основании экспериментальных исследований доказана возможность образования фуллереноподобных образований углерода из существенно восстановленного флюида при Р-Т параметрах, соответствующих земной коре. Научная новизна работы.

1. На основе известных экспериментальных данных разработаны модели гранат-клинопироксеновых и клинопироксеновых барометров, применимых как для мантийных, так и для коровых эклогиюв и перидотитов.

2. На основе известных экспериментальных данных разработаны модели гранат-клинопирокссновых кислородных барометров ("фугометров"), применимых как для мантийных, так и для коровых эклогитов и перидотитов.

3. В результате проведенных минералогических и петрологических исследований кимберлитов и кимберлитоподобных пород Восточно-Европейской платформы с применением разработанных барометров оценена глубинность их формирования.

4. На основе разработанных методик впервые оценены Р-Т- параметры для

включений в алмазах, для мантийных алмазоносных эклогитов и перидотитов, коровых эклогитов и сделаны выводы о их происхождении.

5. На основе оригинальных экспериментальных исследований доказана возможность обраювания фуллереноподобного углерода из восстановленных флюидов при Р-Т параметрах, соответствующих условиям образования пород земной коры (700-750° С и 5 кбар). Практическое значение работы.

1 .Разработаны новые методы оценки глубинности для мантийных и коровьи пород. 2.Разработаны новые петрологические методы, на основании которых возможна оценка потенциальной алмазоносности мантийных пород. > ■

З.Оценеиа ¡лубинность формирования кимберлитов и кимберлитоподобных пород Восточно-Европейской платформы.

4.Синтезированы углеродные нанотрубки и фуллереноподобные структуры при температурах 700-750" С и давлении 5 кбар.

Апробация работы.Основные результаты работы обсуждались на конгрессах, конференциях, совещаниях и семинарах разного уровня: XXXI Международном Геологическом Конгрессе (Рио Де Жанейро, 2000), Международных Кимберлитовых Конференциях (Новосибирск, 1995; Кейп Таун, 1998; Виктория, 2003), Европейских Геологических Конгрессах (Страссбург, 1995, 2001), 16-ой и 18-ой Международных Минералогических Конференциях (Пиза,! 994; Эдинбург, 2002), VIII и IX Международных Симпозиумах по экспериментальной Минералогии, Петрологии и Геохимии (Бергамо, 2000; Цюрих, 2002), Международных Конференциях "Глубинная Земля" (Виа Аква Маратео, Италия, 1999; Эспинхо, Португалия, 2001), 5-ой Международной Конференции "Фуллерены и атомные кластеры (1^АС'2001)" (С-Петербург, 2001), Международных Симпозиумах "Проблемы физико-химической петрологии" (Москва, 1989); "Проблема генезиса магматических и метаморфических пород" (С-Петербург. 1998)1 Всесоюзных конференциях: "Термодинамика в Геологии" (Суздаль,1985; Миасс,1988); "Самородное элементообразование в эндогенных процессах" (Якутск, 1985); "Второе Всесоюзное совещание по. геохимии углерода" (Москва, 1986); "Ежегодные семинары экспериментаторов" (Москва, 1983, 1984, 1986); на XIII Российском совещании по экспериментальной минералогии (Черноголовка, 1995) и других.

Публикации. По теме диссертации опубликовано 54 работы, в юм числе, основных работ - 32, включая 1 монографию.

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, 6 глав и заключения, общий объем работы 239 страниц, содержит 85 рисунков и 19 таблиц. Список литературы включает 473

наименования.

Исследования выполнены в период 1983-2002 п Работа была дважды поддержана I рантами РФФИ (94-05-1778. 95-05-15765).

Особую признательность ja постоянное внимание и поддержку выражаю проф. Перчуку Л Л.. Искренне благодарен за внимание к моей работе проф Шинкареву П.Ф..

В ходе работы автор имел возможность обсуждать проблемы, рассматриваемые в диссертации, с академиками РАН Маракушсвмм А А. и Соболевым Н.В., докторами наук-Арановичем Л.Я., Бергером В И., Геншафюм Ю С., Герей Т.В , Германским A M . "Зыряновым В.Н., Кадиком A.A., Каминским Ф.В., Кольцовым А.Б., Кудрявцевой Г.П., Литвиным Ю.А., Персиковым Э.С., Руденко А.П., Рудашевским U.C., Смитом К., Снайдером Г.А, Фонаревым В.И., Чарыковым H.A., с кандидатами наук: Бобровым A.B., Булановой Г.П., Гуркиной Г.А.. Иваниковым В.В., Илупиным И.П., Кониловым А.Н., Косяковой H.A., Лавровой Л.Д., Махоткиным И.Л., Подлесским К.К.. Пономаревым А.Н.. Плясуновым A.B., Порицкой Л.Г., Редькиным А.Ф., Рухловым A.C., Саблуковым С.М., Сафоновым О.Г., Печниковым В.А, Хачатряи Г.К., за что автор всем искренне благодарен.

Выражаю глубокую признательность за сотрудничество на рашых этапах работ Багдасарову Э.А., Байдаковой М.Е., Ваганову ВИ, Варламову Д.А., Графчикову A.A., Гребенщиковой Е.А., Дроздовой И.А., Иванову М.В., Лапшину А.Е., Лобковой Л.П., Лукьяновой Л.И., Никитиной Л.П., Сирот кину А К., Сытниковой А Д., Тэйлору Л А . Ульянову

А.Г., Яговкиной М.А.._

¡Донских A.B., Котову Н.В , Кушеву В.г]

Благодарю за помощь при оформлении диссертации Полякова А А.

Глава 1. Основы петрологии верхней мантии и обзор термодинамических моделей минералов, используемых в работе.

Одной из важнейших петрологических задач является определение глубинности и генезиса пород верхней мантии, что в свою очередь связано с изучением ксенолитов, содержащих такие минералы, как оливин, клинопироксен хромдиопсидового и омфацитового составов, ортопироксен, гранат, шпинель (в том числе высокохромистая), основной плагиоклаз. Глубинные ксенолиты по своему составу делятся на три основных типа: улыраосновные, эклогитовые и гранатовые пироксениты (переходный тип между двумя первыми).

На основе минеральных равновесий в ультраосновных и основных ксенолитах возможна оценка их Р-Т- f:>i параметров образования. На сегодняшний день известно большое число методов определения Т и Р для глубинных ксенолитов по химическому составу сосуществующих минералов (Ваганов и Соколов, 1984). Существенный пробел в термобарометрии глубинных парагенезисов - отсутствие надежного гранат-клинопироксенового барометра для глубинных эклогитов и гранатовых перидотитов.

Для расчета равновесной реакции минеральных компонентов в работе используются различные взаимосогласованные термодинамические базы данных, содержащие термохимические константы для различных групп минералов: Кермана (1988), Mojxepa и др (1988), Роби и др. ( 1978).

В оливинтх избыточная энергия определялась по симметричной регулярной модели (O'Neill and Wall. 1987; Wiberand Wood. 1991).

Клинопироксены рассмафивались как неснммефичные неидеальные растворы. Для определения параметров взаимодействия между элементами на позициях М2 и Ml использовались данные различных авторов (Undsley, 1981; Lmdsley et al., 1981; Mukhopudliyay, 1991). Параметры взаимодействия Mg-Na и Na-Mg рассчитывались по формуле. WMg-Na= WN„-Mg = -31875 + 43.75 Т (К, Дж/моль)

Параметры Fe-Na и Na-Fe взаимодействий приняты равными Mg-Na и Na-Mg соответственно, исходя из допущений, принятых Накамуро и Банно (1997). Правомерность использования такой модели клинопироксена проверялась путем сопоставления наших коэффициентов активности жадеита и гедепбергита с полученными по модели жадеит-диопсид-геденбергитового твердого раствора (Перчук и Аранович, 1991), базирующейся на экспериментальных данных. Расчеты активностей проводились для омфацитов. синтезированных при 15-35 кбар и 700-1000" С - параметрах, соответствующих опытам Перчука и Арановича (1991). Парциальные мольные объемы рассчитывались по модели, предложенной Мукхопадхиаем (1991). Ортопироксены рассматривались в соответствии с моделью Йуда и Банно (1973).

Для граната в общем виде относительная энергия состава A3Q2 SÍ3O12 рассматривается

как:

RTln аду = (GeA0 + ЗС/а +2G%) + R Г1п(Хл)3(Х0)г ' ,

Неидеальное взаимодействие на октаэдрической позиции Q описывается по модели симметричных регулярных растворов, используя параметры взаимодействия, предложенные Луфом и др. (1990). Взаимодействие на кубической позиции А определяется моделью несимметричных регулярных растворов (Аранович, 1991; Berman et al., 1995; Moecher et al., 1988). Для расчета межпозиционного A-Q взаимодействия в мантийных гранатах использовались обменные реакции, приведенные в (Аранович, 1990; Gudmundson and Wood, 1995; Luth et a!., 1990). Их энергии определяются в диапазоне 25-50 Кдж/моль (Аранович, 1990; Gudmundson and Wood, 1995; Luth et al., 1990; Woodland and O'Neill, 1993). Для определения изменения концентрационных зависимостей избыточных парциальных мольных объемов миналов граната использована модель Арановича (1990), как удовлетворительно описывающая известные экспериментальные данные н при этом наиболее простая и удобная для расчетов.

Глава 2. Разработка методов оценки Р-Т параметров глубинных включений пород верхней мантии.

В настоящее время существует достаточное количество гранат-пироксеновых термометров, применимых как для коровьи, так и для мантийных парагенезисов (например, Ellis and Green, 1979; Ai, 1990; Sengupta and Dasgupta, 1989). Оценка давления обычно осуществляется по ортопироксен-гранатовому или ортопироксен-шпинелевому барометрам (например, MacGregor, 1974, Perkins et al., 1981), которые основываются на зависимости содержания Al в ортопироксене. Брей с соавторами (1986) разработал' версию' гранат-пироксенового барометра, однако его применимость ограничивается только ультраосновными ассоциациями, в которых содержание иироновой составляющей в гранате превышает 75% Существует также метод оценки давления для мантийных эклогитов (Nikitina, 2000). Однако он не является барометром в полном смысле этого слова, так как базируется не на экспериментальных данных, а на зависимости коэффициента распределения Fé-Mg между сосуществующими ортопироксеном, 1ранатом и клинопироксеном гипербазитов от давления, которое в свою очередь определяется по гранат-ортопироксеновому барометру. Тем более весьма проблематична его применимость к мантийным эклогитам. 1 Поэтому одной из актуальных задач петрологии глубинных пород на сегодняшний день является разработка гранат-клинопироксенового барометра, о!калиброванного на основе экспериментальных данных и применимого для э'клогитовых и перидотитовых ассоциаций.

Разработка гранат-клинопироксеиоеых барометров применимых к мантийным и коровым эклогитам и перидотитам '

Эклогитовые гранат-клинопироксеновые равновесия экспериментально 1 изучены в диапазоне 650-2000" С и 20-100 kbar (Геншаф! и др., 1986; (Cato. 1989; Poli. 1993: Raheim and

Green. 1974, Putirka, 1998; Yaxley and Green, 1994), змогитоппдобные породы (с плагиоклазом и без него) - в диапазоне 850-1320" С и 10-34.5 kbar (Adam, 1990; Brey and Green. 1977; Green and Adam. 1991; Jonston, 1986; Skjerlie and Johnston, 1996; Rapp and Watson, 1995; Robinson and Wood, 1998; Robinson el al.. 1998; Springer and Seek. 1997, Yaxley, 1999), перидотитовые ассоциации - в диапазоне 900-2040° С и 20-140 kbar (Рябчиков и др., 1993; Brey and Köhler, 1990, Herzberg and Zhang, 1996; Sekine and Wyllie,1982; Sweeney, 1994, Taylor, 1998; Walter, 1998; Walter and Presnall, 1994; /.hang and Herzberg, 1994). Однако для последних эксперименты, превышающие 70 кбар, достаточно редки, поэтому в работе рассматривались равновесия при Р < 70 кбар.

В современных исследованиях можно выделить следующие подходы по созданию гранат-клинопироксеново! о барометра для мантийных ассоциаций, использующие:

(1) эффект уменьшения содержания молекулы CaTs в клинопироксене как функции давления (Mukhopadhyay, 1991);

(2) изменение соотношения Ca/Mg в гранате и клинопироксене с изменением давления (Перчук, Рябчиков, 1976; Brey et al., 1986);

(3) увеличение содержания Na в гранате (Соболев, 1974) с возрастанием давления;

(4) изменение зависимости коэффициента распределения железа между гранатом и клинопироксеном от давления для перидотитов и пироксенитов (Никитина, 1993).

Наиболее приемлемым подходом является первый, основанный на изменении содержания молекулы Чермака. Этот вопрос рассматривался различными исследователями (Жариков и др., 1984; Малиновская и др, 1991; Gasparik, 1984; Herzberg, 1978; Mukhopadhyay, 1991). Показано, что при давлениях, соответствующих верхней мантии, при постоянной температуре происходит уменьшение содержания CaTs минала с ростом давления и его постепенное исчезновение при давлениях свыше 50 кблр. Однако проведенные позже эксперименты показали, что CaTs присутствует в Срх и при давлениях до 100 кбар (Kato et al., 1989). Особенности химического состава граната и клинопироксена из мантийных ксенолитов позволяют нам предложить в качестве барометра реакцию: Ca3Al2Sb0i2+2Mg3Al2S¡30i2 -> 3CaAl2SiO<¡ + 3Mg2Si206

Groa Pyr CaTs En

Давление в ней рассчитывается по общей формуле Р = -(&Gr + 8.3144Г In AT) / ЛИ

Термодинамические данные для этой реакции взяты из базы данных Бермана (1988). Молярные объемы миналов в растворах клинопироксена и гранага рассчитывались по моделям Мукхопадхиая (1991) и Арановича (1991) соответственно. Активности гроссуляра и пиропа рассчитывались по двухпозиционной модели с учетом "перекрестного взаимодействия". Для описания избыточной парциальной молярной энергии Гиббса для компонента в кубической позиции (С/) использовалась модель Бермана и др. (1995). Активности энстатитового и чермакового миналов рассчитываются по схеме, описанной выше, параметры взаимодействия на позициях М| и Мг, используемые для хромдиопсидов и омфацитов, приведены в Табл. 1 и 2.

Предложенная версия барометра позволяет оценивать давление для гранат-клинопироксеновьгх перидотитовых ассоциаций в диапазоне 1050° <Т< 1820° С и 20 <Р< 70 кбар (всего 61 анализ) с точностью 1ст = 4.3 кбар и Д(среднее) = 3.6 кбар. Для эклогнтовых ассоциаций в диапазоне 650° <Т< 1660° С и 20 <Ps 70 кбар (всего 33 анализа) точность составляет 1ст = 5.8 кбар и Л = 5 2 кбар. Точность данной версии барометра для эк.ю! нтовых ассоциаций при давлениях 75 кбар и выше весьма мала и занижает давление на 30-40 %. При этом данная версия обладает высокой точностью для парагснезисов. синтезированных при давлениях не выше 40 кбар, (1 а = 2.4 кбар и Д = 2.1 кбар для 20 анализов), и занижает давления для парагенезисов, синтезированных при давлениях 50 кбар и выше (Рис.2А). Метод оценки давления Никитиной (2000) не согласуется с перечисленными выше жепериментальными

(М2) Ca-Mg Mg-Ca Ca-Fe Ft-Ca Mg-Fc Ca-Na Na-Ca Mg(Fe)-Na Na-Mg(Fc) "'31216-6.1P 25484+8.12P

f2> 20697-2.35P 1O940+5.9P

"'-2172 31120 16707

-31875 +43.75 T

Таблица 1. Параметры взаимодействия между элементами на позиции клинопироксена М? (в Дж/моль, Т° К, Р - кбар), используемые в наших моделях ( "'ЬнкЫеу, 1981; '^ЫпсЫеу й а1„ 1981; (3)МикЬорааЬуау, 1991).

(Ml) Mg-Fc Fe-Mg Fe-Al Al-Fe Mg(Fe)-At AI-Mg(Fe)

№ 3978 -3566+7.S4T 44270-8.63T

Таблица 2. Параметры взаимодействия между элементами на позиции клинопироксена Mi (в Дж/моль, Р- кбар), используемые в наших расчетах (- то же, что и в Табл. 1).

данными по эклогитам и перидотитам, его точность составляет 1а = 18-22 кбар и Д= 23-25 кбар (Р-РехрДостигает 30 кбар).

Для гранулитоподобных и эклогитоподобных ассоциаций, которые по составам граната и клинопироксена достаточно близки к перидотитовым (содержание жадеита в клинопироксене для большинства менее 20%), а диапазоне 850-1320° С и 10-34.5 kbar (всего 30 анализов) точность перидотитовой версии составляет 1сг = 3.3 кбар и Д = 2.7 кбар Предложенная версия барометра точнее, чем упомянутый выше барометр Мукхопадхиая (1991), который дает более низкую точность для тех же опытов - 1а = 4.1 кбар и Д = 3.4 кбар.

Наибольший петрологический интерес представляет применимость разработанных барометров к мантийным эклогитам, поскольку надежные методы оценки давления для них отсутствуют. Некоторыми исследователями высказывалась точка зрения о неприменимости CaTs барометров к мантийным парагенезисам ввиду малой величины чермакового минала в мантийных клинопироксенах (Biey et al., 1986). Тем не менее, проведенный анализ показал, что барометр может быть применим к большинству мантийных эклогитовых, перидотитовых и пироксенитовых ксенолитов и и< включений в алмазах. Присутствие кианита, корунда а также свободного SiO; в парагенезисе с клинопироксеном может существенно влиять на оценку ° величины давления (Lappin, 1978; Wood and Henderson, 1978), поэтому применять CaTs

барометры к данным типам эклогитов некорректно. Предложенная версия гранат-клинрпироксенового барометра обладает высокой точностью для парагенезисов, синтезированных при давлениях не выше 40 кбар, н занижает давления для парагенезисов, ^ синтезированных при давлениях 50 кбар и выше. Поэтому для высокобарных эклогитов

предложена версия барометра, отличающаяся от исходной тем, что на позиции Ml в клинопироксене значения Mg(Fe)-Al и Al-Mg(Fe) приняты 0 и 17 кДж/моль соответственно, что достаточно близко к величинам, приведенным в (Mukhopadhyay, 1991). Данная версия значительно уменьшает отклонения в области давлений 50-70 кбар, завышая их в области до 40 кбар, точность для всех ассоциаций (33 образцов) составляет 1а = 6.1 кбар и Д = 5.3 кбар (Рис. 2Б). Поэтому наиболее оптимальным путем оценки давления для образцов эклогитов является сначала расчет их давлений по исходной версии, а затем выборка образцов со значениями

к «

■—' а

«J. "М-

-10-

5-j---

fO а.

. La . Ä

1000 1200 1400 1600 1800 10 20 30 40 50 60 70 80 Техр Рехр

Рис.1. Отклонение давлений, рассчитанных по гранат-клинопироксеновому барометру, or экспериментальных значений в зависимости от температуры и давления. Условные обозначения экспериментальных данных: * - Рябчиков и др., (1993); D - Taylor (1998); 0 - Brey and Kohler (1990); Д - Walter, 1998; • - Jonston, 1986; ° - Robinson and Wood (1998).

10 20 30 40 50 60 70 80 Pexp

40 50

Техр Б р«хР

Рис.2, Отклонение давлений, рассчитанных по гранат-клинопироксеновому барометру (Б - "глубинная эклогитовая" версия) от экспериментальных значений для эклогитовых составов в зависимости от температуры и давления.Условные обозначения экспериментальных данных: * -Геншафт и др. (1986); х- Poly (1993); li - Yaxley and Green (1994); 0 - Putirka (1998); Д - Kato et al. (1989); Adam (1990),°-Raheim and Green (1974), Mitchell, 1995; Edgar and Mitchell, 1997.

Т (С)

Рис.3. Результаты расчета температуры и давления для эклогитовых парагенезисов тр.Робертс-Виктор относительно линии равновесия графит-алмаз (Випс1у е( а1, 1961) (0 -включения в алмазах, I - алмазоносные эклогиты, * - неалмазоносные эклогиты, пунктирная линия - палеогеотерма).

60 п

50-

N40-

■О

Д А

900

1000

1100 1200 т (С)

1300

1400

Рис.4. Результаты расчета температуры и давления по двупироксеновому термометру Тейлора (1998) и нашему гранат-клинопироксеповому барометру (Д) и по гранат-клинопироксеновому термобарометру Никитиной (2000) (А) для гранат-шпинелевых лерцолитовых ксенолитов из Австралии, Аргентины, Витимского плато. Монголии и Сицилии относительно линии перехода шпинелевых лерполитов в гранатовые (О'ЫеП. 1981).

давлений более 30 кбар и их пересчет по "глубинной эклогитовой" версии. По имеющимся на сегодняшний день i еогермобаромегрическим данным, большинство алмазов и мантийных парагенезисов образовались при давлениях менее 70 кбар (llaggerty, 1986: Hams, 1992; Sobolev et al., 2000), поэтому опенка давления л им типом барометров для мангийных ассоциаций является достоверной. Проведенный анализ показал, что бзрометр может бьиь применим к большинству манзниных эклогиговых ксенолитов и их включений в алмазах а также к некоторым коровым экло! и там.

На основе данною барометра были определены Р-Т параметры образования известных экло| иювых включений в алмазач и алмаз-, алмаз-графит-, графитсодержащих н безуглсродистых разновидностей эклогитов из известных трубок Южной Африки (Рис.3), Якутии, Австралии и Канады. Из проведенных расчетов следует, что образование включений внутри алмаюв и образование алмазеодержащих ксенолитов происходило в основном в поле стабильности алмаза. Алмаз-графит-содержащие ксенолиты располагаются рядом с границей устойчивости графит-алмаз, в то время как граф ит-ео держащие и безалмазоносные разновидности в основном соответствуют полю устойчивости графита. Наиболее высокие Р-Т параметры получены для включений из алмазов трубки Аргайл. Р-Т параметры, полученные для образцов из трубок Мир и Удачная, достаточно близки к Сибирской перидотитовой геотерме Бойда (1984). Среди канадских объектов рассчитаны эклогитовые ксенолиты кимберлитов района Джеричо, содержащие акцессорные алмазы (Кору lo va et al., 1999) По нашим расчетам, высокотемпературные ксенолиты соответствуют области стабильности алмаза.

На основе полученных результатов для зклогитовых ассоциаций можно выделить 2 основных типа градиентов, которые в целом соответствуют полученным ранее перидотитовым палеогеотермам (Boyd, 1973) Первый тип палеогеотерм характерен для эклогитов из трубок Коиду и Лесото и, в основном, близок к континентальной геотерме (на щитах). Второй -характерен для трубок из центральных частей кратонов (сюда относятся трубки Премьер, Орапа, Мир и Удачная) и ближе к "инфлекционному" типу перидотитовых палеогеотерм.

Версия барометра была использована также и для определения Р-Т параметров известных перидотитовых гранат-пироксеновых ассоциаций из кимберлитов Северного Лесото, Якутии и Северных территорий Канады, а также гранат-шпинелевых лерцолитовых включений из щелочных базальтов Пали Айк (Северная Аргентина), Монголии, Австралии, Сицилии и Витимского плато. Полученные давления составляют 16-23 кбар, что отвечает области перехода шпинели в гранат для лерцолитов (Рис.4). Это подтверждает петрологическую корректность данного барометра на природных объектах (вышеупомянутый метод Никитиной (2000) дает давления от 44 до 57 кбар). Полученные Р-Т параметры для Лесото в своей высокотемпературной области перекрываются с палеогеотермой Карсвелла (1991), реконструированной на основе гранат-ортопироксенового барометра, а при более низких температурах - чуть ниже нее. При этом наклон полученной геотермы в целом достаточно близок к палеореконструкциям Карсвелла (1991). Из якутских обьекюв были рассчитаны ксенолиты двух известных трубок - атмазоносной Удачной и безалмазоносной Обнаженной. Максимальные значения Р и Т имеют ксенолиты трубки Удачной, наиболее высокотемпературные из которых соответствуют полю устойчивости алмаза. Р-Т параметры для перидотитовых ксенолитов из северо-канадских кимберлитовых трубок района Джеричо (Копылова и др., 1999), по нашим расчетам, оказались чуть ниже кривой фазового перехода графит-алмаз.

Можно сделать вывод, что разработанные версии барометра достаточно хорошо определяют глубинность известных кимберлитовых и лампроитовых объектов Южной Африки, Якутии, Канады и Австралии и могут быть использованы при создании петрологических моделей верхней мантии.

Разработанный CaTs барометр позволяет оценивать давления для гранулитоподобных и ■жлогитоподобных ассоциаций по составам достаточно близким к псридогитовым. Однако наибольшей точностью для гранатовых пироксенитов и пироксеновых гранулитов обладает версия, отличающаяся от исходной тем, что на позиции Ml в клинопироксене значения Mg(Fe)-Л1 и Al-Mg(Fe) приняты равными Al-Mg значению по Мукхопадхиаю (1991) (см Табл.2), а перераспределение элементов im позициях Ml и М2 в клинопироксене рассчитывается по модели Вуда и Бано (1973) Данная версия дает минимальные отклонения по давлению, не превышающие 2.5 кбар для гранатовых пироксенитов и гранулитов, синтезированных в диапазоне 10-27 кбар и 1000-1200°С (Green and Adam, 1991; Irving, 1974). На основе данной версии барометра были оценены Р-Т параметры для метаморфических эклогитовых комплексов Полярною и Южного Урала, Казахстана, Тянь-Шаня и Средней Азии (по данным микрозондовых анализов, приведенных в монографии Н.Г'.Удовкиной, 1985). Полученные давления в основном лежат в диапазоне 10-28 кбар, однако отдельные значения по Южному Уралу (Максютовский комплекс) попадают в более высокобарическую зону - 30-40 кбар. Высокие давления в породах Максютовского комплекса обсуждались в литературе (Карстен и Иванов, 1994; Leech, 1998; Бобров и Бутвина, 2000), а также подтверждены и нами (Симаков, 2002). Аналогичные расчеты были проведены и для метаморфических эклогитовых комплексов Европы: Альп западной и северной Италии. Швейцарских Альп. Австрийских .Альп (Тауэровское окно), Северной Норвегии, Родопских гор северной Греции, Польских Судет, Богемского массива Баварии и комплекса Кабо Ортегал северо-западной Испании. Для эклогитов Греции, Судет и Богемии полученные давления лежат в диапазоне 10-20 кбар, что согласуется с оценками предыдущих авторов, эклогиты из центральных Родопских гор Северной Греции соответствуют области стабильности коэсита. Для испанских парагенезисов полученные давления лежат в основном в диапазоне 10-25 кбар. Основная часть норвежских парагенезисов также лежит в диапазоне 10-25 кбар, некоторые, в том числе и алмазоносные гранулиты, попадают в область Р > 30 кбар. Существование здесь высоких давлений свыше 30 кбар подтверждается наличием коэситсодержащих эклогитов (Smith, 1984, 1988), микроалмазов (Larsen et al., 1998), а также предыдущими оценками давления на основе ортопироксенового барометра (Lapin and Smith, 1978). Для альпийских комплексов отмечается нарастание Р-Т параметров от 450-600° С и 15-20 кбар к 800-900° С и 30-40 кбар с юга на север - от Италии к Австрии. Существование высоких давлений (более 30 кбар) в ходе формирования альпийских комплексов подтверждается присутствием коэситсодержащих пород (Chopin, 1984) и высокими содержаниями натрия в гранатах из швейцарских эклогитов (Aurisicchio, 1985), что является признаком их формирования в условиях верхней мантии (Удовкина, 1985). Ранее Г.Эрнст (1977, 1478) и К.Шопен (1984) предположили возможность существования высоких давлений при формировании перидотитов и эклогитов в зоне метаморфизма Альпийских лерцолитовых массивов Альп Арами, Финеро, Бальмучия, Бапьдиссеро и Ланцо, а также массива Дора Майра. з Проведенные нами расчеты для данных объектов также показали наличие давлений около 30

кбар в ходе их формирования. Часть гранат-клинопироксеновых пород Кокчетавского месторождения (участок Кумдыколь) имеют высокие давления ~ 40 кбар, соответствующие области стабильности алмаза. Эклогиты других участков Кокчетавского массива (Энбек-^ Берлык, Чаглинка, Кулет) образовались при существенно меньших давлениях.

Из проведенных расчетов следует, что часть коровых эклогитов (Кокчетавский массив. Уральские эклогиты. Швейцарские и Австрийские Альпы. Норвежские и Родопские эклогиты) образовалась при высоких давлениях, более 30 кбар, и имеет мантийно-коровое (субдукционное) или мантийное происхождение

Mortem клинопироксевых термобарометров дш мантийных перидотитовых и жюгитовых парагенезисов.

Во многих кимберлитовых телах собственно ксенолиты отсутствуют или редки и ксено!енная ассоциация мантийных минералов представлена лить ксенокрисгаллами. При поисково-оценочных работах на алмаз обнаруживаю), как правило, лишь отдельные черна минералов-спутников мантийного происхождения. Это обуславливает необходимость разработки "мономинеральных" термобарометров, использующих для расчета состав только одной фазы, но предполагающих наличие определенных фаз в парагене шее.

В первую очередь, такой фазой является клинопироксен благодаря его сольвусным отношениям. К настоящему времени известен ряд одноминеральных клинопироксеновых термометров, использующих диопсидовую ветвь двупироксенового сольвуса (Finnerty and Boyd, 1986; Lindsley and Dixon, 1976; Mercier, 1980), и два клинопироксеновых барометра (Mercier, 1980; Taylor and Nimis, 2000).

Задача по построению клинопироксенового барометра сведена к приложению уже разработанных гранат-клинопироксеновых версий к ксенокристам природного клинопироксена. Соотношение составов граната и клинопироксена для основных типов эклогитов рассмотрено в работе Владимирова и др. (1990). Из нес следует, что отношение Ca/Mg в обоих минералах связано в виде экспоненциальной зависимости. Существует также зависимость содержания Fe в гранате oi отношения Ca/Mg в клинопироксене. Это дает возможность рассчитывать кальциевость. железистость, магнезиальность и активность фиктивною фаната, рассматривая ею как однопозиционную модель (те. учитывать избыточные энергии только на кубической позиции). Точность данной моноверсии барометра на rex же экспериментальных данных эклоги говых составов для давлений менее 75 кбар сотавляег 1а = 5.0 кбар и А- 4.0 кбар. Для экспериментальных перидотитовых фанат-клинопироксеновых равновесий прослеживаются близкие зависимости, как и для эклогитовых составов. Это также дает возможность рассчитывать активность фиктивных миналов фаната (пиропа, фоссуляра, альмандина) по однопозиционной модели. Точность данной версии барометра для тех же экспериментальных данных перидотитового состава в диапазоне 900° sTs 1820° С и 20 <Ps 70 кбар (всего 69 анализов) оставляет 1а = 3.1 кбар и Д= 2.6 кбар. Данная моноверсия лучше по точности версии Нимиса и Тейлора (2000), где 1а = 3.8 кбар и Д= 2.8 кбар (всего 61 анализ), и исходной фанат-клинопироксеновой.

Для разработки клинопироксеновой моноверсии термометра рассмотрены закономерности распределения Mg, Ca и Fe по позициям Mi и Мг в сосуществующих Срх и Орх и предложен способ расчета Mg на позициях М| и Мг в Орх, исходя из состава Срх. Полученные зависимости были подставлены в уравнение константы двупироксеновой реакции. Точность данной моноверсии термометра по тем же экспериментальным данным, что и для моноверсии барометра, составила 1с = 56° и Д-- 44°, что лучше версии Нимиса и Тэйлора (2000) (1er = 72° и Д= 60°). Точность пары моноклинного термометра и барометра составляет по давлению и по температуре 1а " 81° и 4.9 кбар (72 анализа) и имеет наклон ошибки 1кбар/17°, что также лучше версии Нимиса и Тэйлора (2000), которая на этих же экспериментах (56 анализов) имеет 1а = 111° и 8.2 кбар и наклон ошибки 1кбар/15°. Для ксенокристаллов клинопироксена предлагаемый термобарометр может применяться уверенно, если вычисленное давление не ниже 30 кбар. В диапазоне. 20-30 кбар необходимо обосновывать присутствие парагенного фаната.

Перидотитовая моноверсия клинопироксенового термобаромегра была использована для определения Р-Т параметров образования отдельных клинопироксеноп из алмазов Ганы и Танзании, а также трубки Као из Лесото. Включения из алмазов по Р-Т параметрам соответствуют области стабильности алмаза, в то время как мсгакрис!Ы из тр.Као находятся в поле фафита. Были также оценеы Р-Т параметры для мшакриа из рамичных iрубок- Якуши -

Сьпыканской, Комсомольской, Иксовой, Дальней, Искорки. Геофизической и За|адочной. Эти значения соответствуют интервалу Р-Т параметров, определенных для якутских кимберлитов на основе (ранаг-ортопироксенового и гранат-клинопироксснового барометров. 1аким образом, из приведенных выше результатов следует, что разработанные моноверсии перидотитово! о клинопироксенового терчобарометра являются универсальными и достаточно' хорошо определяют степень глубинности известных кимберлитовых объектов Африки и Якутии.

Эклогитоиая моноверсия клинопироксеновою барометра была использована при определении Р-Т параметров аллювиальных алмазов Венесуэллы и Гвинеи. При ион большинство Р-Т параметров соответствует области стабильности алмаза и достаточно близко к температурам и давлениям, определенным на основе гранат-клинопироксенового метода. Основная часть полученных результатов находится в интервале 50-60 кбар, что соответствует оценкам давления для этих объектов по коэситовому барометру (5оЬо1еу е1 а!.. 2000).

Глава 3. Определение глубинности кимберлитов и родственных им пород ВосточноЕвропейской платформы

На Русской платформе первые кимберлиты были открыты около 20 лет тому назад в Архангельской области. В последующий период отдельные тела кимберлитов, лампроитов и кимберлитоподобных пород были открыты в Карело-Кольском и Уральском регионах. Архашельские кимберлиты изучались рядом российских и зарубежных исследователей, которые установили их специфику: 1 Вторичная минерализация (сапонитизация); 2.Низкое содержание таких минералов-спутников алмаза как пироп и хромдиопсид с резким преобладанием хромшпинелидов в кимберлитах Золотицкою поля и наоборт - в кимберлитах Кспинского поля и трубке им.Гриба; 3.Отсутствие пикроильменита для кимберлитов Золотицкого поля и его присутствие в кимберлитах Кепинского поля и трубке им.Гриба.

Два тела кимберлитов были открыты в непосредственной близости от Архангельской провинции - на Терском берегу Белого моря в 80-х годах (Калинкин и др, 1993). Они находятся в зоне Кандалакшского грабена, где было описано большое количество даек и трубок взрыва щсдочно-ультраосновных пикритов - пород, которые многие исследователи относят к кимберлитоподобным. Отдельные дайки лампроитов были открыты в районе Костомукши и Порьей Губи!, они близки к кимберлитам, открытым в последние 10 лет на территории Финляндии (Проскуряков и др., 1990). На Среднем Тимане. где давно известны россыпные алмазы и их спутники, в настоящее время открыто 3 тела мелилитовых кимберлитов в бассейне реки Умбы (Шутов и др., 1983). На Урале давно известны россыпные алмазы и их спутники. Однако их коренные источники не найдены до сих пор. Первые кимберлитоподобные и лампроитоподобные проявления были найдены 25 лет тому назад (Гринсон и др., 1975; Лукьянова и др., 1992). Как упомянуто выше, в восточной Финляндии, приблизительно в 400 км на северо-запад от Ладожского озера, огкрьны небольшие кимберлитовые трубки и дайки, слагающие 2 группы - Каави и Куопио (Рекопеп е1 а1., 1999).

С петрологической точки зрения кимберлиты и кимберлитоподобные породы Русской платформы слабо изучены, либо не изучены вовсе. Причиной этому является весьма малое количество находок в них полиминеральных глубинных ксенолитов перидотитового и эклогитового состава, для которых можно было бы определить температуры и давления их кристаллизации, используя известные термобарометрические методы. В основном в них встречаются отдельные ксенокристы минералов.

Оценка глубинности Зимнебережного кчмберчитового комплекса Бе.ипюрья

Архангельская алмазоносная провинция расположена на севере Русской плиты в пределах погребенной юго-восточной части ЬСольско-Ко 1уойского кратна и его

нижнспротеро юнекого складчатого обрамления (Всричсв и др., 1991; Синицын и др., 1992). 1С юю-западу о г Архангельской провинции, в пределах нижнепро I ерозойског о Ьсломорского складчатого пояса, расположен Ненокский комплекс трубок мслилититов (Синицын и др., 1992) На основании изучения ископаемых остатков флоры и фауны в жерлоных и кратерных фациях диатрем возраст машатических пород провинции оценивается как П)-С| (Саблуков. !984, 1995), что совпадае1 с »отрастом проявления щелочною магматизма Кольского полуострова. В пределах архангельскою зимнебережного кимберлитового комплекса, на площади 100x40 км, известно 59 вулканических объектов позднедевонскою возраста; трубок, даек, силлов (Синицын и др., 1992; Саблуков, 1995) Кимберлитовые породы Зимнего Берега варьируют по составу от алмазоносных кимберлитов до убогоалмазоносных и пеалмазоносных мелилитнтов и пикритов (Саблуков, 1990, 1995; 8аЫикоу,1995), 12 объектов образованы толеитовыми и субщелочными базальтами. Все промышленно алмазоносные трубки (Пионерская, Ломоносовская, Карпинская-1, Карпинская-2, Архангельская) сосредоточены в пределах Золотицкого поля. Диатремы и силлы друтих полей, представленные кимберлитами и оливиновьтми мелилититами, являются неалмазоносными, либо слабоалмазоносными.

Мантийные подули обнаружены в 26 объектах кимберлитовых и родственных им пород (Будкина, 1987). Содержание модулей очень низкое. Максимальное количество нодулей встречается в кимберлитах Золотицкого куста (кимберлитах глиноземистой серии), кимберлитах Пачугского куста и трубки им. В. Гриба (кимберлиты железо-титанистой серии) (Саблуков и др, 2000). Наиболее полно изучены мантийные ксенолиты трубок Золошцкого куста (месторождение им. Ломоносова): Архангельской, Ломоносовскои, Пионерской, Карпипского-1 и Карпинского-2, а также трубки Ан-688 Пачутскою куста. В кимберлитовых породах Зимнебережного района в основном распространены глубинные включения гипербазитов магнезиально-глиноземистой магматической серии, которые весьма однообразны по минеральному составу и в большинстве случаев представлены дунитами. Лерцолиты редки, находки гарцбургтов и ортонироксенитов единичны. Включения пород основного состава представлены зклогитами, эклогитоподобными породами и гранулитами. Известны включения клинопироксенов перидотитового и эклогитового составов в архангельских алмазах (Соболев и др. 1997). Высокие содержания натрия и калия в омфаците, а также присутствие в парагенезисе уникального майджоритового граната с Хч, = 3.2 ф.е. говорят о больших глубинах их образования.

На основе разработанных методов была произведена оценка глубинности захвата известных на сегодняшний день глубинных нодулей и отдельных ксенокрист Архангельского района. Для расчётов прежде всего использовался состав минералов наиболее распространённого гранат-клинопироксенового парагенезиса в разных видах нодулей кимберлитов района. Наименьшие Р-Т параметры имеют ксенолиты шпинель-пироповой субфации (С] по Саблукову и др.. 2001) а также эклогиты и эклогитоиды, более глубинными являются ксенолиты гроспидитовой субфации (С2), затем ксенолиты козеитовой субфации <Сз) и гипербазиты железо-титанистой магматической серии. Данные расчеты полностью соответствуют и подтверждают предложенную Саблуковьгм и др. (2000) схему глубинности пород Мд-А1 серии, основанную на составе клинопироксена.

Были определены Р-Т параметры образования различных типов клинопироксенов по классификации Гаранина и др. (1990) из Знмнебережных трубок им. Гриба. Ломоносовской, 401, 688, 691 и 751, для сравнения были проведены также расчеты по методу Нимиса и Гэйлора (2000) (Рис.5). Наиболее высокие Р-Г параметры, но нашему методу, имеют включения в алмазах, далее идут слабоалмазоносные катаклазнрованные лерцолиты. слабоалмазоносные лерцолиты и пироксениты и слабоалмаюносные биминеральные жлоппьг. минимальные параметры имеют слабоалмазоносныс лерцолиты и сллбоолмаюносныс лерцолшы и пироксениты. Наиболее высокие Р-Т параметры, по меюду Нимиса и 1 тйлора (2000). имеют

Рис.5. Результаты расчета температуры и давления для клинопироксенов различных типОв по классификация Гаранина и др. (1990) из трубок Гриба, Ломоносовской, 401, 688, 691 и 751 по клинопнроксеновым версиям зермобарометра (А) и методом Нимиса и Тэйлора (2000) (Б). Условные обозначеня: 0 - включения из алмазов, □ - сростки с алмазом, включения в алмазе, Д - слабоалмазоносные лерцолиты, о - слабоалмазоносные катаклазированные лерцолиты, + - слабоалмазоносные лерцолиты н пироксешпы, залитый П - слабоалмазоносные лерцолиты и вебстериты, А - слабоалмазоносные вебегериты, пироксениты и ильменитовые перидотиты, в - неалмазоносные ильмениювые лерцолшы, • - слабоалмазоносные биминеральные жлогиты. Анализы для расчетов »мш и к Бо* ликов и др. (1999), Гаранин и др. (1990); Соболев и др. (1997).

слабоалмазоносные ка1аклазированные лерцолиты и слабоалмазоносные лерцолиты и гшрокссниты, далее идут включения в алмазах; минимальные параметры имею! слабоалмазоносные лерцолиты и вебстери1Ы. Температуры и давления, полученные по нашему термобарометру, в целом лучше соответствуют предложенной классификации Гаранина и др (1990). По методу Пимиса и Тэйлора (2000), часть включений в алмазах попадает в область стабильности графита, а неалмазоносные ильменитовые лерцолиты, наоборот, соответствую! области стабильности алмаза, при этом большое количество анализов имеет экстремально высокие давления - более 80 и 100 кбар

Оценка Р-Тпараметров образования глубинных включений Тиманских кимберлитов

Тиманские кимберлиты расположены на севере Русской платформы в обтасти сочленения двух наиболее крупных структур: Русской плиты с Карельским складчатым фундаментом и Печорской синеклизы с байкальским складчатым фундаментом (Шутов и др, 1983). На сегодняшний день известны три кимберлитовые трубки: Умбинская, Водораздельная и Среднинская. Они прорывают додевонские образования кислоручейской свиты, которая представлена различнымии сланцами, песчаниками, кварцитами и филлитами с прослоями магнетитовых сланцев и известняков. Возраст трубок оценивается в 390 мл. лет (Мальков и Холопова, 1995). Трубки Умбинская и Водораздельная представлены челилит-содержащими разновидностями кимберлитов. Среди ксенолитов по составу выделяются два главных минеральных парагенезиса: ультраосновной (по-видимому, лерцолит) и основной (Fe-Mg эклогит) (Первов и др., 200?). Сохранность парагенезиса фаната с клинонироксепом в ксенолитах перидошгов и эклогитов по)воляет оценить условия образования этих пород по гранат-клинопироксеновому барометру. Рассчитанные значения давлений для тиманских пород составляют от 34 до 40 кбар и весьма близки для перидотитовых и эклогитовых. Значения температур, по термометру Эллиса и Грина (1979). находятся в пределах 1000-1120°С. Таким образом, полученные Р-Т параметры для указанных выше пород соответствуют области устойчивости фафита.

Оценка Р-Т параметров образования глубинных включений и ксепокрист ки.мберштов из Восточно-Финляндской провинции.

В настоящее время в Восточной Финляндии (приблизительно в 400 км на северо-запад от окончания Ладожского озера) известны 24 кимберлитовых тела, представленных небольшими трубками и дайками, образующими 2 фуппы - Каави и Куопио (Peltonen et al., 1999). Из 24 тел 12 содержат микроалмазы, а 4 - содержат значительное их количество (более 0.1 карата на тонну). Они находятся в зоне архейского кратона, на фанице со свекофенским мобильным поясом, причлененным к кратону 2.0-1.8 млрд. лет тому назад в ходе субдукции океанической пластины под Карельский континент и последующей коллизии (Ekdahl, 1993). Их возраст по К-Аг методу составляет 430-560 мл. лет, что древнее Архангельских и Кольских кимберлитов, но достаточно близок к кимберлитам комплекса Альне. Сами кимберлиты, по минералого-генетической классификации Р.Митчелла (1991), сходны с классическими кимберлитами первой фуппы. Они обогащенны оливином и пикроильменитом и содержат как неизмененные, так и практически полностью серпентйнизированные разновидности. В них установлен достаточно широкий набор ксенолитов, к которым относятся |арцбургиты. лерцолиты. верлиты, оливиновые вебстериты гранатовой фации, гарцбургиты шпинелевой фации и редкие эклоппы, некоторые из которых высокоалмазоносны (Peltonen et al., 1999). Проведенные расчеты Р-Т параметров для перидотитовых ксенолиюв, содержащих фанат-клинопироксеновую ассоциацию и одиночные кристаллы клинопироксепои, показали, чю основная и\ масса образовалась в диапазоне давлений 30-40 кбар и лишь небольшая часть - в области стабильности алмаза или вблизи неё; максимальные Р-Г параметры, соответствующие области

стабильности алмаза, имеют эклогиты.

Щелочно-упьтраоаювные дайки и трубки <чрыча Кандалакшского залива и Терского берега

Автором изучены кимберлиты и кимберлитоподобные породы Кольского полуострова, в районе Кандалакшского залива и Терского берега. Дайки и трубки взрыва (цУлочно-ультраосновного состава распространены в южной части Кольского полуострова. Значительная часть их сконцентрирована в линейных полях, отвечающих общему плану основных глубинных структур решона К этим же структурам приурочены и массивы щелочно-ультраоснойных iiopofl и карбонатитов, преимущественно каледонского возраста. В Карело-Кольском регионе намечаются три самостоятельных лайковых комплекса, два из которых совпадают по времени и ассоциируются с каледонской формацией массивов, а третий - с герцинской (Хибинский и Лавозерский массивы) нефелин-сиенитовой формацией (Бородин и др., 1976).

Основные районы проявления щелочно-ультраосновных лампрофиров и трубок взрыва 1 на Кольском полуострове приурочены к Кандалакшскому заливу, Терскому берегу, юго-восточному обрамлению Хибинского массива и району Ковдорского массива. Большинство этих проявлений, а также известные кимберлитовые тела пространственно тяготеют к Онежско-Кандалакшскому рифейскому грабену, заложение которого относят ко времени среднего рифея (Константиновский, 1977). Кимберлиn,i на Кольском полуострове представлены двумя iрубками на Терском берегу Кандалакшского залива (известными как аномалии 7 и 20). Они прорывают вендский чехол и являются самыми восточными проявлениями магматических пород на Кольском полуострове. Это наиболее поздние образования, содержащие в ксенолитах все породы района. По данным К/Аг метода, их возраст определяется в-380-360 млн. лет (Рухлов, 1999). Кимберлитовые трубки представлены эруптивными брекчиями с различным количеством ксенолитов. Основная масса сложена слюдяным кимберлитом. Среди ксенолитов отмечаются мелилититы, лимбургиты, авгититы, карбонатиты и гранатовые i нейсы. Массивные кимберлиты расположены в цетральных частях трубок, в краевых частях - кимберлитовая брекчия.

Главные петрохимические особенности щелочно-ультраосновных лампрофиров Кольского полуострова заключаются в их повышенной титанистости, железистости и щелочности, коюрая возрастает с уменьшением основности. Содержание S1O2 колеблется от 23 до 49%, MgO - от 6 до 20%. Это преимущественно Na-вые породы, в них заметна обратная зависимость между суммой щелочей и MgO. По соотношению SiOj и суммы щелочей лампрофиры комплекса попадают в поле щелочных лампрофиров. По своим петрохимическим особенностям (содержанию AI2O3, ТЮ2, S1O2, SFcO) кольские лампрофиры сходны со гцелочно-ультраосновнмми аналогами из .Архангельской области - мелилитоиыми пикритами ненокского и пикритами зимнебережного комплексов, лампрофирами Маймеча-Котуйской провинции, а также лампрофирами меловых диатрем Сирийского рифта и щелочными дайками комплекса Альне. В кимберлитах Кольской провинции происходит уменьшение содержаний AI2O3, S1O2, FeO с возрастанием MgO и отношения K20/Na20 по сравнению с лампрофирами. На диаграмме EFeO-MgO они занимают промежуточное положение между кольскими и архангельскими лампрофирами и архангельскими кимберлитами. По отношению Si02/Mg0 они ближе к слюдяным кимберлитам (Skinner. 1986) , наблюдаются лишь небольшие различия r содержаниях титана и марганца. Следует отметить аномальную обогашенность кольских кимберлитов фосфором и стронцием (Калинкин и др., 1993). Среди субвулканических образований региона к ним наиболее близки лампроитоподобные породы Костомукши, для которых характерны более высокие K/Na отношения (Проскуряков и др.. 1990). Оливиновые мелилититы отличаются от ассоциирующихся с ними кимберлитов прежде всего более низкои магнезиальностью, низкими содержаниями фосфора, стронция и бария (Калинкин и др.. 1993).

Клинопироксен в лампрофирах представлен в основном диопендом. имеющим

переходные разновидноеIи к омфациг-диопсидам и лиопсил-авгитам, реже - титан-авгитам. Среди них можно выделить низкоглиноземистые и глиноземистые разновидности. Первые чаще всего обогащены хромом и обеднены железом. По своему составу большинство изученных клинопироксенов достаточно близко к клинопироксенам из гранулитовых включений, встречающихся в качестве включений в данных породах, и к диопсидам из Шелочных базальтоидов (Владимиров и др., 1990). В кимберлшах описан клинопироксеи изумрудно-зеленой окраски, который является наиболее характерным для высокобарических ксенокристаллов алмазоносных кимберлитов (Калинкин. 1991). По своему составу, отличающемуся низким содержанием глинозема и РеО, СггСЬ ДО 2.4% и Ыа20 до 1.5%, он близок к хромдиопсиду, по классификации Стефенса и Доусона (1977).

Гранат практически весь представлен альмандин-пироп-гроссуляровой разновидностью с преобладанием альмандинового минала, содержание которого колеблется от 20 до 84 мол.%: содержание пиропа - от 7 до 67%, гроссуляра - от 2 до 32 мот.%. Содержание СггОз в гранатах достигает 2.56 мас.%. По соотношению альмандин-пироп-гроссулярового компонентов большинство анализов близко к гранатам из кимберлитоподобных трубок США, Алданского щита, Гренландии и сирийских лампрофиров. В кимберлитах встречается пироп в виде обломков круглых зерен фиолетовой и малиновой окрасок размером до 5 мм в поперечнике. Содержание пиропового минала в нем доходит до 80%, кноррингитового - до 6 5%, альмандинового - до 9%, гроссулярового - до 14%, андрадитового - до 5% Содержание СггО} достигает более 6 мас.% По составу эти гранаты сопоставимы с гранатами алмазной ассоциации из алмазоносных кимберлитовых трубок Сибири (Багдасаров, 1980; Соболев. 1971).

Оливин, как правило, редко сохраняющийся в чистом виде, обнаружен в протолочках альнеитов и лимбурппои Кандалакшского комплекса, оливиновом мелилитите и кимберлите Терского берега. В лампрофнровых оливинах содержание фаялитового компонента колеблется от б до 16 %. Содержание примесей варьирует в следующих интервалах: Сг2Оз - 0 07-0.34%, СаО - 0.12-0.29%, ТЮг - до 0.3% и МпО - до 0.4%. Эти особенности состава соответствуют оливинам из меймечитов и пикритовых порфиритов (Владимиров и др., 1990). Оливин из кимберлита содержит 94-95% форстеритового компонента, имеет сравнительно высокое содержание Сг2Оэ (0.14-0.4%) и более низкое СаО (0.09-0.16%), что говорит о его более глубинном происхождении.

Из хромшпинелидов в лампрофирах обнаружены относительно высокохромистые низкоглиноземистые пикрохромиты, а также хромиты, где магний отсутствует полностью. Для всех разновидностей характерно присутствие 2-3% ТЮ2. Хромшпинелиды аналогичного состава широко распространены в кимберлитах Архангельской и Якутской провинций, где они являются минералами основной массы, а также в пикритах и лампрофирах многих щелочных комплексов. Максимальное содержание Сг20з в хромшпинелидах достигает 63.56 мас.%, при содержании ТЮг 0.37%. Высокомагнезиальные и высокохромистые хромшпинелиды кимберлитов Кольского полуострова сопоставимы с таковыми из алмазоносных кимберлитов "

Сибири из включений и сростков с алмазами (Багдасаров, 1983). Содержание хромшпинелидов в щелочно-ультраосновных лампрофирах и кимберлитах закономерно изменяется, убывая в следующей последовательности: кимберлиты и пикриты -> альнеиты —> мончикиты меланефелиниты. В том же направлении эволюционируют и составы хромшпинелидов - от '

наиболее магнезиальных и хромистых к наиболее железистым и глиноземистым разновидностям. Это связано' с тем, что хромшпинелиды завершающих стадий формирования кристаллизуются в условиях низких Р-Т параметров и повышенного давления кислорода и обогащены РеО, РегОз.ИОз, А1;Оз. Направленное изменение состава хромшпинелидов отражает эволюцию исходного щелочно-ультраосновно! о расплава на разных этапах его дифференциации.

Ильмениты в лампрофирах имеют пониженное содержание расчет пою ГсзОз от 4 04 до

12.83%, Cr203 - 0.09-0.46%, MgO - 0.16-7.40%, а также повышенное содержание МпО - от 0.7 до 3.9%, по отношению к глубинным ильменитам. Эти особенности состава отвечают ильменитам из щелочных базальтоидов (Владимиров и др., 1990). Наиболее магнезиальные и хромистые соответствуют ильменитам из алмазного парагенезиса в кимберлитах.

Рутил из кимберлитовой брекчии характеризуется высоким содержанием Сг2Оз - 9.04% при расчетном содержании РегОз - 2.58%. Но содержанию хрома минерал соответствует рутилу алмазоносно1 о мантийного эклогитового парагенезиса (Ляхович, 1996; Соболев, 1974).

Вкрапленники слюды изучены в мелилитовом пикрите и кимберлите с Терского берега, в брекчии острова Еловый и в ковдорском мончикиге. По составу это достаточно близкие флогопиты:

(Ко 773Nao 225)0 998 (Mg2 25вЬ"е*2о 545<-ао о1бМп0 01 iTi0 215)3 ojs(A1i îSi2 6&5)з 96sOu(OH,F,CI)2

Алмазы достигают 1 мм, имеют октаэдрический габитус, бесцветны и обладают лазурно-голубоватой люминисценцией. Характерной чертой является присутствие треугольных фигур на их гранях. Большинство алмазов отмечено в кратерной части кимберлитовых трубок (Поляков и Калинкин, 1993).

Дайки ранней группы (трубка взрыва щелочного пикрита на о. Еловом (Шуркин, 1960) и дайки на островах Кандалакшского архипелага содержат ксенолиты глубинных пород. Изучению этих ксенолитов было посвящено достаточно много работ (Шуркин и Румянцева, 1979; Шарков и Пухтель, 1986; Биндеман и др, 1990; Симаков и др., 1994; Корешкова и др.. 2000; Beard et al, 1996; Kempton et al., 1995). Ксенолиты из кандапакшских даек представлены гранатовыми, двуполевошпат-гранатовыми и двупироксен-гранатовыми гранулитами и гранат-клинопироксеновыми породами. Среди клинопироксенов - низкоглиноземистые разновидности, обедненные железом и обогащенные хромом, имеющие повышенные содержания ТЮ2, Сг203 -до 1.3%, AI2O3 - до 2.95%, которые по составу соответствуют перидотитовым ассоциациям шпинель-пироповой и гроспидитовой фаций глубинности (Соболев, 1974). Такие юшнопироксены отмечены в кандалакшском уачитите, брекчии о.Еловый и мелилитах Терского берега. В терских кимберлитах описан хром-диопсид изумрудно-зеленой окраски, который является наиболее характерным для высокобарических ксенокристаллов алмазоносных кимберлитов. Его можно отнести к магнезиально-глиноземистой коэситовой субфации (а скорее алмаз-пироповой серии) по Саблукову и др. (2000).

Для оценки Р-Т параметров по гранат-клинопироксеновым парам использовались термометр Кроха (1988) и вышеописанная модель барометра. Проведенные расчеты дали значения температуры и давления для кандапакшских ксенолитов в диапазоне 700-1200° С и 530 кбар, что достаточно близко к Р-Т параметрам, полученным по гранат-клинопироксен-плагиоклвзовому барометру Ньютона и Перкинса (1982). Расчеты Р-Т параметров для отдельных клинопироксенов кандапакшских даек на основе модели моноклинопироксенового термобарометра дают близкий диапазон Р-Т параметров к ксенолитовому тренду, полученному на основе гранат-клинопироксеновых ассоциаций.

Г.пубйны образования очагов кимберлитовых и щечочно-ультраосновных магм и уровень теплового потока под Копьско-Лрхангельским регионом

На основе приведенных петрохимических и минералогических данных можно заключить, что для шелочно-ультраосновиых лампрофиров Кольского полуострова прослеживается закономерное изменение состава пород и минералов при движении с запада на восток - о г кандапакшских даек к терскобережным мелилититам и кимберлитам по направлению к Архангельской провинции. В составе пород наблюдается постепенное увеличение магнезиальное™, уменьшение щелочности и титаннстости. Одновременно с этим изменяется и состав минералов: заметно уменьшается содержание Са в оливине, в пироксенах и в хромшпинелида\ происходит увеличение Сг, в последних также растет содержание Mg. При

этом содержание самих хромшпинелидов возрастает в ряду меланефелиниты -> мончики!ы -> альнеиты -> кимберлиты. Данные изменения говорят об увеличении глубинное]и зарождения очаюв магм, чю подтверждается рассчитанными 1'-1 параметрами по клинопироксенам. Сходные изменения в составе отмечены и для архангельских объектов при переходе от онежских мелилитигов к золотицким кимберлитам (Богатиков и др., 1999). Из полученных Р-Г параметров следует, что наименее глубинными образованиями являются Кандалакшские дайки, челилититы Неноксы, эклогиты и эклогитоподобные породы золотицких трубок, которые образовались при давлениях 15-30 кбар в условиях максимального теплового потока - 50 и более mW/m2, по Поллаку и Чапмену (1977) (Рис.6). Более глубинными являклея таманские кимберлиты, обраювавшиеся в диапазоне 34-40 кбар, далее идут терскис кимберлиты и мелилититы - 25-45 кбар и финские кимберлиты - 25-60 кбар. Они более "холодные", их тепловой поток составляет 40-50 mW/m2. Наиболее i дубинными образованиями на Русской платформе являются архангельские кимберлиты - 70 кбар (2IG км), они же являются и наиболее "холодными", так для глубин, соответствующих стабильности алмаза,1 тепловой поток в основном составляет 35-45 mW/m2. По нашим расчетам, это более глубинные образования, чем якутские кимберлиты, что согласуется с минералогическими данными Соболева и др. (1997). Установленное изменение Р-Т параметров соответствует моделям развития литосферы и астеносферы под древними кратонами и мобильными блоками (Haggerty, 1986; Mitchell, 1991), по которым при движении от окраин платформы к ее центру расстояния до горячей астеносферы и очагов зарождения мантийных пород увеличиваются. Поэтому на Кольском и Онежском полуостровах, приуроченнных к окраинным частям платформы, отмечается более высокий тепловой поток и минимальные глубины зарождения магм. Образование алмазоносных мантийных ксенолитов Золотицкого поля, приуроченного к внутренним областям платформы, наоборот, связано с минимальными тепловыми потоками. Для коровых ксенолитов величина теплового потока превышает имеющуюся на щитах в настоящее время (50 mW/m2). Такие тепловые аномалии могли являться следствием мантийного плюма, существовавшего в этом районе в девонское время (Махоткин и др., 1997).

Глава 4. Оценка окислительно-восстановительных условий (/„г) для глубинных

парагенезисов верхней мантии и земной коры.

Для оценки /(>1 верхней мантии и Земной коры применяются кислородные барометры

(фугометры), разработанные на основе минеральных равновесий, включающих обмен Fe*2 -Fe*3. Содержание трехвалентного железа можно определить с помощью Мессбауэровской спектроскопии, либо рассчитать нз кристаллохнмической формулы минералов. Каннил и О'Нейлл (1996) показали, что для мантийных парагенезисов стехиометрически рассчитанное Fe*3 и данные по Мессбауэровской спектроскопии практически полностью совпадают для шпинели, меньше соответствуют для граната и практически не соответствуют для клинопироксенов. Наиболее точными фугометрами поэтому являются шпинелевые. Существуют также, и экспериментальные работы по определению "внутренней" фугитивности кислорода (IOF) для минералов перидотитовых и эклогитовых ксенолитов, в том числе и для алмазоносных (Кадик и др., 1991, 1997; Arculus et al.. 1984; Ulmer et al., 1987; Wood el al„ 1990).

Оценка окислительно-восстановительных условий мантийных ксенолитов в настоящее время базируется в основном на моделях оливин-ортопироксен-шпинелевого равновесия (Рябчиков и др., 1985; O'Neill and Wall, 1987; Ballhaus et al., 1991; Eggler, 1983). Известны также

70-

■О 50

30-

35 mV/mi

40 nV»/mî

SO am/ml

»♦t.,' * *

s*4 «

' Л * **

600

800

1000 1200 T (С)

1400

1600

Рис.б. Обобщенные результаты расчета температуры и давления для клинопироксенов из Кандалакшских даек, мелилититов Неноксы и эклогитовых и эклогитоподобных пород золотицких трубок (*), терских кимберлитов и мелилититов (•), тиманских (■), финских (А) и архангельских (0) кимберлитов. Сплошная линия - равновесие графит-алмаз; -прерывистые линии - тепловые потоки, по Поллаку и Чапмену (1977).

ильменит-магнетитовые кислородные барометры, применимые как для мантийных, так и для коровых ассоциаций (Powell and Powell, 1977; Spencer and Lindsley, 1981), и оливин-ортопироксен-граяатовые фугометры (Рябчиков и др., 1983, 1985; Gudmundson and Wood, 1995; Luth et al., 1990). Данные оценки противоречивы: с одной стороны, большинство расчетов по шпйнелевым барометрам показывает относительно окисленный уровень верхней мантии -между кварц-фаялит-магнетитовым (QFM) и вюстит-магнетиговым (WM) буферами, с другой стороны, по экспериментальным (lOF) данным и некоторым расчетам, возможны более восстановительные условия, соответствующие железо-вюститовому (IW) буферу (Кадик и др., 1991; 1997; Ulmer et al.,- 1987; Wood et al, 1990). Существуют две известные модели окислительно-восстановительной зональности мантии: первая - это модель Хаггерти и Томпкинс (1983), по которой с i дубиной окисленность мантии растет, и вторая, противоположная ей - Тэйлора и Грина (1989), по которой, наоборот, с глубиной восстановленность возрастает. При этом следует отметить, что эти модели созданы на основе данных, полученных путем расчетов по шпинелевым кислородным барометрам. На

сегодняшний день Р-Т-/„, параметры для гранатовых лерцолитов и эклогитов изучены в гораздо меньшей степени, чем для шнинелевых лерцолитов.

Точность определения Ре*3 в гранате и пироксене вносит основной вклад в суммарную ошибку по fnj для гранатовых фугометров, если определяется путем стехиометр)1ческого

расчета из микрозондовых анализов. Прямое определение 1:е,!/ХГе возможно методами или мокрой химии, или Мессбауэровской спектроскопии. В 1-1 Соболевым и др. (1999) установлено, что ошибка в определении Ре+3/£Ре контролируется в основном содержанием в гранате и клинопироксене. Сопоставление показателей для граната, полученных методом

Мессбауэровской спектроскопии и пугем расчета из микрозондовых анализов, показало, что существует зависимость между точностью определения Гс*3/(Рев + Ре'2) и содержанием и 'П в гранате. Наименьшая разница между этими пока кнелями соответствует содержаний 81 и Т1 в интервале 3.03 ± 0.02 ф.е. (Рис.7).

д"> Д

\ Д О N

Д >■

2.90

3.00 (Si+T¡)Gr

3.10

,Рис,7. Связь между содержанием (Si+T¡) (ф.е.) в мантийных гранатах и разницей между Мессбауэровским (Messb) и определенным путем расчета из микрозондовых анализов (ЕМР) отношением Fe*3/£Fe. (Л - перидотитовые гранаты Южной Африки. Танзании и Якутии. о -эклогитовые гранаты из алмазов Джордж Крик и эклогитов Якутии. Данные взяты из работ: Canil and O'Neil, 1996; McCammon et al., 1998; Sobolev et al„ 1999.

Моделирование ф'иоида. равновесного со свободным углеродом, в условиях верхней мантии

Для системы С-О-Н верхний предел устойчивости углерода определяется реакциями буфера ССО.

С02 С Ю2 СО -> С + 0.5()г

Образование углерода в мантийном флюиде может происходить по реакции:

СН4 + 02 С + 2Н20 Ье про1екание соответствует максимальному выделению углерода из флюида, другими словами, наибольшее количество свободного углерода в системе О-Н-С сосуществует в присутствии водного флюида. При больших давлениях кислорода часть его переходит в С02 и СО, при меньших - в СН4 (Frost, 1979; Simakov, 1998). Перчук и Лаврентьева (1979) изучали состав магматическою и метаморфического флюида в глубинах Земли и также пришли к аналогичным выводам.

Кроме 6 основных компонентов системы О-Н-С (Н20, Н2, СН4, С02, СО и 02), в газовых включениях природных объектов отмечены и другие [азы Наиболее распространенным из них является N2. Его присутствие было отмечено в кимберлитовых брекчиях (Кравцов и др., 1979; Gogini et al., 1978), в оливиновых стеклах лампроитов (Соболев и др., 1989) и в океанических базальтах (Шныков и др., 1987). Известно, что азот является главной структурной примесью в природных алмазах, где его концентрация может достигать 4*1020 ат/см] (Kaiser and Bond, 1959). Содержание N2 достигает 87.1% в газовых включениях алмазов (Giardini and Melton, 1975). I алимов (1985) приходит к выводу, что азот был включен в алмазы из газовой фазы мантии. Е В.Соболев и др. (1966) предпола( али. что азот был включен в структуру алмаза на глубинной стадии де< азации мантии по реакции: NH3 -> NtJ +ЗН"

Взаимодействие азота с метаном, как возможный механизм образования алмаза, предложен автором работы (Симаков, 1983): N2+ 1.5СН4 -> 1.5C + 2NH)

На основании этих данных процесс образования алмаза в верхней мантии из флюида рассматривается в системе 0-H-N-C. Ее теоретическое исследование показало, что только 7 ее компонентов из 46 (Н2. Н20, СН4, СО, С02, N2 и NH3) имеют существенное значение при расчетах (Holloway and Reese,1974). Значения коэффициентов фугитивностей (у,) для данных газов при высоких Р и Т получены методом Белоножко и Саксены (1991, 1992). В основу расчетов положена модель идеальной смеси реальных газов (Робщ =£Pi). Термохимические данные для компонентов реакций брались из работ Коха и др. (1989) и Глушко и др. (1979). При расчетах, когда P„t и />w/i задаются, а неизвестным является Рн, возможны два т ипа составов:

1. "Метановая" смесь, в которой при низких РГ1> преобладает метан, а при более высоких -вода, а затем и углекислота.

2."Азотная" смесь, где азот является преобладающим компонентом практически во всем интервале f0i, и только при значениях, близких к ССО буферу, начинает преобладать двууглекислота.

Вопросы стабильности графита и алмаза в равновесии с системой С-О-Н уже изучались как функция Р-Т- /()l параметров (Маракушев и Перчук. 1974; Рябчиков,1980; Симаков,1988). Воерман и Розенхауэр (1985) отмечали, что при этом необходимо учитывать процессы растворения основных компонентов флюида (Н20, С02 и С1Ц) в мантийных расплавах. В современных экспериментальных работах процессы образования и растворения мантийного флюида рассматриваются в системе перидотит-О-Н-С при высоких Р и Т. Экспериментальные и теоретические исследования показали, что поверхность солидуса этой системы зависит от

соотношения Н2О/СО2 и от степени расторопности эгих компонешов. Обе эти характеристики увеличиваются с давлением (Wyllie. 1977; Woermann and Rosenhauer. 1985) При P>90 кбар все Н20 и С02, а так же часть CHj , растворяются в расплаве (Ellis and Wyllie, 1979; Eggler and Baker, 1982; Eggleretal., 1979).

Мидель оливии-ортопироксен-грапаттюго кислородного пирометра tí'isi мантииных перидотитовых парагенезисач

В настоящее время известно несколько моделей оценки давления кислорода для перидотитовой гранат-оливин-ортопироксеновои ассоциации. Нами за основу метода взята реакция, предложенная И Д. Рябчиковым и др. (1983). 2CajFe2Si30i2 + 10FeSi03 = 4Fe¡.S¡Oj + 6CaFeSi206 + 02

Andr Fer Fa Hed

Фугитивность кислорода по ней рассчитывается, исходя из формулы (Симаков 1994; Simakov, 1998):

log А = (2&0 ,„./, + 10ДС/«, -4ДСЦ угзшт ь

2 log +10 log а, „ - 6 log а,м - 4 log аы

Калибровка гранат-ортопироксен-оливинового кислородною барометра проведена на 6aie термохимических данных Моэхера и Чоу (1990) и Моэхера и др. (1988). Точность данного метода проверена на экспериментальных равновесиях с участием графита (буфер ССО). Активность андрадита определяется, исходя из представлений о нем как о многокомпозиционном твердом растворе. Избыточная энергия на октаэдрической позиции и межпозиционное взаимодействие рассчитываются так же. как и для гранат-клинопироксенового барометра. Избыточная энергия на кубической позиции (G'a) определяется по несимметричной субрегулярной модели Моэхера и др (1988). Были рассчитаны для ассоциаций

карбонатизированных перидотитов, синтезированных при 50 кбарах близко к ССО буферу (Рябчиков и др., 1993), а также для перидотитовых ассоциаций, синтезированных при 20-32 кбар в условиях, близких к WCWO б)феру (приблизительно на 1 порядок выше IW) (Taylor, 1998). Точность расчетов по отношению к кислородному буферу составляет 1сг=0.8 log/,, и Д=0.5 log /0;. Точность данного барометра была также проверена на природных ассоциациях путем сопоставления его с ортопироксен-оливин-шпинелевым барометром Баллхауса и др. (1991). Для данного теста были отобраны известные природные гранат-ортопироксен-оливин-шпинелевые ассоциации из ксенолитов, где содержание Si и Ti в гранате находилось в интервале 3.03 ± 0.02 ф.е., а разница в оценке температур по гранат-ортопироксеновому (Harley, 1984), шпинель-оливиновому (Ballhaus et al., 1991) и гранат-оливиновому (O'Neill and Wood, 1979) термометрам не превышала 140° С (что соответствует сходимости данных термометров, исходя из опытов Брея и Келлера (1990)) (оценка давления была произведена по гранат-ортопироксеновому барометру Никеля и Грина (1985)). Полученные значения фугитивности кислорода по обоим сенсорам обладают высокой сходимостью (в среднем - 0.3 log J„t).

На основе полученной модели были проведены расчеты фугитивности кислорода для включений в алмазах, алмазоносных и бсзалмаюносиых ксенолитов Якутии и Южной Африки. Для этого были отобраны микрозондовые анализы известных гранат-ортопироксен-оливиновых ассоциаций, где содержание Si и Ti в гранате находилось в интервале 3.03 ± 0.02 ф е. и для которых разница в оценке температур rio гранат-ортопироксеновому и гранаг-оливиновому термометрам не превышала 140° С По аналогичной схеме были рассчитаны /„ для неалмазоносных и алмазоносных перидотитовых ксенолитов из южноафриканских и якутских кимберлитов, для которых определено содержание Ге+1 в гранле н ортопироксепе методом Мессбауэровской спектроскопии (Canil and O'Neill. 1996). По проведенным расчетам.

включения m алмазов соотвеютвуют воомановительнои мантии (ниже вюсжг-магнетитового буфера), то согласуется с проведенными ранее расчетами по хромшгшнелевым парагенезисам в алмазе (Daniels and Gurney, 1991). Больше половины безалмазоносных ксенолитов относится к более окисленной мантии (выше этою буфера), а алмаз- и графит-содержащие лежат близко к 01 ой |раницс. При лом средние составы флюидов, рассчицшные для включений в алмазе и для ксенолиюв (существенно водные составы), на диаграмме О-П-С дос1аточно близки к реальным средним составам флюида, экс!ра!Ированного из природных алмазов, по данным Баргошинского и др. (1987), Мелтона и Джардини (1975) и Изра-ши и др.(2001). Фугитивносгь кислорода убывает с глубиной (Рис.8).

Кшнопироксен-грапатопый кислородный барометр дпя мантийных и коровых эклогитовых и перидотитовых парагенезисов

Предложена реакция для мантийных и коровых эклог и run и |ранулитов (Симаков, 1993; 1999):

2CajFe2Si30i2 + 2f'eSi03 + 4SiOj -> 6CaFeSi206 + 02

Andr Fs Qu(Cs) Hed

фугитивносгь кислорода по ней рассчитывается по формуле: lg/„ = -&G;-/2301RT-ai,,Ka\„lralhal)

Калибровка этого кислородного барометра проведена на базе термохимических данных Моэхера и Чоу (1990) и Моэхера и др. (1988). Активности клинопироксенов рассчитывакнся по той же схеме, что и для CaTs барометра, для перидотитовых парагенезисов распределение элементов по позициям Ml и М2 рассчитывается по модели Вуда и Бонно (1973). Активность андрадита определяется по той же схеме, что и для Grt-Opx-Ol барометра. Активность свободного Si02 (кварца или коэсита) для эклогитовых парагенезисов принимается равной I. Для перидотитовых парагенезисов, содержащих оливин и ортопироксен, она рассчитывается, исходя из реакции (O'Neill and Wall, 1987): Mg2Si04 + Si02 = Mg2Si206 Fo Qu (Cs) Enst

Точность данного метода была проверена на карбонатизированных эклогитах, синтезированных при 20-35 кбар в условиях, близких к буферу ССО, для образцов, где содержание Si и Ti в гранате находилось в интервале 3.0 ±0.02 ф. е. (Yaxley, 1999; Yaxley and Green, 1994) "и составила 1 а = 1.2 log/ц . Для перидотитовых составов точность данного метода была проверена на тех же экспериментальных данных, что и для гранат-ортопироксен-оливиновой модели, и составила 1 а - 1.2 log /()>.

Для применимости данного метода к мантийным эклогитам необходимо рассмотреть вопрос присутствия в них свободной фазы кремнезема (кварца или коэсита). До недавнего времени считалось, что она достаточно редка и процент коэситовых эклогитов невысок. С другой стороны известно, что в мантийных гранатах и клинопирокеенах с ростом давления увеличивается содержание Si02 (Малиновская и др., 1991; Феоктистов и Владимиров, 1989; Hagg'erty and Sautter, 1991). Отмечена возможность образования свободного кремнезема при переходе от кианитовых к корундовым эклогитам (Пономаренко, 1988). Для мантийных эклогитовых гранатов установлен процесс вхождения в них Si02 и Na20 с ростом давления. Следствием этого может являться присутствие свободного кремнезема в микроколичествах практически во всех мантийных эклогитах Оакже как присутствие Na20 отмечено практически во всех мантийных гранатах). Последние исследования Н.В.Соболева для эклогитовых включений в алмазах и ксенолитах подтверждают это положение (Sobolev et al.. 1999, 2000). В пользу использования данного метода для измерения фугитивности кислорода в мантийных эклогитах говорит также подход использования состава "фиктивных" (отсутствующих) минералов п^ридотитового парагенезиса при оценке /„, в перидотитах.

На основе гранат-клннопироксенового барометра были проведены расчс1Ы ]„ для известных включений в алмазах, алмазоносных и неалмазоносных jkjioi итоиых ксенолитов Якутии, Южной Африки и Австралии с использованием чикрозондовых данных по Fe*3 в (ранате (где содержание Si и Ti в гранате находилось в интервале 3 03 ± 0 02 ф.е) и Мессбауэрорских данных. Наибольшая часть эклогитовых включений из алмазов соот ветсвуст восстановительной мантии (]„, <WM) и ниже ССО буфера. Алмазоносные и неалмазоносные

жло1И1ы соответствуют, в основном, области ниже ССО буфера. Средние составы флюидов в системе О-Н-С для включений в эклогитовых алмаза* и ксенолитах соответствуют водному составу. Полученные значения для финских алмазоносных эклогитов находятся на 1.5 порядка ниже буфера QFM, что соответствует буферу ССО. На основе данной модели барометра были также рассчитаны /(Л для алмазоносных и неалмазоносных перидот итовых гранат-двупироксен-оливиновых ксенолитов южноафриканских и якутских кимберлитов, где содержание Si и Ti в гранате находилось в интервале 3.03 ±0.02 ф.е., или с использованием Мессбауэровских данных. Рассчитанные значения /()] для якутских алмазоносных и иеалмазоносных парагенезисов находятся ниже ССО буфера, большинство значений, полученных с использованием мессбауэроских данных, так же близки к этой области - на 2-3 порядка ниже буфера QFM, что соответствует расчетам по гранат-ортопироксен-оливиновому барометру Гудмундсона и Вуда (1995), проведенным для тех же образцов (McCammon et al., 2001). В целом эти результаты соответствуют значениям, полученным путем расчета по гранат-оливин-ортопироксеновому методу (средняя разница в результатах составляет 1.2 1оцу„.. что

близко к точности самих методов).

По проведенным расчетам, фугитивность кислорода для перидотитовых ассоциаций убывает с глубиной (Рис.8). Для эклогитовых парагенезисов эта зависимость имеет более сложный характер(Рис.9). Из полученных результатов следует, что эклогитовые парагенезисы образовались, в основном, в более окисленных условиях, чем перидотитовые.

Оценка окислительно-восстановительных условий коровых ассоциаций на основе гранат-клинопироксенового кислородного барометра

Для оценки /()j земной коры в основном применяются кислородные барометры,

разработанные на основе минеральных равновесий с участием магнетита или ильменита (Powell and Powell, 1977, Spencer and Lindsley, 1981). Л.Л. Перчук (1973) впервые показал, что футигивность кислорода уменьшается на десять порядков в метаморфических породах от зеленосланцевой к гранулитовой фациям, позднее Р.Фрост (1984) подтвердил это заключение. Вывод о высоковосстановительных условиях в метаморфических процессах был подтвержден экспериментальными и теоретическими данными для высокометаморфизованных пород (Bakker and Jansen,1991;Peretti et al., 1992).

Для оценки füi в коровых эклогитах могут быть применены те же методы, что и для

мантийных. Гранат-клинопироксеновое равновесие, где свободной фазой кремнезема является кварц, может быть применимо и для коровых гранулитов и эклогитоидов (Симаков, 1999). Точность метода была тестирована на парагенезисах карбонатизированных эклогитов, синтезированных при 20-35 кбар в условиях, близких к буферу ССО (Yaxley, 1999). которые по своему составу более близки к коровым гранатовым клинопироксенитам. нежели к мантийным эклогитам (содержание жадеитового минала в составах жадеит-воллостанит-гиперстен составляет менее 20%) и гранулнгам, синтезированным при 10-15 кбар в условиях, близких к

2.0 п

0.0 -

5-2.0-

и_

го -4.0 -А О

-8.0-

-10.0.

% А

оо ,о

л * * вч *

а*/

40 60

Р(кЬ)

** а

80 20

Р(кЬ)

Рис.8. Зависимость разницы ^/^-^(^РМ от давления по гранат-ортопироксен-оливиновому (А) и гранат-клинопироксеновому (Б) барометрам для перидотиювых ассоциаций (О - включения в алмазах, О - алмазосодержащие, + - графитосодержащие, * - неалмазоносные ксенолиты, А - ксенолиты с Мессбауэровским данным по железу в гранате).

0.0

-2.0

и. О

р-4.0

'—N

СМ

-8.0

,Я618 ОИЗ Г4

/ о789

ч> о ^Чо3'8

□

II а-

-И

,'а

с /

и а

о\ 1

40 45 50 55 60 65 30 Р(кЬ)

40 50

Р(кЬ)

Рис.9. Результаты расчета фугитивности кислорода для эклогитовы\ параюпетсои ф.Премьер (А) и Роберте Виктор (Б) по гранат-клинопироксеновому барометру (0 - включения в атмазах, П - апмазоносные ксенолиты). Для расчета давления использовался СаТь эклогитовый барометр.

буферу QFM (Carrol and Wyllie, 1989, 1990; Skjerlie, 1996) Для данных расчетов были отобраны образцы с содержанием Si и Ti в ipanare в интервале 3.01 ±0 04 ф е.. поскольку более точные данные по соотношению показателей Fe'3/IFe для |раната, полученные методом Мессбауэровской спектроскопии и путем расчета из микрозондовых анализов, для коровых зклогитов и гранулитов отсуилвуют. Точность расчетов по отношению к кислородным буферам (lo) составляет 1.0 log/,,,, что соответствует точности для мантийных объектов.

На основе данной модели были проведены расчеты /„ для различных эклогитовых и гранулитовых комплексов, в которых изучен состав флюидных включений или проведен расчет f„ по другим методикам. Для гранулитов комплекса Андирондак (Северная Америка) полученные нами результаты перекрываются со значениями, полученными Ламбом и Валлей (1984) для этих же пород на основе магнетит-ильменит ового сенсора. Для гранулитов и эклогитов Северной I [орвегии fü¡ соответствует IW-WM буферам, для гранулитов, чарнокитов и амфиболитов Южной Карнатаки (Индия) - в основном WM буферу. QFM буфер и выше имеют сауальпийские, тауэровские (Австрия) и вольтрийские (Италия) эклогиты. Для эклогитов из зоны Сиеса-Ланцо (Италия) получены аналогичные результаты. Для Кокчетавского месторождения установлены широкие вариации состава флюидов от СОг до CHj (Шацкий, 1990). Проведенные расчеты также дают достаточно широкий диапазон f„t - от WM до QFM буфера и выше, при этом алмазоносные породы Кумдыколя имеют приблизительно те же значения, что и безалмазоносные. Большая часть тех и других анализов лежит в области устойчивости карбонатов и не соответствует области устойчивости алмаза (лежит выше границы СО2-НО2, близкой к буферу ССО). Это хорошо согласуется с выводами Перчука и Япаскурта (1998) о их кристаллизации в равновесии с ультракалиевым карбонатным расплавом. Возможным механизмом образования алмазов тогда, если принять мантийную модель их образования, может быть кристаллизация из карбонатно-силикатного расплава (Литвин и др., 1997, Литвин и Жариков, 2000; Pal'yanov et al., 1999). С другой стороны, несоответствие области устойчивости алмаза в системе О-Н-С может говорить о несвязанности процессов алмазообразования с процессами кристаллизации этих пород.

В целом расчеты, проведенные по нашему методу, подтвердили, что фугитивность кислорода в метаморфических породах варьирует в широких пределах - от МН до 1W буфера.

Глава 5. Экспериментальное изучение процессов образования фуллереноподобного углерода из флюидной фазы при Р-Т параметрах, соответствующих природному минерал ообразованию

В настоящее время в различных геологических объектах обнаружены редкие кубические фазы углерода - фуллерены, известные ранее лишь как продукты синтеза. Они установлены в шунгитах (Buseck et al., 1992), углях, карбонатно- глинистых морских осадках (Heymann et al., 1994), хондритах (Buseck and Hua, 1993) и звездной пыли (Krato et al., 1989). Известно, что фуллерены и фуллереноподобные структуры обладают исключительной потенциальной способностью к переносу многих редких элементов в виде газообразных комплексов. Предполагается их активное участие в формировании месторождении алмазов и редкометальных карбонатитов (Винокуров и др., 1997), поскольку образование алмаза из фуллеренов происходит значительно легче, чем из графита (Вуль и др., 2001; Dresselhaus et al., 1996). В последнее время вопрос изучения процессов образования свободного углерода (графита, алмаза и фуллеренов) в условиях земной коры становится опять актуальным в связи с открытием месторождений алмаза в метаморфических комплексах, а также находками других кубических форм углерода - фуллеренов - в месторождениях шунгитов (Buseck et al.. 1992). Фуллерены и фуллереноподобные структуры синтезируются в основном при i е-лпературах

порядка 3000-5000"С (Dresselhaus et al., 1996). Такие высокие температуры синтеза, казалось бы, ограничивают возможности их появления в природном минералообразоваиии. С другой стороны, в большинстве случаев фуллерены в природе отмечены в ассоциации с графитом, который обраювался при температурах, соответствующих амфиболитовой или гранулитовой фациям метаморфизма. В свяш с возникшей проблемой неясности мечаншмов образования фуллеренов в природе (Buseck, 2002) нами были проведены опыты по синтезу свободного уиюрода из флюидной фазы при Г=700-750" С и Р~5 кбар.

Синтез фаз фуллереноподобного углерода из флюидов и их изучение.

Процесс образования свободного углерода из метана изучался при температуре 700-750" С и давлении 500 МПа в восстановительных условиях. Источником метана являлся полипропилен. В исходном веществе содержались также добавки кровяной соли, при нагревании разлагающейся на комплексы C-N. Эксперименты проводились на установках высокого i идротермального давления (Иванов и др., 1977) в Институте экспериментальной минералогии РАН Конструкция электрической печи внешнего нагрева позволяла создать в реакторе почти безградиентную (2-3° С) зону длиной 50 мм, куда и помещалась ампула с исходным веществом. Учитыв.ш, что сосуды высокого давления 1енерируют летучесть кислорода, близкую к создаваемой буферной смесью никель-бунзеннт, использовалась методика двойных ампул, чтобы обеспечить легучесть кислорода на уровне буферной смеси железо-вюстит - вюстит-магнетит. Длительность опытов составляла 5-7 суток.

Продукты синтеза были обработаны в концентрированной НС1 для удаления возможных металлических фаз и окислов железа, а затем изучены методом рентгеновской дифракции на дифрактометре D-500 (Сименс). Данные по отражениям были получены с использованием СиКа излучения (Ni-фильтр), съемка велась в диапазоне утлов 20 = 20-60° с шагом 0.02°, время экспозиции 12". Этим методом в продуктах синтеза были диагностированы нанографнг и раватит (СмНю). Затем продукты синтеза просматривались на просвечивающем электронном микроскопе JEM-100S (JEOL, Japan) при увеличении 20000 - 100000. Методом микродифракции в образцах были диагностированы пластинки графита. В небольших количествах были обнаружены фуллереноподобные многослойные образования, диаметром от 200 до 800 А°. Диаметр внутренней полости или канала в этих структурах колебался от 20 до 60 А°. Аналогичные по внешнему виду короткие замкнутые многослойные углеродные нанотрубки образуются в условиях вакуумного разряда (Т около 5000°К) при синтезе фуллеренов.

Полученные результаты свидетельствуют о том, что образование фуллеренов и фуллереноподобных структур углерода в породах земной коры и верхней мантии связано с процессами их образования из восстановленных углеводородных флюидов. Исходя из этого, возможно предположить их участие в процессах алмазообразования верхней мантии, поскольку из экспериментальных работ известно, что образование алмаза из фуллеренов происходит значительно лепте, чем из графита. Эти результаты представляют собой также научно-методическую основу для разработки новых технологий по получению углеродных наиотрубок и фуллереноподобных образований.

Глава 6. Петрологическая модель образования алмаза в верхней мантии

В современной петрологии образование алмаза и кимберлитовых магм рассматриваются в системе перидотит-О-Н-С (например, Ellis and Wyllie, 1979; Eggler and Baker, 1982; Eggler et al., 1979) Важным аспектом мой системы является состав флюида, который влияет на выплавление магм и на процесс образования или растворения свободною углерода (графита или алмаза). Поверхность солидуса в данной системе зависит как от HjO/ССЬ, так и от степени растворения этих компонентов в расплаве. Обе характеристики увеличиваются с давлением, при

Р>90 кбар все количество Н20 и СОг, а так же часть CH,i, растворяются в расплаве. Вследствие лого равновесие алмаза с силикатным расплавом зависит от растворимости в нем HiO. СО2 и СН„ (Woermann and Rosenhauer, 1985). Вопросы стабильности графита и алмаза в равновесии с системой С-О-Н как функции Р-Т- /„, параметров изучались рядом исследователей (например, Маракушев и Перчук. 1974: Рябчикив.1980, Симаков, 1988; Deines et al., 1987; Haggerty, 1986; Saxena. 1989).

Для моделирования процессов образования алмаза в мантии необходимо учитывать состав минеральных и флюидных включений в нем, захваченных в ходе ero pocia. Важная роль флюидов при формировании алмазов ошечалась еще В.С.Соболевым (1960). Изучение минеральных включений в алмазах указывает на две главные среды формирования -леридотитовую и эклогитовую (Соболев, 1974; Meyer, 1987). Кроме того, возможен еще так *

называемый "метеоритный" (Arai, 1986) или "центральный" (Буланова и др., 1979; Буланова и Заякина, 1991) тип парагенезиса - наиболее ранний и глубинный, характеризующийся присутствием сплава железа с никелем (пиита), пирротина, графита и сплава железо-углерод. Это свидетельствует о возможности образования наиболее ранних генераций алмаза из железо- »

никелевых расплавов.

Детальное изучение физических свойств алмаза позволило выделить три основные группы алмазного вещества, которые выражакмея в наличии центральной, периферической и промежуточной зон кристаллов (Beskrovanov, 1986). Это. а также наличие коррозий и процессов химического растворения в процессе роста (Bulanova and Milledge, 1995; Chin et al, 1995), указывают на изменение условий роста, нередко меняющихся в течение образования одного кристалла алмаза. Абсолютные возрасты алмазов соответствуют как древним эпохам становления кратонов, так и времени образования кимберлитовых расплавов (Burgess et al., 2002; Richardson, 1986: Richardson et al., 1984,1993). Присутствие в мантийных алмазах, с одной стороны, железа, тэннта, хрома, периклаз-вюстита, сульфидов и муассанита указывает на восстановительную среду их образования (Буланова и др., 1979; Gorshkov et al., 1995; Зедгенизов и др., 2001; Соболев и др., 1981; Harris and Gurney, 1979; Otter and Gumey, 1989; Spetsius, 1999; Wilding et al., 1991). С другой стороны, присутствие карбонатов и твердого СО2 (Буланова и Павлова, 1987; Schrauder and Navon, 1993) свидетельствует об окислительной обстановке. Изучение газово-жидких включений показало, что преобладающими газовыми компонентами во включениях в алмазах являются следующие (по степени убывания): Н2О, Н? N2, С02,СШ и СО (Бартошинский и др., 1987; Melton and Gíardiny, 1974; 1975; Giardiny and Melton, 1975). Однако, состав газовой фазы из включений в одном и том же кристалле алмаза может варьировать от существенно двууглекислого до существенно углеводородного или азотного (Томиленко и др., 2001). Хаггерти (1986) предположил, что образование алмаза из флюидов контролируется реакцией образования карбонатов (верхний предел устойчивости алмаза по f0¡) и реакцией окисления метана (нижний предел устойчивости алмаза по /„,). Этот вывод согласуется с расчетами по системе О-Н-С, которая соответствует "метановой" смеси. Для системы O-H-N-C это заключение в полной степени неприменимо, так как для случая "азотной" смеси алмазы не реагируют с водородом и стабильны при более низких /„,. Поэтому область устойчивости мантийных алмазов по /„ , в соответствии с минералогическими данными, должна быть ограничена стабильностью карбонатов (верхний предел) и стабильностью муассанита (нижний предел), что соответствует гораздо более широкому полю f„,. В качестве нижнего предела стабильности алмаза по кислороду можно принять реакцию образования свободного углерода из муассанита (Harris and Gurney, 1979): Mg2S¡04 + SiC + 02 2MgSi03 + С

Верхний предел устойчивости алмаза по кислороду соответствует реакции образования карбонатов и близок к буферу ССО. Оптимальные условия его образования соответствуют

существованию водного флюида, что со!ласуется с ранее полученными результатами для шпинелевых иерцолитов (Симаков, 1994а; Ballhaus. 1993). О важной роли водного флюида в процессе формирования алмазов с обоими типами минеральных включений (эклогитовых и перидотитовых) отмечается и в недавних работах по исследованию газовых включений в алмазах (Israeli et al, 2001). Средние составы флюидов, рассчитанные для эклогитовых и перидотитовых включений в алмазах, также близки к водным и на диаграмме О-Н-С располагаются вблизи от средних составов флюидов, извлеченых из алмазов.

Имеющиеся экспериментальные данные по синтезу алмаза показывают, что алмаз при Р-Т параметрах, соответствующих природному алмазообразованию (40-70 кбар и 1000-1500° С), может образовываться или из меюлл-углеродных. или из карбонатно-силикатных расплавов (Литвин и Жариков, 2000; Федоров, 2001). В последнее время проведен также синтез алмаза в сульфидных расплавах (Литвин и др, 2002). Эти эксперименты подтверждают возможность образования мантийных алмазов из сульфидных расплавов (Буланова и др., 1986; Bulanova. 1995; Spetsius, 1999). Однако, известно, чго добавка серы в расплав железа понижает растворимость в нем углерода (Куликов, 1975), что должно замедлять синтез алмаза. Эго подтверждается экспериментами по системе Fe-C-S (Верещагин, 1972; Чепуров и др., 1986). Следует также отметить, что синтез алмазов в сульфидных системах происходил в присутствии затравочных кристаллов (Литвин и др., 2002), поэтому для обоснования данной модели требуются дальнейшие экспериментальные исследования. С другой стороны, добавка серы в железные расплавы верхней мантии должна приводить к выделению из них свободного углерода (алмаза или ¡рафита). Этим и может быть объяснено высокое содержание сульфидов в алмазах. Предполагается также возможность участия фуллеренов в образовании природных алмазов (Винокуров и др, 1997), поскольку они кагализируют процесс синтеза алмаза (Вуль и др., 2001).

Зарождение кимберлитовых магм связано с мантийными плюмами, возникающими на ■ лубинах порядка 650-700 км (Basu et al., 1986; Ringwood et al., 1992). Следствием этого является конвекция вещества на глубинах 180-300 км (Basu et al., 1986). Лерцолитовые включения дали возможность "заглянуть" в мантию до глубин 200-230 км (Ваганов и Соколов, 1988; Сафронов и Никишов, 1982; Carswell and Giibb,1987). Разработанные барометры позволили оценить также температуры и давления образования эклогитов до глубин 270 км. В результате выделилось 2 типа палеогеотерм (Simakov, 1999). Первый тип наблюдается как на окраинных, так и в центральных частях кратонов на глубинах от 60 до 230 км. По градиенту температуры - 13-18"/кбар (5-6°/км) он соответствует континентальной геотерме. Второй тип отмечается в центральных частях кратонов на глубинах 150-210 км и характеризуется градиентом температуры 35-39° /кбар (12-13° /км). Эти типы в целом согласуются с перидотитовыми типами палеогеотерм кимберлитов, для которых характерен изгиб при переходе о г нормальной щитовой геотермы к инфлекционному типу, отражающему конвектирующую мантию (Сафронов и Никишов, 1982; Basu et al., 1986; Carswell and Giibb, 1987).

' Как уже отмечалось ранее, оценка окислительно-восстановительных условий в мантии противоречива. С одной стороны, большинство расчетов по шпинелевым барометрам показывает относительно окисленный уровень верхней мантии - между QFM и WM буферами, с другой стороны - по экспериментальным (IOF) данным и некоторым отдельным расчетам, возможны более восстановительные условия, соошетствующие IW буферу. Согласно Ульмеру и др. (1987), по данным IOF для пород верхней мантии характерно два режима: один -относительно окисленный, coo I ветствуюший буферу ЕМОС. а второй - относительно восстановленный, близкий к 1W. Существуют две известные модели окислительно-восстановительной зональности мантии: первая - модель Хаперти и Томпкинс (1983). по которой с глубиной окисленность мантии растет, и вторая, противоположная ей - модель

Тэйлора и Грина (1989) и Баллхауса и Фроста (1994), по которой, наоборо!, с глубиной восстановленность возрастает. Обе эти модели со таны, исходя из данных, полученных путем расчетов по шпинелевмм кислородным барометрам.

Из расчетов, полученных по i ранат-оливин-ортопироксеновому и гранат -клинопироксеновэму кислородному барометрам для перидотитов, следует, что фугитИвность кислорода в верхней мантии варьирует в пределах 5-7 порядков и убывает с глубиной, что согласуется с результатами для шпинелевых лерцолигов (Uallhaus,1993). Это соответствует модели окисления мантии Тейлора н Грина (1989), жепериментальным данным по карбонатизированной перидотитовой системе (Wyllie, 197'') и термохимическим расчетам степени окисленности пород верхней мантии (Saxena, 1989). К моменту полной кристаллизации магмы в литосфере флюид был уже существенно углекислот ный и находился в равновесии с минеральными парагенезисами. Проведенные расчеты показали, что наиболее окисленные перидотитовые ксенолиты (QFM буфер) образовались в основном на глубине менее 130 км; на больших глубинах - до 200 км - происходит образование алмаз- и графит-содержащих ксенолитов (WM буфер). Перидотитовое включение в якутском алмазе (As-108), согласно проведенным расчетам, могло образоваться на глубинах более 200 км при очень восстановленных условиях - на 3 порядка ниже буфера IW. С другой стороны, для южноафриканских парагенезисов расчеты указывают на возможное ть образования алмазов на глубине около 200 км на буфере WM в равновесии с водным флюидом, что по окислительно-восстановительным условиям соответствует образованию алм.ионосных ксенолитов.

Согласно проведенным расчетам по гранат-клинопироксеновой модели кислородного барометра, эклогитовые ксенолиты образовались в основном в присутствии водно-двууглекислого флюида. Эклогитовые включения в алмазах образовались на глубинах 150-240 км при разной степени окисленности; от условий окисленной мантии (j0i >WM), соответствующих двууглекислому флюиду, до очень восстановительных условий ниже IW буфера. Их средние расчетные составы соответствуют водно-двууглекислому флюиду и близки к средним составам флюидов, извлеченных из алмазов. Исходя из сходства полученных Р-Т- f,h параметров, можно заключить, что часть эклогитовых и перидотитовых алмазов образовалась одновременно с вмещающими их ксенолитами. Это подтверждается близостью возрастов эклогитовых алмазов и самих кимберлитов (Richardson et al., 1993). Проведенные расчеты для эклогитовых парагенезисов показывают более сложные тенденции изменения фугитивности кислорода с глубиной. Так, для эклогитовых алмазных включений в трубке Премьер и ксенолитов трубок Коиду и Роберте Виктор существуют три зависимости изменения степени окисленности с глубиной. На глубинах более 180 км отмечается тенденция увеличения степени восстановленное™ с глубиной (лимб I, Рис.9), что соответствует модели Тэйлора и Грина (1989). На глубинах 100-180 км прослеживается противоположная тенденция возрастания увеличения степени окисленности с глубиной (лимб II, Рис.9), соответствующая модели Хаггерти и Томпкинс (1983). На меньших глубинах снова прослеживается тенденция увеличения степени восстановленности с глубиной (лимб III, Рис.9). Полученные зависимости согласуются с данными Дэйнеса и др. (1989), заметившими, что в алмазах из эклогитовых включений в трубке Премьер содержание азота уменьшается с ростом температуры. По нашим расчетам содержание азота уменьшается с ростом температуры и давления кислорода (лимбы 1 и II, Рис.9). В системе O-H-N-C,.содержание NHj во флюиде увеличивается по мере роста метана, что соответствует уменьшению фугитивности кислорода. При летучести кислорода, соответствующей устойчивости двууглекислого флюида, количество NH.i должно быть низким. Из этого следует, что в мантийном флюиде содержание азота находится в обращен зависимости

ОТ/гц.

Полученные зависимости могут быть объяснены взаимодействием восстановленных

астеносферных магм поднимающегося пшома с субдуцированиьгми карбонатными породами. При возрастании температуры могло происходить рашожение затянутых в мантию коровых карбона юв с выделением С02, по реакции Dol + Coes = liq + COj, за счет него в дальнейшем и образовывались алмазы (Schrauder and Navon, 1993). Алмазы с эклогитовым парагенезисом могли образоваться в результате взаимодействия выделившейся при декарбона'гизации yiлекислотьг с восстановленными компонентами мантийного флюида по схемам:

Обраювание алмазов могло идти из карбонатно-силикатных расплавов (Королев и др. 1981; Лиг вин и Жариков, 2000; Pal'yanov et al., 1999), следы которых были обнаружены в алмазах (Navon, 1991 ; Schrauder and Navon, 1993). Это соответствует нашим расчетам, согласно которым эклогитовые алмазы образовались в более окисленых условиях, соответствующих водно-двууглекислому флюиду, чем перидотитовые, и подтверждается данными флюидного состава пород верхней мантии, согласно которым наиболее восстановленными являются гарцбургиты, а эклогиты - более окисленными (Похиленко и Томиленко, 2001), а так же данными об обогашенности части эклогитовых алмазов изотопом корового углерода (Галимов, 1984; Deines et al., 1987). На глубинах порядка 150-180 км выделение С02, достигало максимума и на 2-3 порядка по lg/„, превышало перидотитовый тренд на этих же глубинах. Лимб 1 (Рис.9) соответствует "инфлекционному" типу палеогеотермы, отражающей взаимодействие перегретой астеносферной магмы плюма с литосферой (Mitchell, 1991). Как отмечалось ранее, на глубинах 100-180 км прослеживается тенденция увеличения степени окисленности с глубиной (лимб И, Рис.9) (такое локальное увеличение фугитивности кислорода с глубиной казалось бы подтверждает модель окисления мантии Хаггерти и Томпкинс (1983)). Это может быть связано с процессами остывания поднимающейся магмы плюма до уровня геотермы вмещающей литосферы, которая в целом соответствует уровню щитовой геотермы. В результате выделение С02 сокращается и общий уровень окисленности приближается к перидотитовому тренду. Возможность участия процессов субдукции при формировании ксенолитов Коиду, для которых могут быть отмечены лимбы I и II (Рис.9), подтверждается геохимическими исследованиями (Barth et al., 2001). На более высоких горизонтах могуг присутствовать коровые эклогиты, что приводит к повышению окисленности (лимб III, Рис. 9). Полученные результаты говорят о том, что давление кислорода в мантии в целом уменьшается от литосферы к астеносфере.

Полученные для мантийных эклогитовых парагенезисов Р-Т- /(>1 параметры свидетельствуют о возможности их образования в двух различных типах условий, что подтверждает выводы Басу и др. (1986) и Макгрегора и Мантона ( 1986) о наличии в мантии двух типов эклогитов, образовавшихся в ходе различных процессов. Примером таких процессов может служттгь трубка Роберте Виктор. Ее эклогитовые ксенолиты являлись объектом изучения многих исследователей, которые пришли к заключению о наличии в ней двух типов экло,гитов, образовавшихся в ходе различных процессов (Basu et al., 1986; MacGregor and Mantón, 1986). Проведенные нами расчеты Р-Т параметров подтвердили наличие в данной трубке двух типов кристаллизации (Рис.3). Первый наблюдается на глубинах 60-120 км и соответствует кристаллизации с градиентом, близким к континентальной щитовой геогерме. Второй наблюдается на глубинах 120-200 км и является более высокотемпературным ("инфлекцнонным") по отношению к первому. Расчеты фугитивности кислорода также покапли два типа изменения фугитивности кислорода в трубке с глубиной. Расчеты для других объектов подтверждают наличие двух типов кристаллизации. Первый гни эклогитов является менее окисленным и по своему уровню соответствует перндотитовым ксенолитам, при >том наблюдается близость температур кристалллизаиии эклогитов и перидотитов. Второй тип более окисленный, в большей степени обогащен COj и легким коровым углеродом, имеет более

CH., + С02 20 + 2Н30 2112 + СОг->- С + 2Н20

РОС. НАЦИОНАЛЬНАЯ?,

библиотек ^

С. Петербург 9Э ада акт !

)ï

высокие температуры, чем сопутствующие ему перидотиты, что отмечено для тр. Удачной и финских эклогитов (Peltonen et al., 2002). Это является следствием обогащенности данных -жлогитов двууглекислотой, так как смещает облас1Ь солидуса в более высокотемпературную область перидотитового расплава.

Учитывая, что по результатам модельных датировок эклогитовые алмазы в целом моложе, чем перидотитовые (Richardson et al., 1993), следует говорить о подтверждении известной точки зрения, со!ласно которой первоначальная гарцбургитовая мантия была восстановленной (Kadik et al., 1997; Kasting et al., 1993). Далее с течением времени произошло ее постепенное раскисление за счет поступления субдуцированного материала (примерно на рубеже 2 млрд. лет).

• В итоге можно предложить следующую модель развития верхней мантии под краюнами (Рис.10). В астеносфере, под центральными частями кратонов, из нижней мантии поднимаются расплавы с восстановленными флюидами существенно водородно-углеводородного состава, несущие наиболее древние гарцбур! итовые алмазы. Достигая области нижней 1раницы литосферы (около 230 км), расплавы оказываются перегретыми на 300-400° по отношению к вмещающим их породам, образовавшимся в температурном режиме щитовой геотермы. Происходит взаимодействие восстановленных флюидов с более окисленной литосферой (Taylor and Green, 1989), которая включает в себя субдуцированный с окраин кратонов коровый материал, содержащий карбонаты. Это приводит к разложению част и карбонатов с выделением СОг и последующим реакциям, приводящим к образованию воды и свободного углерода. При выделении СОг и НгО температура солидуса перидотита понижается и в результате возникают очаги силикатно-карбонатных расплавов, в которых могут образовываться алмазы (Литвин и Жариков, 2000). Плавление древних гранатовых гарцбургитов может привести к образованию более молодых базальтовых расплавов (Иодер, 1979; Рингвуд, 1981; Mitchell, 1991; Taylor and Green, 1989) (Wyllie, 1977). После фракционирования из такого базальтового расплава мог кристаллизоваться эклогит (Иодер, 1977). Наблюдаемая близость эклогитовых Р-Т параметров к перидотитовым указывает на достаточно синхронное образование обоих типов ксенолитов. Это подтверждает точку зрения Ю.Л.Литвина (1984) о том, что перидотитовые и эклогитовые ксенолиты являются кумулатами одной магмы. В результате данных процессов совместно с кристаллизацией ксенолитов могло идти образование более молодых эклогитовых и лерцолитовых алмазов из силикатно-карбонатных расплавов в равновесии с водно-двууглекислым флюидом. Далее происходил процесс "проплавления" вышележащих слоев литосферы приблизительно до уровня 150 км за счет поднимающихся, теперь уже окисленных флюидов. Эти расплавы создают конвектирующие потоки, растекаясь от центра кратона к переферии, остывают и снова погружаются на глубину на краях кратона. При участии в процессах субдукции карбонатных пород в мантии возникают участки, где степень окисленности меняется с глубиной, так как с ростом температуры процесс разложения карбонатов должен усиливаться.

Все вышеперечисленные факты позволяют выделить в мантии как минимум две стадии алмазообразования:

1 .Образование первичных кристаллов с гарцбургитовым типом парагенезиса в астеносфере в условиях низких значений /()i в равновесии с метан-азотным флюидом из металлических и металл-силикатных расплавов, следы которых обнаружены в алмазах. По времени этот этап является наиболее ранним и совпадает с процессами стабилизации древних кратонов. В этот период наблюдается обогащенность литосферы кратонов самородными формами углерода (Pearson et al„ 1994).

2. Образование и рост алмазов с зклогитовым и лерцолитовым типом парагенезиса в литосфере при окислении метана за счет выделяющихся при субдукционных процессах окисленных флюидов из силикатно-карбонатных расплавов, следы которых также обнаружены

в алмазах. 3iOT этап происходил по времени 2 млрд. лет и пощнее.

Предложенная на основании разработанных термобарометрических методов модель алмазообразования хорошо согласуем с известными на сеюдняшний день геологическими, радиометрическими, минералогическими и петрографическими фактами. Ее преимуществом является то, чго она. помимо прочего, опирается на оригинальные результаты по 'степени окисленности эклогитовых и перидотитовых включений в алмазах и снимает противоречия ошосительно характера изменения окисли 1ельно-восстановительных условий в верхней мантии.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Созданная система взаимосогласованных минералогических термометров и барометров впервые позволила оценить условия образования алмаза в эклогитах из кимберлитовых трубок. На основе разработанного гранат-клинопироксенового барометра рассчитаны глубины образования эклогитовых включений в алмазах из глубинных ксенолитов как мантийного, так и корового происхождения. Так, впервые были оценены Р-Т параметры образования для включений омфациюв в алмазе, определены Р-Т условия образования коровых эклогитов и [ранатовых клинопироксенитов Урала, Казахстана, Тянь-Шаня, Средней Азии и для метаморфических эклогитовых комплексов Европы. Часть коровых эклогитов и гранатовых клинопироксенитов (Кокчетавский массив, Уральские эклогиты, Швейцарские и Австрийские Альпы, Норвежские и Родопские эклогиты) образовалась при давлениях более 30 кбар, и следовательно, может иметь мантийно-коровое (субдукционное) или мантийное происхождение. И хотя полученные параметры (40-80 кбар и 1000-1500°С) в обшем случае соответствуют условиям образования перидотитовых ассоциаций (например, Haggerty, 1986, Harris, 1992), нам впервые удалось произвести независимую оценку Р-Т параметров аламазообразования по эклогитовым парагенезисам - непосредственным носителям алмаза.

Разработанные термобарометры позволили также оценить Р-Т параметры кимберлитообразования на Кольском полуострове, в Архангельской алмазоносной провинции, Восточной Финляндии и на Тимане. Наряду с петрохимическими и минералогическими данными, полученные Р-Т параметры позволяют проследить закономерное увеличение глубинности образования кимберлитов от Онежско-Кандалакшского грабена к зимнебережным алмазоносным трубкам. Наименее глубинными образованиями среди кимберлитов и кимберлитоподобных пород Балтийского щита и севера Русской платформы являются дайки Кандалакшского залива и мелилититы Неноксы, возникшие в интервале давления 15-30 кбар при максимальном тепловом потоке около 50 mW/m2. Более глубинными оказались кимберлиты Тимана (34-40 кбар), терские кимберлиты и мелилититы (25-45 кбар) и кимберлиты Финляндии (25-60 кбар), образовавшиеся в тепловым потоке около 40-50 mW/m. Архангельские кимберлиты являются наиболее глубинными (до 70 кбар) и "холодными"(рассчитанный тепловой поток составляет 35-45 mW/m2).

Впервые оценена степень окисленности мантийных и коровых эклогитов на основе химизма их минералов. Установлено, что фугитивность кислорода в верхней мантии варьирует в пределах 5-6 порядков и в целом убывает с глубиной. Однако в ряде случаев намечается и обратная тенденция. Так по эклогитовой ассоциации в алмазе из трубки Премьер и ксенолитов трубки Коиду (Южная Африка) с глубиной наблюдается рост степени окисленности. Из полученных результатов следует, что абсолютное большинство алмазных включений как перидотитового, гак и оклогитового составов образовалось при условиях /а ниже буфера ССО. При этом эклогитовые парагснезисы в мантии образовались, в основном, в более окисленных условиях, чем перидогитовые.

Рис.10. Модель алмазообразования и развития литосферы и астеносферы под древним кратоном и мобильным блоком. За основу взята модель Митчелла (1991).

В работе впервые экспериментально изучен процесс образования фуллереноподобных структур из флюидной фазы при Р-Т параметрах, соответствующих природному минералообразованию. Фуллерены и фуллереноподобные структуры обладают исключительной потенциальной способностью к переносу многих редких элементов в виде газообразных комплексов. Возможно их активное участие в формировании месторождений алмазов, поскольку образование алмаза из фуллеренов происходит значительно легче, чем из графита. На основе оригинальных экспериментальных данных доказана возможность образования фуллереноподобных структур из восстановленных флюидов при параметрах 700-750° С и 5 кбар. Эти результаты могут бьггь использованы для создания научно-методической основы в разработке новых технологий по получению углеродных нанотрубок и фуллереноподобных образований.

Проведенные исследования позволяют сделать вывод о том. что окислительно-восстановительные условия процессов образования алмазов в верхней ман гии были в основном более восстановленными, чем буфер ССО. При этом следует выделить как минимум две стадии алмазообразован ия:

1 .Образование первичных кристаллов в астеносфере в условиях низких значений из металлических и металл-силикатных расплавов, следы которых обнаружены в алмазах По времени этот этап является наиболее ранним и совпадает с процессами стабилизации краюнов. когда литосферная мантия под кратонами была обогащена самородным (твердым) VI леродом.

2. Образование и рост алмазов на границе литосферы и астеносферы при окислении

метана за омег выделяющихся при субдукциоиных процессах окисленных флюидов из спликатно-карбонатных расплавов. Отот более поздний тгап характерен для более позднею развития литосферной мантии под кратопами - 2 млрд лег и поынее.

Список основных работ, опубликованных но теме диссертации:

1. Симаков С'.К. Образование и кристаллизация алмаза в мантийном расплаве из флюида. Доклады Академии Наук. 1982. т.301, № 2, с.470-473

2. Симаков С К. Образование углерода в мантиином флюиде при взаимодействии азота с vieianoM Доклады Академии Наук. 1983. т.268, № 1, с.206-210.

3. Симаков С.К. Оценка алмазоносности глубинных пород (кимберлитов) на основе расчета свободной энергии растворения алмаза в содержащем желею расплаве. Доклады Академии Наук. 1983. 1.271, № 2, с.443-446.

4. Симаков С.К. Возникновение алмаза в процессах эволюционирования кимберлитовых магм Доклады Академии Наук. 1987л.293, № 3, с.681-684.

5. Симаков С.К. Образование и перекристаллизация алмазов в условиях верхней мантии. Доклады Академии Наук. 1988. т.301, № 4, с.951-954.

6. Блинова Г.К., Гуркина Г.А.. Симаков С.К. Некоторые особенности химизма среды кристаллизации природных алмазов. Доклады Академии Наук. 1988. г.300, № 4. с.950-952.

7 Симаков С.К., Багдасаров Э.А., Лукьянова Л.И. Минералогическая спецификация щелочно-ультраосновных лампрофиров и кимберлитов Кольской провинции. Доклады Академии Наук. 1991. Т.320, № 4, с.971 -976.

8. Симаков С.К., Ваганов В.И. Новый петрологический критерий предварительной оценки алмазоносности глубинных мантииных пород. Доклады Академии Наук. 1992. т.323, № 3, с.531-534.

9. Симаков С.К. Гранат-клинопироксеновый фугометр для мантийных эклогитов Доклады Академии Наук. 1993. т.332, № 1, с.83-84.

10. Симаков С.К. Гранат-оливин-ортопироксеновый фугометр для мантийных перидотитов. Доклады Академии Наук. 1994. т.ЗЗб, № 2, с.245-247.

11. Симаков С.К. Зависимость алмазоносности шпинельсодержащих глубинных лерцолитов от окислительно-восстановительной обстановки в момент их образования. Доклады Академии Наук. 1994. т.335, № 1, с.88-90.

12. Симаков С.К., Багдасаров Э.А., Лукьянова Л.И. Минералогические и петрологические особенности щелочно-ультраосновных лампрофиров и кимберлитов Кольского полуострова Записки ВМО. 1994. № 1, с.26-40.

13. Симаков С.К., Никитина Л.П. Связь алмазоносности ксенолитов с окислительно-восстановительными условиями верхней ман гии.Геохимия. 1995. № 2, с.161-173.

14. Симаков С.К. Модель гранат-клинопироксенового барометра для мантийных эклогитов. Доклады Академии Наук. 1996. т.347, № 5, с 674-676.

15 Симаков С.К. Гранат-клинопироксеновый барометр для коровых эклогитоподобных пород. Доклады Академии Наук. 1997. т.357, № 4, с.537-538.

16. Симаков С.К., Иванов М.В. Особенности флюидного режима образования эклогитовых алмазов при субдукциоиных процессах верхней мантии. Доклады Академии Наук. 1997. т.354. № 5, с.669-671.

17. Симаков С.К. Палеогеотермы жлогитов из кимберлитов как 01ражение конвекциии верхней мантии. Доклады Академии Наук. 1998. т.358, № 3. с.389-390.

18 Simakov S К. Redox state of Earth's upper mantle peridotites under the ancient cratons and its connection with diamond genesis. Geoch. Cosm. Acta. 1998. v. 62, № 10, p. 1811 -1820. 19. Ульянов А.Г., Пугинцева H.B , Симаков С.К. Особенности состава глубинных минералов из кимберлитов Центральной Финляндии. Доклады Академии Наук. 1999 т.368. № 2. с 239-243

20. Симаков С.К. Гранат-пироксеновая барометрия мантийных эклог игов и оценка потенциальной алмазоносное™ на ее основе. Доклады Академии Наук.1999. г.367. № б.с.807-809.

21. Симаков С.К. Оценка флюидного режима при процессах субдуцирования коровыч эклогитоподобных пород на основе 1ранат-клинопироксенового кислородною барометра. Доклады Академии Паук. 1999. г.364, № 3, с.375-7.

22. Simakov S.K. Garnet-cl inopyroxene geobarometry of deep mantle eclogites and eclogue paleogcotherms. Proc. of 7th Int. Kimb. Conf. Cape Town . 1499. V.2. P. 783-787.

23. Snyder G A., Taylor L A„ Beard B.I.., Halliday A.N., Sobolev N.V., Simakov S.K. The diamond-bearing Mir eclogites, Yakutia: Nd and Sr isotopic evidence for a possible early to Mid-Proterozoic depleted mantle source with arc affinity. Proc. of 7th Int. Kimb. Conf.,Capc Town. 1999.,V.2. p 808815.

24. Симаков С.К. Клинопироксеновая термометрия мантийных перидотитов и оценка потенциальной алмазоносноеги на ее основе. Доклады Академии Наук.2000. т.374. № 5. с.678-680.

25. Simakov S.K., Taylor L.A. Garnet-clinopyroxene geobarometry of deep mantle cclogites. International Geology Review. 2000. v. 42, N 6, p.534-544.

26. Симаков С.К. Клинопироксеновая барометрия мантийных перидотитов и оценка потенциальной алмазоносности на ее основе. Доклады Академии Наук. 2001. т.376, № 6, с.801-803.

27. Симаков С.К., Графчиков А.А.. Сироткин А.К., Дроздова И.А.. Лапшин А.Е., Гребенщикова Е.А. Образование углеродных нанотрубок и фуллереноподобных структур углерода при Р-Т параметрах природного мипералообразоиания. Доклады Академии Наук. 2001. т.376, № 2, с.244-246.

28. Simakov S.K., Sapicnza G., Scribano V. Application of a recent gamet-clinopyroxene geobarometer to mantle-pyroxenite xenoliths from Hyblean Plateau, south-eastern Sicily, Italy. GeoActa. 2001. v.l. № 1, p. 91-95.

29. Симаков С.К. О присутствии сверхвысоких давлений в ходе образования эклогитов метаморфогенных комплексов. Доклады Академии Наук. 2002. т.383. № 3, с.371-373.

30. Первов В.А., Кононова В.А., Илупин И.П., Симаков С.К. Р-Т-параметры образования пород из ксенолитов в кимберлитах Среднего Тимана. Доклады Академии Наук 2002. т. 386. № 4, с.541-543.

31. Симаков С.К. Физико-химические условия образования алмазоносных парагенезисов эклогитов в породах верхней мантии и земной коры. 2003. Маг., "Сев. Вое. Наука". 187 с.

32. Simakov S.K. Redox state of eclogites and peridotites from sub-cratonic upper mantle and a connection with diamond genesis. Contrib. Mineral. Petrol. 2003.(in press).

33. Hegardt E.A, Claesson L., Cornell D., Simakov S.K Eclogites in the central part of the Sveconorwegian Parautochtonous Eastern Segment of the Baltic Shield: Support for a Subduction-Extrusion model.G.F.P. 2003. (inpress)

Подписано в печать 11.03.03. Формат 60x84 1/16. Бумага офсетная. Печать офсетная. Усл. печ. л. 2,33. Тираж 100 экз. Заказ № Л

ЦОП типографии Издательства СПбГУ. 199061, С-Петербург, Средний пр.,41.

\ I

! !

»13171

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Симаков, Сергей Кириллович

Введение.

Глава 2. Разработка методов оценки Р-Т параметров глубинных включений пород верхней мантии.

Глава 3. Определение глубинности кимберлитов и родственных им пород Восточно-Европейской платформы.

Глава 4. Оценка окислительно-восстановительных условий (/0j) для глубинных парагенезисов верхней мантии и земной коры.

Глава 6. Петрологическая модель образования алмаза в верхней мантии.

Введение Диссертация по геологии, на тему "Физико-химические условия образования алмазоносных парагенезисов эклогитов"

Актуальность. Температура, давление и окислительно-восстановительный потенциал среды являются основными термодинамическими параметрами, определяющими характер минералообразующих процессов в верхней мантии, в том числе и образование алмаза. На сегодняшний день существует достаточное количество методов, позволяющих рассчитывать Р-Т- параметры для перидотитовых ассоциаций, вынесенных кимберлитовыми магмами из мантии. Однако подобные методы до сих пор не разработаны для эклогитовых ассоциаций: отсутствуют способы оценки степени окисленности флюида, а также надежные барометры для определения глубинности эклогитообразования. Большинство современных работ, посвященных генезису природного алмаза и мантийных пород, ограничиваются определением Р-Т параметров. Лишь немногие из них уделяют внимание окислительно-восстановительной обстановке глубинного петрогенеза (Федоров, 1995; Daniels and Gurney, 1991; Woodland and Peltonen, 1999). Вместе с тем, более двадцати лет тому назад Л.Л.Перчук и В.И.Ваганов (Perchuk, Vaganov, 1980) установили эмпирическую связь алмазоносности кимберлитов Якутии с изменением степени окисления в них железа. С тех пор эту проблему никто фундаментально не изучал, хотя образование алмаза и кимберлитовых магм рассматривалось в системе перидотит-О-Н-С (например, Ellis and Wyllie, 1979; Eggler and Baker, 1982; Eggler et al., 1979). Важным аспектом этой системы является состав флюида, который влияет на параметры выплавления магм и на процесс образования или растворения в них свободного углерода (графита или алмаза). Поверхность солидуса в данной системе зависит как от соотношения Н2О/СО2 во флюиде, так и от степени растворения этих компонентов в расплаве, растворимость которых в силикатном расплаве увеличивается с ростом давления. Следовательно, равновесие алмаза с этим расплавом зависит от летучести кислорода и растворимости в нем Н2О, СО2 и СН4 (Woermann and Rosenhauer, 1985).

Вопросы стабильности графита и алмаза в равновесии с системой С-О-Н изучались многими исследователями (например, Маракушев, Перчук, 1974; Перчук и Суворова, 1973; Рябчиков, 1980; Симаков, 1988; Deines et al., 1987; Haggerty, 1986; Saxena, 1989; Polianov et al., 2002; Litvin, 2002), которые показали, что росту алмаза способствует равновесие силикатного расплава с существенно водным флюидом.

Для оценки f0i при образовании эклогитовых и перидотитовых парагенезисов в верхней мантии применяются кислородные барометры (фугометры). Подавляющее большинство из них основано на минеральных равновесиях с переменной валентностью железа (Fe+2 <=> Fe+3). Наиболее распространенными являются шпинелевые ассоциации. Существуют и экспериментальные методы определения "внутренней" фугитивности кислорода (IOF) для минералов перидотитовых и эклогитовых ксенолитов, в том числе и для алмазоносных (например, Кадик и др., 1991, 1997; Arculus et al., 1984; Ulmer et al., 1987). Оценка этими методами окислительно-восстановительных условий в породах верхней мантии во многих случаях оказывается противоречивой. Большинство расчетов, выполненных на основе шпинелевых барометров, свидетельствует о том, что петрогенез в верхней мантии протекал между кварц-фаялит-магнетитовым (QFM) и вюстит-магнетитовым (WM) буферами (Рябчиков и др., 1983; Ballhaus et al., 1991; Luth etal., 1990;. O'Neill and Wall, 1987). Однако по экспериментальным данным (например, Кадик и др., 1991, 1997; Ulmer et al., 1987) и некоторым расчетам (например, Wood et al., 1990) получены более восстановленные условия мантийного петрогенеза, соответствующие железо-вюститовому (IW) буферу. Известны также работы по оценке фугитивности кислорода для включений в алмазах, содержащих перидотитовый парагенезис (Daniels and

Gurney, 1991). Согласно приведенным в них расчетам, состав флюида соответствует существенно восстановленному, возможно метановому (ниже WM буфера).

Новым аспектом в проблеме генезиса природных алмазов является выяснение роли фуллеренов (Винокуров и др., 1997), так как образование алмаза из фуллеренов происходит значительно легче, чем из графита (Буль и др., 2001; Dresselhaus et al., 1996). Однако фуллерены и фуллереноподобные структуры синтезируются в основном при температурах порядка 3000-5000° С (Dresselhaus et al., 1996), которые никогда не достигаются в пределах верхней мантии Земли. Вместе с тем, фуллерены возникают в ассоциации с графитом в условиях амфиболитовой или гранулитовой фаций метаморфизма. Эти находки позволяют по-новому взглянуть на природу фуллеренов и их связи с алмазообразованием.

Целью работы является изучение физико-химических условий образования и сохранения алмаза в условиях верхней мантии. Эта задача напрямую связана с проблемой изучения физико-химических условий образования включений в алмазах и глубинных алмазоносных пород верхней мантии и земной коры. Для достижения поставленной цели необходимо было решить следующие задачи:

1. Разработать новые минералогические термометры, барометры и кислородные фугометры как для мантийных, так и для коровых парагенезисов и оценить возможности их применения.

2. Разработать теоретические модели образования углерода во флюидной системе O-H-N-C, применимые для условий верхней мантии и земной коры.

3. Создать программное обеспечение для оценки Р-Т-параметров глубинных парагенезисов на основе минерального состава.

4. На основе расчета Р-Т- fQi параметров образования и эволюции мантийных и коровых ультравысокобарных пород осуществить физико-химическое моделирование процессов образования алмаза в верхней мантии.

5. Создать базу геологических, петрохимических, минералогических данных по кимберлитам и кимберлитоподобным породам Восточно-Европейской платформы и на основе разработанных термобарометрических методов выявить условия их образования.

Фактический материал. В работе использовался геологический, петрографический, петрохимический и минералогический материал, собранный автором в ходе полевых работ за 1983-1987 гг. Аналитические исследования проводились, главным образом, в химико-аналитической лаборатории ВСЕГЕИ (рентгеноспектральный силикатный анализ, количественный спектральный, минералогический и микрозондовые анализы. Аналитики И.Г.Ляпичев, Павшуков В.В., Цимошенко Б.А.). В диссертации также приведены результаты экспериментальных исследований по синтезу фаз фуллереноподобных структур, полученных автором совместно с А.А.Графчиковым в ИЭМ РАН. Кроме того, в ходе исследований автор проводил совместные работы с Байдаковой М.Е., Дроздовой И.А., Лапшиным А.В., Сироткиным А.А, Сытниковой А.А., Яговкиной М.А. по применению ряда физических методов (например, электронной микроскопии), поставленных в лабораториях ИХСРАН, Института Гриппа и Физико-Техническом Институте им. А.Ф.Иоффе. Основные защищаемые положения:

I. Создана система взаимосогласованных минералогических термометров и барометров для оценки Р-Т-параметров равновесий в эклогитах и ультравысокобариых гранат-клинопироксеновых метаморфических породах.

II. Кимберлитовые и кимберлитоподобные комплексы северо-запада

Балтийского щита и северной части Восточно-Европейской платформы формируются в широком интервале глубин (от 30 до 210 км).

III. Алмазы из мантийных эклогитов кристаллизуются в две стадии: (1) ранняя, которая соответствует уровню астеносферы и характеризуется резко восстановленными условиями и (2) более поздняя, соответствующая*уровню мантийной литосферы и характеризующаяся более окисленными условиями.

IV. На основании экспериментальных исследований доказана возможность образования фуллереноподобных образований углерода из существенно восстановленного флюида при Р-Т параметрах, соответствующих земной коре. ч

Научная новизна работы.

2. На основе известных экспериментальных данных разработаны модели гранат-клинопироксеновых кислородных барометров ("фугометров"), применимых как для мантийных, так и для коровых эклогитов и перидотитов.

4. На основе разработанных методик впервые оценены Р-Т- fQi параметры для включений в алмазах, для мантийных алмазоносных эклогитов и перидотитов, коровых эклогитов и сделаны выводы о их происхождении.

5. На основе оригинальных экспериментальных исследований доказана возможность образования фуллереноподобного углерода из восстановленных флюидов при Р-Т параметрах, соответствующих условиям образования пород земной коры (700750° С и 5 кбар).

Практическое значение работы.

1 .Разработаны новые методы оценки глубинности для мантийных и коровых пород. 2.Разработаны новые петрологические методы, на основании которых возможна оценка потенциальной алмазоносности манЪшных пород.

3.Оценена глубинность формирования кимберлитов и кимберлитоподобных пород Восточно-Европейской платформы.

4.Синтезированы углеродные нанотрубки и фуллереноподобные структуры при температурах 700-750° С и давлении 5 кбар.

Апробация работы. Основные результаты работы обсуждались на конгрессах, конференциях, совещаниях и семинарах разного уровня: XXXI Международном Геологическом Конгрессе (Рио Де Жанейро, 2000), Международных Кимберлитовых Конференциях (Новосибирск, 1995; Кейп Таун, 1998; Виктория, 2003), Европейских Геологических Конгрессах (Страссбург, 1995, 2001), 16-ой и 18-ой Международных Минералогических Конференциях (Пиза, 1994; Эдинбург, 2002), VIII и IX Международных Симпозиумах по экспериментальной Минералогии, Петрологии и Геохимии (Бергамо, 2000; Цюрих, 2002), Международных Конференциях "Глубинная Земля" (Виа Аква Маратео, Италия, 1999; Эспинхо, Португалия, 2001), 5-ой Международной Конференции "Фуллерены и атомные кластеры (IWFAC'2001)" (С-Петербург, 2001), Международных Симпозиумах "Проблемы физико-химической петрологии" (Москва, 1989); "Проблема генезиса магматических и метаморфических пород" (С-Петербург, 1998); Всесоюзных конференциях: "Термодинамика в Геологии" (Суздаль,1985; Миасс,1988); "Самородное элементообразование в эндогенных процессах" (Якутск, 1985); "Второе Всесоюзное совещание по геохимии углерода" (Москва, 1986); "Ежегодные семинары экспериментаторов" (Москва, 1983, 1984, 1986); на XIII Российском совещании по экспериментальной минералогии (Черноголовка, 1995) и других.

Публикации. По теме диссертации опубликовано 54 работы, в том числе, основных работ - 32, включая 1 монографию .

Заключение Диссертация по теме "Петрография, вулканология", Симаков, Сергей Кириллович

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Созданная система взаимосогласованных минералогических термометров и барометров впервые позволила оценить условия образования алмаза в эклогитах из кимберлитовых трубок. На основе разработанного гранат-клинопироксенового барометра рассчитаны глубины образования эклогитовых включений в алмазах из глубинных ксенолитов как мантийного, так и корового происхождения. Так, впервые были оценены Р-Т параметры образования для включений омфацитов в алмазе, определены Р-Т условия образования коровых эклогитов и гранатовых клинопироксенитов Урала, Казахстана, Тянь-Шаня, Средней Азии и для метаморфических эклогитовых комплексов Европы. Часть коровых эклогитов и гранатовых клинопироксенитов (Кокчетавский массив, Уральские эклогиты, Швейцарские и Австрийские Альпы, Норвежские и Родопские эклогиты) образовалась при давлениях более 30 кбар, и следовательно, может иметь мантийно-коровое (субдукционное) или мантийное происхождение. И хотя полученные параметры (40-80 кбар и 1000-1500°С) в общем случае соответствуют условиям образования перидотитовых ассоциаций (например, Haggerty, 1986; Harris, 1992), нам впервые удалось произвести независимую оценку Р-Т параметров аламазообразования по эклогитовым парагенезисам - непосредственным носителям алмаза.

•у тепловом потоке около 50 mW/ra . Более глубинными оказались кимберлиты Тимана (3440 кбар), терские кимберлиты и мелилититы (25-45 кбар) и кимберлиты Финляндии (2560 кбар), образовавшиеся в тепловым потоке около 40-50 mW/m2. Архангельские кимберлиты являются наиболее глубинными (до 70 кбар) и "холодными"(рассчитанный тепловой поток составляет 35-45 raW/m2).

Впервые оценена степень окисленности мантийных и коровых эклогитов на основе химизма их минералов. Установлено, что фугитивность кислорода в верхней мантии варьирует в пределах 5-6 порядков и в целом убывает с глубиной. Однако в ряде случаев намечается и обратная тенденция. Так по эклогитовой ассоциации в алмазе из трубки Премьер и ксенолитов трубки Коиду (Южная Африка) с глубиной наблюдается рост степени окисленности. Из полученных результатов следует, что абсолютное большинство алмазных включений как перидотитового, так и эклогитового составов образовалось при условиях /0г ниже буфера ССО. При этом эклогитовые парагенезисы в мантии образовались, в основном, в более окисленных условиях, чем перидотитовые.

В работе впервые экспериментально изучен процесс образования фуллереноподобных структур из флюидной фазы при Р-Т параметрах, соответствующих природному минералообразованию. Фуллерены и фуллереноподобные структуры обладают исключительной потенциальной способностью к переносу многих редких элементов в виде газообразных комплексов. Возможно их активное участие в формировании месторождений алмазов, поскольку образование алмаза из фуллеренов происходит значительно легче, чем из графита. На основе оригинальных экспериментальных данных доказана возможность образования фуллереноподобных структур из восстановленных флюидов при параметрах 700-750° С и 5 кбар. Эти результаты могут быть использованы для создания научно-методической основы в разработке новых технологий по получению углеродных нанотрубок и фуллереноподобных образований.

Проведенные исследования позволяют сделать вывод о том, что окислительно-восстановительные условия процессов образования алмазов в верхней мантии были в основном более восстановленными, чем буфер ССО. При этом следует выделить как минимум две стадии алмазообразования:

1.Образование первичных кристаллов в астеносфере в условиях низких значений /0г из металлических и металл-силикатных расплавов, следы которых обнаружены в алмазах. По времени этот этап является наиболее ранним и совпадает с процессами стабилизации кратонов, когда литосферная мантия под кратонами была обогащена самородным (твердым) углеродом.

2. Образование и рост алмазов на границе литосферы и астеносферы при окислении метана за счет выделяющихся при субдукционных процессах окисленных флюидов из силикатно-карбонатных расплавов. Этот более поздний этап характерен для более позднего развития литосферной мантии под кратонами - 2 млрд лет и позднее.

Библиография Диссертация по геологии, доктора геолого-минералогических наук, Симаков, Сергей Кириллович, Москва

1. Арзамасцев А.А., Каверина В.А., Полежаева Л.И. Дайковые породы Хибинского массива и его обрамления. Ап., 1988. 85 с.

2. Багдасаров Э.А. Сравнительная характеристика и особенности вариаций состава акцессорных хромшпинелидов. // Состав и свойства глубинных пород Земной коры и Верхней мантии платформ. М., 1983. С. 191-221.

3. Багдасаров Э.А., Порошин Е.Е., Смирнов Ю.Д. Особенности эволюции состава гранатов ультрамафических, мафических и родственных пород //Записки ВМО. 1980. вып.4. С.443-452.

4. Бартошинский З.В., Бекета С.Н., Винниченко Т.Г., Конюжный В.А., Коптиль В.И., Пидзырайло Н.С., Сворень И.М. Газовые примеси в алмазах Якутии //Минерал. Сб. Львов. Унив. 1987. № 41/1. С.25-31.

5. Биндеман И.Н., Ионов Д.А. Ксенолиты биотито-гранато-ортопироксеновых пород из дайкообразной трубки взрыва острова Еловый (Белое море)// Зап. Всес. Минерал. О-ва. 1990. №3. С. 1-11.

6. Блинова Г.К., Гуркина Г.А., Симаков С.К. Некоторые особенности химизма среды кристаллизации природных алмазов // ДАН СССР. 1988. Т.300. № 4. С.950-952.

7. Бобров А.В. Генетическое значение гранат-клинопироксеновых парагенезисов из кимберлитовых трубок якутской алмазоносной провинции. Автореферат дис. канд. геол.-мин. наук. М., 1997. 25 с.

8. Бобров А.В., Бутвина В.Г. Происхождение и метаморфические преобразования эклогитов Максютовского комплекса // Бюл. Моск. О-ва. Испытателей Природы. 2000. т. 75. вып.4. С.49-58.

9. Богатиков О.А., Гаранин В.К., Кононова В.А., Кудрявцева Г.П., Васильева Е.Р., Вержак В.В., Веричев Е.М., Парсаданян К.С., Посухова Т.В. Архангельская алмазоносная провинция. М.: Изд-во МГУ, 1999. 524 с.

10. Бородин JI.C., Лапин А.В., Пятенко И.К. Петрология и геохимия даек щелочно-ультраосновных пород и кимберлитов. М., 1976. 242 с.

11. Будкина Л.И. Предварительные результаты изучения глубинных включений кимберлитовых трубок //Труды ЦНИГРИ. 1987. Вып. 218. С.41-45.

12. Буланова Г.П., Варшавский А.В., Лескова Н.В. Никишова Л.В. К вопросу о "центральных" включениях в природных алмазах // ДАН СССР. 1979. Т.244, № 3. С. 704-706.

13. Буланова Г.П., Варшавский А.В., Лескова Н.В. Никишова Л.В. Центральные включения индикаторы условий зарождения природных алмазов // Физические свойства и минералогия природного алмаза. Як. 1986. С.29-45.

14. Буланова F.n., Заякина Н.В. Минеральная ассоциация графит-когенит-железо в центральной области алмаза из трубки им. 23 съезда КПСС // ДАН СССР. 1991. Т. 317. №3. С. 706-709.

15. Буланова Г.П., Павлова Л.П. Ассоциация магнезитового перидотита в алмазе из трубки "Мир"// ДАН СССР. 1987. Т. 295. № 6. С. 1452-1456.

16. Булах А.Г., Иванников В.В. Проблемы минералогии и петрологии карбонатитов. Л., 1984. 242 с.

17. Ваганов В.И. Алмазные месторождения России и мира.М: Геоинформмарк. 2000.369 с.

18. Ваганов В.И., Соколов С.В. Термобарометрия ультраосновных парагенезисов. М.: Недра, 1988. 150 с.

19. Верещагин Л.Ф., Штеренберг Л.Е., Слесарев В.Н. Влияние легирующих элементов на количество алмаза, синтезируемого в присутствии металлов-катализаторов // ЖФХ. 1972. Т. 46. Вып. 6. С.1476-1479.

20. Веричев Е.М., Гаранин В.К., Гриб В.П. и др. Геологическое строение и петрологические особенности кимберлитов Архангельской провинции // Геология и разведка. 1991. № 4. С. 88-94.

21. Ветрин В.Р., Калинкин М.М. Реконструкция процессов внутрикорового и корово-мантийного магматиза и метасоматоза. Апатиты, 1992. 106 с.

22. Винокуров С.Ф., Новиков Ю.Н., Усатов А.В. Фуллерены в геохимии эндогенных процессов // Геохимия. 1997. № 9. С. 937-944.

23. Владимиров Б.М., Волянюк Н.Я., Пономарев А.И. Глубинные включения из кимберлитов, базальтов и кимберлитоподобных пород. М.: Наука, 1976. 283 с.

24. Владимиров Б.М., Соловьева Л.В., Киселев А.И., Егоров К.Н., Масловская М.Н., Днепровская Л.В., Брандт С.Б., Семенова В.Г. Кимберлиты и кимберлитоподобные породы: кимберлиты ультраосновная формация древних платформ. Новосибирск: Наука, 1990. 260 с.

25. Вуль А.Я., Давиденко В.М., Кидалов С.В., Орданьян С.С., Яшин В.А. Фуллерены катализатор фазового перехода графит-алмаз // Письма в ЖТФ. 2001. Т.27. В. 9. С. 72-78.

26. Галимов Э.М. Вариации изотопного состава алмазов и их связь с условиями образования // Геохимия. 1984. № 8. С. 1091-1117.

27. Галимов Э.М. Некоторые доказательства реальности кавитационного синтеза алмазов в природе // Геохимия. 1985. № 4. С.456-472.

28. Гаранин В.К., Кудрявцева Г.П., Посухова Т.В., Вержак В.В., Веричев Е.М., Гаранин К.В. Два типа алмазоносных кимберлитов в Архангельской провинции Н Геология и Разведка. 2001. № 4. С.36-49.

29. Гаранин В.К., Кудрявцева Г.П., Щепина В.А. Химико-генетическая классификация клинопироксенов из кимберлитов. М.: ВИНИТИ. № 5691. 1990. 365 с.

30. Гаранин В.К., Кудрявцева Г.П., Серенко В.П., Сошкина Л.Г. Минералогия ильменитовых гипербазитов кимберлитовой трубки "Мир" И Известия АН СССР, серия геологическая. 1983. № 2. С. 84-95.

31. Геншафт Ю.С., Вайнер Д.И., Салтыковский А.Я. Экспериментальное моделирование образования эклогитов в верхней мантии // Неоднородность тектоносферы и развитие Земной коры. М.: Наука, 1986. С.170-188.

32. Глушко В.П., Гурвич Л.В., Бергман Г.А., Вейц И.В., Медведев В.А., Хачкурузов Г.А., Юнгман B.C. Термодинамические свойства индивидуальных веществ. М.: Наука. 1979. Т.2. Кн.2. 340 с.

33. Графчиков А.А., Фонарев В.И. Гранат-ортопироксен-плагиоклаз-кварцевый барометр (экспериментальная калибровка) // ДАН СССР. 1990. Т. 312. № 5. С. 12151218.

34. Гриб В.П., Скрипниченко В.А., Щукин B.C. Щелочно-ультраосновной магматизм северной окраины Русской платформы // Геология и полезные ископаемые Севера Русской платформы. М., 1987. С. 66-74.

35. Гринсон А.С., Лукьянова Л.И., Погорелов Ю.И. К вопросу о происхождении и размещении первоисточников алмазов на западном склоне Северного Урала // Известия АН СССР. 1975. № 1. С.24-30.

36. Джейке А., Луис Дж„ Смит К. Кимберлиты и лампроиты Западной Австралии. М„ Мир. 1989. 430 с.

37. Добрецов Н.Л. Глаукофановые и эклогит-глаукофановые комплексы СССР. Н., 1974.429 с.

38. Дорогокупец П.И., Карпов И.К., Лакшевич В.В. Термическое уравнение состояния минералов II Записки ВМО. 1988. Вып. 3. С.334-344.

39. Доусон Дж. Кимберлиты и ксенолиты в них. М.: Наука 1983. 300 с.

40. Егоров К.Н., Богданов Г.В., Парадина Л.Ф. Химическая эволюция клинопироксенов из кимберлитов трубки Загадочная и особенности их генезиса // Записки ВМО. 1992. Т.121. Вып. 3. С.88-97.

41. Жариков В.А., Ишбулатов Р.А., Чудиновских Л.Г. Эклогитовый барьер и клинопироксены высоких давлений // Геология и Геофизика. 1984. № 12. С.54-63.

42. Зедгенизов Д.А., Ефимова Э.С., Логвинова A.M., Шацкий B.C., Соболев Н.В. Включения феррипериклаза в микроалмазе из кимберлитовой трубки Удачная, Якутия // ДАН. 2001. Т.377. № 3. С. 381-384.

43. Зуев П.П. Гранат-пироксеновый парагенезис трахи-слюдяных кимберлитов и трахитовых порфиров Центрального Алдана И Вопросы петрографии основных и ультраосновных пород Восточной Сибири. Ирк., 1974. С. 10-15.

44. Иванкин П.Ф., Назарова Н.И. Серноуглеродистый метасоматоз и самородное минералообразование в метапелитах. Самородное элементообразование в эндогенных процессах. Як., 1985. Ч.З. С. 71-73.

45. Илупин И.П., Цыганов В.А, Сандомирская С.М. Новые данные о составе граната и пироксена из кимберлитов Якутии //Сб.: Исследования высокобарических минералов. М., 1987. С. 69-93.

46. Йодер X. Образование базальтовой магмы. Мир. 1979. 237с.

47. Кадик А.А., Жаркова Е.В., Специус З.В. Окислительно-восстановительные условия формирования алмазоносных кианитовых эклогитов из кимберлитовой трубки Удачная (Якутия) // ДАН СССР. 1991. Т.320. № 2. С. 440-443.

48. Кадик А.А., Жаркова Е.В., Ефимова Э.С., Соболев Н.В. Окислительно-восстановительные условия формирования кристаллов алмазов: электрохимические исследования // ДАН. 1997. Т.357. № 5. С. 671-675.

49. Калинкин М.М., Арзамасцев А.А. Щелочные ультромафиты в трубках взрыва Терского берега Кольского полуострова: новый тип палеозойского магматизма // ДАН СССР. 1991. Т.316: № 3. С. 702-706.

50. Калинкин М.М., Арзамасцев Л.А., Поляков И.В. Кимберлиты и родственные породы Кольского региона// Петрология. 1993. Т.1. № 2. С. 205-214.

51. Каминский Ф.В. Механизм образования кимберлитовой магмы по данным распределения микроэлементов в кимберлитах и ультраосновныхвключениях // Мантийные ксенолиты и проблема ультраосновных магм. Н. Наука. 1983, С.62-68.

52. Капустин Ю.Л. Дайковая серия пикритов-альнеитов в щелочно-ультраосновных массивах // Сов. Геол. 1974. № 8. С. 43-59.

53. Карстен J1.A., Иванов К.С. Условия образования и возможная алмазоносность эклогитов Урала//ДАН. 1994. Т.335. № 3. С. 335-339.

54. Константиновский JI.A. Онежско-Кандалакшский рифейский грабен ВосточноЕвропейской платформы // Геотектоника. 1977. № 3. С. 38-45.

55. Корешкова М.Ю., Левский Л.К., Иванников В.В. Петрология нижнекоровых ксенолитов из даек и трубок взрыва Кандалакшского грабена // Петрология. 2001. Т.9. № 5.С.89-106.

56. Королев Д.Ф., Узварин Т.А., Клиентова Г.П., Баженова Ф.В. Экспериментальные сведения о кристаллизации алмаза в силикатно-карбонатной системе // Сб.: Синтез минералов и экспериментальные исследования. М.: Недра. 1981. С. 150-153.

57. Кравцов Л.И., Войтов Г.И., Бобров В.А., Акимов А.П., Иванов А.Н., Сердюков Л.И. Базы (химический и изотопный состав) кимберлитовой трубки "Мир" // ДАН СССР. 1979. Т. 245. №4. С. 950-953.

58. Кулигин С.С. Ксенолиты ультраосновных пород из кимберлитовых трубок

59. Айхал и Геофизическая (Якутия) // Минералы ультраосновных парагенезисов в кимберлитах и условия их образования. Новосибирск, 1988. С. 68-78.

60. Куликов И.С. Раскисление металлов. М., 1975. 504 с.

61. Лаврова Л.Д., Печников В.А., Плешаков A.M., Надеждина Е.Д., Щуколюков Ю.А. Новый генентический тип алмазных месторождений. М.:Научный мир,1999.221 с.

62. Лазько Е.Е. Глубинные включения ультрамафитов в кимберлитах // Магматические горные породы. М.: Наука. 1988. С. 346-379.

63. Лейпунский О.И. Об искусственных алмазах // Успехи химии. 1939. Т. 8. Вып. 10. С. 1519-1534.

64. Литвин Ю.А. О происхождении кимберлитовой ассоциации пород и минералов. В: Очерки физико-химической петрологии // М.: Наука. 1984. №12. С. 15-38.

65. Литвин Ю.А., Жариков В.А. Экспериментальное моделирование генезиса алмаза: кристаллизация алмаза в многокомпонентных карбонат-силикатных расплавах при 5-7 ГПА и 1200-1570° С //ДАН. 2000. Т. 372. № 6. С. 808-811.

66. Литвин Ю.А., В.Г.Бутвина, А.В.Бобров, В.А.Жариков. Первые синтезы алмаза в сульфидных системах: роль сульфидов в генезисе алмаза // ДАН. 2002. Т. 382. № 1. С. 106-109.

67. Лукьянова Л.И., Мареичев A.M., Мащак И.М., Кузнецов Г.П., Мосейчук В.М.,

68. Петров В.И., Шалагинов В.Э. Первые находки проявлений лампроитового магматизмана Южном Урале //ДАН. 1992. Т.324. № 6. С. 1260-1264.

69. Мальков Б.А., Холопова Е.Б. Трубки взрыва и алмазоносные россыпи Среднего Тимана. Сыктывкар. Геопринт. 1995. 52 с.

70. Маракушев А.А. Нодули перидотитов в кимберлитах и базальтах как показатели глубинного строения литосферы II27 МГК. Петрология. Секция С.09. Доклады. Т.9. М.: Наука, 1984. С. 153-161.

71. Маракушев А.А. Минеральные ассоциации алмаза и проблема образования алмазоносных магм // Очерки физико-химической петрологии. 1985. Вып. 13. С. 5-53.

72. Маракушев А.А., Перчук Л.Л. Термодинамическая модель флюидного режима Земли // Очерки физико-химической петрологии. 1974. Вып. 4. С. 102-130.

73. Маракушев А.А., Безмен Н.И. Эволюция метеоритного вещества, планет и магматических серий. М.: Наука. 1983. 185 с.

74. Маракушев А.А., Сан Лонкан, Панеях Н.А. и др. Гетерогенная природа алмазоносных метаморфических комплексов Кокчетава (Казахстан) и Дабешаня (Китай) // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1988. Т. 73. Вып.З. С. 3-9.

75. Махоткин И.Л., Журавлев Д.З., Саблуков С.М., Жердев П.Ю., Томпсон Р.Н., Гибсон С. А. Плюм-литосферное взаимодействие как геодинамическая модель образования Архангельской алмазоносной провинции // ДАН. 1997. Т.353. № 2. С.228-232.

76. Милашев В.А. Петрохимия кимберлитов Якутии и факторы их алмазоносности. Л.: Недра, 1965. 160 с.

77. Милашев В.А. Кимберлитовые провинции. Л: Недра. 1974. 236 с.

78. Муравьева И.С., Поляков А.И., Сонин В.Г. Физико-химические условия и механизм формирования гранат-шпинелевых лерцолитов Витимского нагорья (Байкальская рифтовая зона) // ДАН СССР. 1985. Т.283. № 6. С. 1458-1462.

79. Никитина JI. П. Согласованная система термометров и барометров для основных и ультраосновных пород и реконструкция термальных режимов в мантии по ксенолитам в кимберлитах // Записки ВМО. 1993. № 5. С. 6-19.

80. Никишов К.Н. Петролого-минералогическая модель кимберлитового процесса. М.: Наука, 1984.213 с.

81. Парсаданян К.С., Кононова В.А., Богатиков О.А. Источники гетерогенного магматизма Архангельской алмазоносной провинции. Петрология. 1996, т. 4, с. 460476.

82. Первов В.А., Кононова В.А., Илупин И.П., Симаков С.К. РТ-параметры образования пород из ксенолитов в кимберлитах Среднего Тимана // ДАН. 2002. Т. 386. №4, С.541-543.

83. Перчук А.Л., Аранович Л.Я. Термодинамика жадеит-диопсид-геденбергитового твердого раствора// Геохимия. 1991. № 4. С.539-547.

84. Перчук Л.Л. Термодинамический режим глубинного петрогенезиса. М.: Наука,1973.313 с.

85. Перчук Л.Л. Пироксеновый барометр и "пироксеновые геотермы" // Докл. АН СССР. 1976. Т. 233. №6, С. 1196-1199.

86. Перчук Л.Л., Суворова В.А. Термодинамический расчет фугитивности СО и СОг в области фазового перехода графит-алмаз // Фазовые равновесия и процессы минералообразования. М.: Наука, 1973. С.5-19.

87. Перчук Л.Л., Рябчиков И.Д. Фазовое соответствие в минеральных системах. М.: Наука, 1976. 285 с.

88. Перчук Л.Л., Лаврентьева И.В. Контроль состава магматического и метаморфического флюида в глубинах Земли. В: Проблемы физико-химической петрологии. М. 1979. Т.2. С.75-87.

89. Перчук Л.Л., Япаскурт В.О. Глубинные ультракалиевые жидкости // Геология и геофизика. 1998. Т. 39. № 12. С. 1765-1765.

90. Понаморенко А.И. Первая находка гранат-ильменитового перидотита с алмазами из кимберлитовой трубки "Мир" // ДАН СССР. 1977. Т.235. №4. С. 914-917.

91. Понаморенко А.И. Переход кианита Al2SiOs в корунд А120з + Si02 // ДАН СССР. 1988. Т. 303. № 6. С. 1446-1449.

92. Похиленко Н.П., Соболев Н.В., Лаврентьев Ю.Г. Ксенолит алмазоносного ильменит-пироксенитового лерцолита из кимберлитовой трубки "Удачная" (Якутия) // ДАН СССР. 1976. Т. 231, №2. С. 438-441.

93. Похиленко Н.П., Томиленко А.А. Состав флюидов в породах верхней мантии Земли // XII Российское совещание по экспериментальной минералогии. 2001. Черноголовка. С. 276.

94. Проскуряков В.В., Увадьев Л.И., Воинова О.А. Лампроиты Карело-Кольского региона // ДАН СССР. 1990. Т.314. № 4. С. 940-943.

95. Рингвуд А.Е. Состав и петрология мантии Земли. М.: Недра. 1981. 584 с.

96. Рухлов А.С. Дайки и трубки взрыва Кандалакшского грабена (Кольская щелочная провинция): модели магматических процессов и эволюции субконтинентальной мантии. Автореферат дис. канд. геол.-мин. наук. С-Петербург, 1999. 16 с.

97. Рябчиков И.Д. Природа кимберлитовых "магм" // Геология рудных месторождений. 1980. № 6. С. 18-26.

98. Рябчиков И.Д., Коваленко В.И., Ионов Д.А.,Соловова И.П. Термодинамические параметры минеральных равновесий в гранат-шпинелевых лерцолитах // Геохимия. 1983. №7. С. 967-980.

99. Рябчиков И.Д., Уханов А.В., Иший И.Т. Окислительно-восстановительные равновесия в ультраосновных породах из верхней мантии Якутской кимберлитовой провинции // Геохимия. 1985. № 8. С. 1110-1123.

100. Рябчиков И.Д., Соловова И.П., Соболев Н.В., Соболев А.В., Богатиков О.А., Алешин В.Г., Ващенко А.Н. Азот в лампроитовых магмах // ДАН СССР. 1986. Т. 288. №4. С. 976-979.

101. Рябчиков И.Д., Брай Г.П., Булатов В.К. Безликвидусные расплавы карбонатизированных перидотитов при 50 кбар // Магматизм рифтов и складчатых поясов. М.: Наука, 1993. С. 265-274.

102. Саблуков С.М. К вопросу о фазах формирования и возрасте трубок взрыва Онежского полуострова// ДАН СССР. 1984. Т. 277. № 1. С. 168-170.

103. Саблуков С.М. О петрохимических сериях кимберлитовых пород // ДАН СССР. 1990. Т. 313. № 4. С. 935-939.

104. Саблуков С.М. Вулканизм Зимнего Берега и петрологические критерии алмазоносности кимберлитов. Автореф. канд. дисс. М., 1995. 24 с.

105. Саблуков С.М., Саблукова Л.И., Шавырина М.В. Мантийные ксенолиты из кимберлитовых месторождений округлых алмазов Зимнебережного района (Архангельская алмазоносная провинция) // Петрология. 2000. Т. 8. № 5. С. 518-548.

106. Сафронов А.Ф., Никишов К.Н. Флюидный режим верхней мантии и минеральные ассоциации в алмазах // ДАН СССР. 1982. Т. 262. № 2. С. 961-964.

107. Сафронов А.Ф., Никишов К.Н., Боткунов А.И., Готовцев В.В., Махотко В.Ф. Состав гранатов и пироксенов из алмазоносных эклогитов в трубках "Мир" и "Удачная" // Геология и Геофизика. 1980. № 9. С. 76-82.

108. Симаков С.К. Образование углерода в мантийном флюиде при взаимодействии азота с метаном// ДАН. 1983. Т. 268. № 1. С. 206-210.

109. Симаков С.К. О возможности метастабильного образования алмаза из флюидов в условиях земной коры // ДАН. 1984. Т. 278. № 4. С. 953-957.

110. Симаков С.К. Образование и перекристаллизация алмазов в условиях верхней мантии //ДАН. 1988. Т. 301. № 4. С. 951-954.

111. Симаков С.К. Гранат-клинопироксеновый фугометр для мантийных эклогитов // ДАН. 1993. Т. 332. № 1. С. 83-84.

112. Симаков С.К. Зависимость алмазоносности шпинельсодержащих глубинных лерцолитов от окислительно-восстановительной обстановки в момент их образования // ДАН. 1994(а).Т.335, № 1, С.88-90.

113. Симаков С.К. Гранат-оливин-ортопироксеновый фугометр для мантийных перидотитов // ДАН. 1994(6). Т. 336. № 2. С. 245-247.

114. Симаков С.К. Модель гранат-клинопироксенового барометра для мантийных эклогитов //ДАН. 1996. Т. 347. № 5. С. 674-676.

115. Симаков С.К. Палеогеотермы эклогитов из кимберлитов как отражение конвекциии верхней мантии // ДАН. 1998. Т. 358. № 3. С. 389-90.

116. Симаков С.К. Оценка флюидного режима при процессах субдуцирования коровых эклогитоподобных пород на основе гранат-клинопироксенового кислородного барометра// ДАН. 1999. Т.364. № 3. С. 375-377.

117. Симаков С.К. Гранат-пироксеиовая барометрия мантийных эклогитов и оценка потенциальной алмазоносности на ее основе // ДАН. 1999. Т. 367. № 6. С. 807-809.

118. Симаков С.К. Клинопироксеновая барометрия мантийных перидотитов и оценка потенциальной алмазоносности на ее основе // ДАН. 2001. Т. 376. № 6. С. 801-803.

119. Симаков С.К. 2002. О присутствии сверхвысоких давлений в ходе образования эклогитов метаморфогенных комплексов. ДАН. т.383, № 3, с.371-373.

120. Симаков С.К., Багдасаров Э.А., Лукьянова Л.И. Минералогические и петрологические особенности щелочно-ультраосновных лампрофиров и кимберлитов Кольского полуострова // Записки ВМО. 1994. № 1. С. 26-40.

121. Синицын А.В., Дауев Ю.М., Гриб В.П. Структурное положение и продуктивность кимберлитов Архангельской провинции // Геология и Геофизика. 1992. № 10. С.74-83.

122. Соболев Е.В., Ленская С.В., Самойленко Н.Д., Соболев B.C. Некоторые физически свойства алмазов из Якутского эклогита // ДАН СССР. 1966. Т. 168. № 5. С. 1151-1153.

123. Соболев Н.В. О минералогических критериях алмазоносности кимберлито // Геология и геофизика. 1971. № 3. С. 70-80.

124. Соболев Н.В. Глубинные включения в кимберлитах и проблема состава верхней мантии. Новосибирск: Наука,1974. 264 с.

125. Соболев Н.В., Боткунов А.И., Лаврентьев Ю.Г., Усова Л.В. Новые данные о составе минералов ассоциирующих с алмазами из кимберлитовой трубки "Мир" И Геология и геофизика. 1976. № 12. С. 3-15.

126. Соболев Н.В., Ефимова Э.С., Поспелова Л.И. Самородное железо в алмазах Якутии и его парагенезис // Геология и геофизика. 1981. № 12. С. 25-29.

127. Соболев Н.В., Ефимова Э.С., Усова J1.B. Эклогитовый парагенезис алмазов кимберлитовой трубки "Мир" // Глубинные ксенолиты и проблемы петрологии верхней мантии. М.: Наука, 1983. С. 4-16.

128. Соболев Н.В., Похиленко Н.П., Ефимова Э.С. Ксенолиты алмазоносных перидотитов в кимберлитах и проблема происхождения алмазов // Геология и геофизика. 1984. № 12, С. 63-80.

129. Соболев Н.В., Шацкий B.C. Включения минералов углерода в гранатах метаморфических пород// Геология и геофизика. 1987. № 7. С. 77-80.

130. Соболев Н.В., Гассан Абу Ассам, Кепежинскас В.В., Кепежинскас К.Б., Шараф М., Али Фаллаха, Киреев А.Д.Лампрофиры меловых диатрем Сирийского рифта // ДАН СССР. 1990. Т. 314. №2. С.435-438.

131. Соболев Н.В., Ефимова Э.С., Реймерс Л.Ф., Захарченко О.Д., Махин А.Н., Усова Л.В. Минеральные включения в алмазах Архангельской кимберлитовой провинции // Геология и геофизика. 1997. № 2. С.358-370.

132. Соболев Н.В., Тэйлор Л.А., Зуев В.М., Безбородов С.М., Снайдер Г.А., Соболев В.Н., Ефимова Э.С. Особенности эклогитового парагенезиса алмазов кимберлитовых трубок Мир и Удачная (Якутия) // Геология и геофизика. 1998. №12. С. 1667-1678.

133. Специус З.В., Буланова Г.П., Гриффин В.Л. Алмазоносный эклогит с включением граната в алмазе из трубки "Мир" // ДАН. 1992. Т.322. № 1. С. 134-137.

134. Станковский А.Ф., Веричев Е.М., Гриб В.П. и др. Новый тип магматизма в венде севера Русской платформы // ДАН. 1989. Т.247. №6. С. 1456-1460.

135. Стрсхлетов А.Н., Шведенков Т.Ю., Осергин Н.Ю., Кодимирова Т.К. Растворимость азота в расплавах системы Ca0-Mg0-A1203-Si02 // Геология и геофизика. 1990. № 1. С. 81-85.

136. Томиленко А.А., Рогозин А.Л., Шацкий B.C., Шебанин А.П. Вариации состава флюидной фазы в процессе кристаллизации природных алмазов // ДАН. 2001. Т. 378. № 6. С. 1149-1151.

137. Удовкина Н.Г. Эклогиты СССР. М.: Наука, 1985. 285 с,

138. Ульянов А.Г. Клинопироксеновый термобарометр для мантийных ультраосновных пород// Вестник СПбГУ. 1999. Сер. 7. Вып. 4. №28. С. 3-20.

139. Ульянов А.Г., Путинцева Е.В., Симаков С.К. Особенности состава глубинных минералов из кимберлитов Центральной Финляндии //ДАН.1999.Т.368, № 2, С.239-243.

140. Уханов А.В., Рябчиков И.Д., Харькив А.Д. Литосферная мантия Якутской кимберлитовой провинции. Москва: Наука, 1988. 286 с.

141. Феоктистов Г.Д., Владимиров Б.М. Закономерности распределения содержаний кремнезема в гранатах кимберлитовых трубок // ДАН СССР. 1988. Т. 308. № 2. С. 436439.

142. Чепуров А.И., Федоров И.И., Соболев Н.В. Взаимодействие алмаза и графита с сульфидными расплавами при высоком давлении // Самородное элементообразование в эндогенных процессах. Ч. 3. Як., 1985. С. 24-26.

143. Шарков Е.В., Пухтель И.С. Петрология эклогитов (гранатовых вебстеритов) и эклогитоподобных пород из трубки взрыва острова Еловый (Кольский полуостров) // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1986. № 8. С. 32-45.

144. Шацкий B.C. Высокобарические минеральные ассоциации эклогитосодержащих комплексов Урало-Монгольского складчатого комплекса. Автореферат дис. докт. геол.-мин. наук. Новосибирск, 1990. 27 с.

145. Шныков Е.Ф., Калужный В.А., Ширица А.С., Телепко Л.Ф., Круглов А.С., Сворень И.М., Алауи Г.Г. Газовые флюиды контактовых базальтов дна Индийского океана (по реликтовым включениям) И ДАН СССР. 1987. Т. 297.№ 6. С. 1457-1460.

146. Шуркин К.А. О "конгломератах" кандалакшских островов Турьего мыса // Тр. Лаб. Геол. Докембрия. 1960. Вып. 9. С. 398-411.

147. Шуркин К.А., Румянцева Г.А. Эксплозивные брекчии Кандалакшского комплекса щелочных лампрофиров // Петролого-минералогические особенности пород и технических камней. М., 1979. С. 131-146.

148. Шутов Б.С., Смирнов Ю.Д., Лукьянова Л.И., Михайловская Л.И. Краткая минералого-петрографическая характеристика кимберлитов Среднего Тимана // Записки ВМО. 1983. вып.4. С. 436-443.

149. Adam J. The geochemistry and experimental petrology of sodic alkaline basalts from Oatlands, Tasmania // J.Petrol. 1990. V. 31. № 6. P. 1201 -1223.

150. Adams G.E. and Bishop F.C. The olivine-clinopyroxene geobarometer: experimental results in the Ca0-Fe0-Mg0-Si02 system // Contrib. Mineral. Petrol. 1986. V.94. № 2. P. 230-237.

151. Andrews J.B. and Emeleus C.H. Preliminary account of kimberlite intrusions from the Frederiksnab district, South-West GreenIand//Rep.Geol Surv. of Greenland. 1971. №31.26 p.

152. Arai Sh. "Iron meteorite paragenesis", a new group of mineral inclusions in diamond. Neues Jahr. Miner. 1986. № 10. P. 463-466.

153. Ai У. A revision of the garnet-clinopyroxene Fe+2-Mg exchange geothermometer // Contrib. Mineral. Petrol. 1993. V. 115. №4. P. 467-473.

154. Anderson Т., Burke E.A.J, and Austzheim H. Nitrogen-bearing, aqueous fluid incluisions in some eclogites from the Western Gneiss Region of the Norwegion Caledonites //Contrib. Mineral. Petrol. 1989. V. 103. №2. P. 153-165.

155. Arculus R.J.,Dawson J.B.,Mitchell R.H.,Gust D.A. and Holmes R.D. Oxidation states of the upper mantle recorded by megacryst ilmenite in kimberlite and type A and В spinel lherzolites // Contrib. Mineral. Petrol. 1984. V.85. №1. P. 85-94.

156. Atzori P.; Mazzoleni P., Punturo R. and Scribano V. Garnet-spinel-pyroxenite xenoliths from Hyblean plateau (South-eastern Sicily, Italy) // Mineral. Petrol. 1999. V. 66. №2. P. 215-226.

157. Aurisicchio С., Bocchio R., Liborio G., Montana A. Petrogenesis of the eclogites from Soazza, Switzerland // Chem. Geol. 1985. V. 50. № 1/3. P. 47-63.

158. Austrheim H., Griffin W.L. Shear deformation and eclogite formation within granulite-facies anortosites of the Bergen Areas, Western Norway // Chemical Geology. 1985, V. 50. № 1/3. P. 267-281.

159. Bakker R.J. and Jansen J.B. Stability of CO2-CH4-N2 rich fluid inclusions // Plinius. 1991. №5. P. 11-13.

160. Ballhaus C. Redox states of lithospheric and asthenospheric upper mantle // Contrib. Mineral. Petrol. 1993. V. 114. № 3-4. P. 331-348.

161. Ballhaus C., Berry R.F. and Green D.H. High pressure experimental calibration of the olivine-orthopyroxene-spinel oxygen geobarometer: implications for the oxidation state of the upper mantle // Contrib. Mineral. Petrol. 1991. V. 107. № 1. P. 27-40.

162. Ballhaus C. and Frost B.R. The generation of oxidized C02-bearing basaltic melts from reduced CH4-bearing upper mantle sources // Geochim. Cosmochim. Acta. 1994. V. 58. №22. P. 4931-4940.

163. Barin I. and Knacke O. Thermochemical properties of inorganic substances. Springer-Verlage, Berlin-Heidelberg-New York, 1973. 921 p.

164. Basu R., Ongley J.S. and MacGregor L.D. Eclogites, pyroxene geotherm, and layered mantle convection // Science. 1986. V. 233. № 4770. P. 1303-1305.

165. Beard L.B., Fraracci K.N., Taylor L.A., Snyder G.A., Clayton R.A., Mayeda Т.К. and

166. Sobolev N.V. Petrography and geochemistiy of eclogites from the Mir kimberlite, Yakutia,

167. Russia // Contrib. Mineral. Petrol. 1996a. V. 125. № 3-4. P. 293-310.

168. Beard A.D., Downes H., Vetrin V., Kempton P.D., Maluski H. Pedogenesis of Devonian lamprophyre and carbonatite minor intrusitons (Kandalaksha Gulf Kola Peninsula, Russia) // Lithos. 1996b. V. 39, № 1. P. 93-119.

169. Belonoshko A. and Saxena S.K. A unified equation of state for C-H-O-N-S-Arcomposition and their mixtures up to very high temperatures and pressures // Geochim.

170. Cosmochim. Acta. 1992. V. 56. № 20. P. 3611-3626.

171. Berman R.G. Internaly-consistent thermodynamic data for minerals in the system

172. Na20-K20-Ca0-Mg0-Fe0-Fe203-Al203-Si02-Ti02-H20-C02 // J.Petrol. 1988. V. 29. № 2.1. P. 445-522.

173. Berman R.G. and Brown Т.Н. Heat capacity of minerals in the system: Na20-K20-Ca0-Mg0-Fe0-Fe203-Al203-Si02-Ti02-H20-C02: representation, estimation, and high temperature extrapalation II Contrib. Mineral. Petrol. 1985. V.89, № 2-3. P. 168-183.

174. Berman R.G., Aranovich L.Ya. and Pattison D.R.M. Reassessment of the gamet-clinopyroxene Fe-Mg exchange thermometer: II.Thermodinamic analysis // Contrib. Mineral. Petrol. 1995. V. 119. № 1-2. P. 30-42.

175. Beskrovanov V.V. The growth history of the natural diamonds, (abstr.) // 4th Int. Kimb. Conf., Perth; Extended Abstr., Geol. Soc. of Australia Abstr. 1986. V. 16. P. 341343.

176. Bhattacharyya P.K., Mukheijee S. Granulites in and around the Bengal anorthosite, eastern India; genesis of coronal garnet and evolution of the granulite-anortosite complex // Geol. Mag. 1987. V. 124. № 1. P. 21-32.

177. Bishop F.C., Smith J.V. and Dawson, J.B. Na, К, P and Ti in garnet, pyroxene and olivine from peridotite and eclogite xenoliths from African kimberlites // Lithos. 1978. V. 11 .№2. P. 155-173.

178. Bocchio R., Liborio G., Mottana A. Petrology of the amphibolitized eclogites of Gorduno, Lepontine Alps, Switzerland // Chem. Geol. 1985. V. 50. №1/3. P. 65-86.

179. Boyd F.R. Siberian geotherm based on lherzolite xenoliths from Udachnaya kimberlite, USSR // Geology. 1984. V.12. № 9. P. 528-530.

180. Boyd F.R. A pyroxene geotherm // Geochim. Cosmochim. Acta. 1973. V.44. № 12. P. 2533-2546.

181. Brey G.P. and Kohler T. Geothermometry in four-phase Iherzolites II. New thermobarometers and practical assessment of existing thermobarometers // J. Petrol. 1990. V. 31. № 6. P. 1353-1378.

182. Brey G.P., Nickel K.G. and Kogarko L. Garnet-pyroxene equilibria in the system Ca0-Mg0-Al203-Si02 (CMAS): prospects for simplified ("T- dependent") lherzolite barometry and an eclogite-barometer // Contrib. Mineral. Petrol. 1986. V. 92. № 4. P. 448455.

183. Brey H. and Green D.H. Systematic study of liquids phase relations in olivine-melilite + H20 + C02 at liigh pressures and petrogenesis of an olivine melilite magma // Contrib. Mineral. Petrol. 1977. V. 61. № 2. P. 141-162.

184. Broker M. and Klemb R. Ultrahigh-pressure metamorphism in the Snieznik Mountains (Sudetes, Poland): P-T constrains and geological implications // J. Geol. 1996. V. 106. № 4. P. 417-433.

185. Buddington A.F. and Lindsley D.H. Iron-titanium oxide minerals and synthetic equivalents // J. Petrol. 1964. V. 5. № 2. P. 310-357.

186. Bulanova G.P. The formation of diamond//J.Geochem. Exploration. 1995. V.53. №1. P. 1-23.

187. Bulanova G.P. and Milledge H.J. Origin and history of growth of macrodiamonds from Yakutian kimberlites. (abstr.) // 6th Int. Kimb. Conf. (Novosibirsk, 1995). Extended Abstr. P. 77-79.

188. Bundy F.R., Bovenkerk H.P., Strong H.M. and Wentorf R.H.Jr. Diamond-graphite equilibrium line from growth and graphitization of diamond // J. Chem. Phys. 1961. V. 35. №2. P. 383-391.

189. Burgess R., Layzelle E., Turner G. and Harris J.W. Constraints on the age and halogen composition of mantle fluids in Siberian coated diamonds H Earth Plan. Scie.Lett. 2002. V.197, № 3-4, P. 193-203.

190. Buseck P.R. Geological fullerenes: review and analysis. H Earth Plan. Scie.Lett. 2002. V.203, № 3-4, P.781-792.

191. Buseck P.R. and Hua X. Matrices of carbonaceous chondrite meteorites // Ann. Rev.

192. Earth Plan. Scie. 1993. V. 21. P. 255-305.

193. Buseck P.R., Tsipursky S.I. and Hettich, R. Fullerenes from the geologicalenvironment // Science. 1992. V. 257. P. 215-217.

194. Canil D. and O'Neill H.S.C Distribution of ferric iron in some upper-mantleassemblages // J. Petrol. 1996. V. 37. № 3. P. 609-635.

195. Carrol M.R. and Wyllie P.J. Experimental phase relations in the system tonalite-peridotite-H20 at 15 kbar, impications for assimilation and differentiation processes near the crust-mantle boundaiy//J. Petrol. 1989. V. 30. №6. P. 1351-1382.

196. Carrol M.R. and Wyllie P.J. The system tonalite- H2O at 15 kbar and the genesis of calc-alkaline magmas // Amer. Miner. 1990. V.75. № 3-4. P. 345-357.

197. Carswell D.A. The garnet-orthopyroxene Al barometer: problematic application to natural garnet lherzolite assemblages // Miner. Mag. 1991. V.55. №1. P. 19-31.

198. Carswell D.A. and Giibb F.G.F. Garnet lherzolite xenoliths in the kimberlites of Northern Lesotho: revised P-T equilibration conditions and upper mantle paleogeotherm // Contrib. Mineral. Petrol. 1987.V.97 № 4. P. 473-487.

199. Castelli D. Eclogitic metamorphism in carbonate rock the exemple of impure marbles from the Sesia-Laxizo zone, Italian, Western Alps // J. Metam. Geol. 1991.V. 9. № 1. P. 61-77.

200. Chopin C. Coesit and pure pyropein in high-grade bluechists of the Western Alps: a first record and some consequences // Contrib. Mineral. Petrol. 1984. V. 86. № 1. P. 106-118.

201. Christensen U. A numerical model of coupled subcontinental and oceanic convection // Tectonophysics. 1983. V.95. №1-2. P.l-23.

202. Christie D.M., Carmichael I.S.E and Langmur C.H. Oxidation states of mid-ocean ridge basalt glasses // Earth. Planet. Sci. Lett. 1986. V. 79. № 3/4. P. 397-411.

203. Clement C.R., Skinner E.M.W. and Scott-Smith B.H. Kimberlite redefined II J. Geol. 1984. V. 92. P. 223-228.

204. Coleman R.G., Lee D.E., Beatty L.B. and Brannock W.W. Eclogites and eclogites: their differences and similarities// Geol. Soc. Am. Bull. 1965. V.76. № 5. P. 483-508.

205. Cotkin S.J. Ignous and metamorphic petrology of the eclogitic Selgeneset meta-anortosite and related jotunites, Western Gneiss Region, Norway // Lithos. 1997. V. 40. № 1. P.1-30.

206. Cox J.D., Wagman D.D. and Medvedev V.A. CODATA key values for thermodynamics. Final report of CODATA task group on key for thermodynamics. New York-London, 1989. 272 p.

207. Cox K.G., Gurney J.J. and Harte B. Xenoliths from the Matsoku pipe. // Nixon, P.H.(ed.) Lesotho kimberlites. Maseru: Lesotho National Development Corporation. 1973. P. 76-92.

208. Dal Negro A., Carbonin S., Molin G.M., Gundari A. and Piccirillo E.H. inerystalime cation distribution in natural clinopyroxenes of tholeitic, transitional, and alkaline basaltic rocks // Advanc. Phys. Geochemistry. 1982. V.2. P. 117-150.

209. Daniels L.R.M. and Gurney J.J. Oxygen fugacity constraints on the southern African lithosphere // Contrib. Mineral. Petrol. 1991. V.108. № 1-2. P. 154-161.

210. David J., Laurent Y. and Lang J. Structure de MgSiN2 et MgGeN2 // Bull. Soc. Franc. Min. Cristall. 1970. V. 93. P. 153-159.

211. Davies B.T. and Boyd F.R. The join Mg2Si206-CaMgSi206 at 30 kilobars pressure and its application to pyroxenes from kimberlites // J. Geoph. Res. 1966. V.77. № 14. P. 35673576.

212. Davies F. and Richards M.A. Mantle convection // J. Geol. 1992. V.100. №2. P. 151-206.

213. Dawson J.B. Geochemistry and origin of kimberlites // Ultramafic and related rocks. 1967. P. 269-278.

214. Deines P., Harris J.W., Spear P.M. and Gurney J.J. Nitrogen and S'3 С content of Finsh and Premier diamonds and their implications // Geochim. Cosmohim. Acta. 1989. № 6. V. 53. P. 1367-1378.

215. Dobrzhinetskaya L.F., Eide E.A., Larsen R.B., Sturt B.A., Tronnes R.G., Smith D.C., Taylor W.R. and Posukhova T.V. Microdiamonds in high-grade metamorphic rocks of the Western Gneiss region, Norway // Geology. 1995. V.23. № 7. P.597-600.

216. Dresselhaus M.S., Dresselhaus G., Eklund P. The science of fullerenes and carbon nanotubes. Acad. Press, 1996.

217. Eckerman H.E. Carbonatic kimberlite from Sunsvall // Arkiv. Miner. Geol. 1964. Bd.3. H.5. S. 397-402. .

218. Eggler D.H. Upper mantle oxidation state: evidence from olivine-orthopyroxene-ilmenite assemblages // Geophysi. Res. Lett. 1983. V.10. № 5. P. 365-369.

219. Eggler D.H. and Baker D.R. Reduced volatiles in the system C-O-H: implications to mantle melting, fluid formation, and diamond genesis // High-Press. Res. Geoph. Т., 1982. V.12, P. 237-250.

220. Eggler D.H., Mysen B.O., Hoering T.C. and Holloway J.R. The solubility of carbon monoxide in silicate melts at high pressures and its effect on silicate phase relations H Earth. Plan. Scie. Lett. 1979. V.43. № 2. P. 321-322.

221. Ellis D.E. and Wyllie P.J. Hydration and melting in the system MgO-SiCh-^O at pressures up to 100 kbar // Amer. Miner. 1979. V. 64. № 1. P. 41 -48.

222. Ellis D.J. and Green D.H. An experimental study of the effect of Ca upon garnet-clinopyroxene Fe-Mg exchange equilibria// Contrib. Mineral. Petrol. 1979. V.71. № I. P. 1322.

223. Ekdahl E. Early proterozoic Karelian and Svecofennian formations and the evolution of the Ra&he-Ladoga ore zone, based on the Pielavesi area, central Finland // Geol. Soc.Finland. 1993. Bull. 373.137 p.

224. Ernst W.G. Mineralogical study of eclogitic rocks from Alps Arami, Lepontene Alps, Southern Switzerland // J. Petrol. 1977. V. 18. №3. P. 371-398.

225. Ernst W.G. Petrochemical study of lherzolitic rocks from the Western Alps // J. Petrol. 1978. V. 19. №3. P. 341-392.

226. Fei Y., Mysen B.O. and Mao H.-K. Experimental determination of the fQ of graphitediamond-COH buffer up to a pressure of 15 GPA // Carnegie Inst. Wash. Yearb. 1990. V.89. P. 54-58.

227. Ferguson J. and Sheraton J.W. Petrogenesis of kimberlitic rocks and associated xenolites of Southeastern Australia // Boyd F.R. and Meyer H.O.A. (eds.) Proc. 2nd Intern. Kimber. Conf. Amer. Geophys. Union. Washington, 1979. V.l. P. 140-160.

228. Ferguson J., Ellis D.J. and England R.N. Uniquie spinel-garnet lherzolite inclusion in kimberlite from Australia. Geology. 1977. V.5. № 5. P.278-280.

229. Finnerty A.A. and Boyd F.R. Evaluation of thermobarometers for garnet peridotites // Geochim. Cosmochim. Acta. 1984. V.48. № 1. P. 15-27.

230. Frost B.R. Mineral equilibria involving mixed-volatiles in a C-O-H fluid phase: the stabilities of graphite and siderite // Am. J. Scie. 1979. V.279. № 9. P. 1033-1059.

231. Frost B.R. Introduction to oxygen fugacity and its penological importance // Rev. Miner. 1991. V.25. P. 1-9.

232. Ganguly J. Ferromagnesion silicates: order-disorder, kinetics, and phase equilibria. II. Thermodynamics, kinetics, and geological applications // Advanc. Phys. Geochem. 1982. V. 2. Berlin. P. 58-99.

233. Garanin V.FC. and Kudryavtseva G.P. Morphology, physical properties and paragenesis of inclusion-bearing diamonds from Yakutian kimberlites // Lithos. 1990. V.25. №1-3. P. 211-217.

234. Gasparik T. Two-pyroxene thermobarometry with new experimental data in the system Ca0-Mg0-Al203-Si02 // Contrib. Mineral. Petrol. 1984. V. 87. № 1. P. 87-97.

235. Gasparik T. Experimental study of subsolidus phase relations and mixing properties of clynopyroxenes in the silica-saturated system Ca0-Mg0-Al203-Si02 // Amer. Miner. 1986. V. 71. №5/6. P. 686-693.

236. Geiger C.A. Volumes of mixing in alumosilicate garnets: solid solution and strain behavior // Amer. Miner. 2000. V. 85. № 7-8. P. 893-897.

237. Geiger C.A., Newton R.C. and Kleppa O.J. Enthalpy of mixing of synthetic almandine-grossular and almandine-pyrope garnets from high temperature solution calorimetry // Geoch. Cosm. Acta. 1987. V. 51. № 6. P. 1755-1763.

238. Giardini A.A. and Melton C.E. Gases released from natural and synthesis diamonds by gcrushing under high vacuum at 200° C, and their significance to diamond genesis // Fortschr. Mineral. Spec. Iss. 1975. V. 52. P. 455-464.

239. Gogineni V., Melton C.E and Giardiny A.A. Some penological aspects of the Prairie Creek diamond-bearing kimberlite diatreme, Arkansas // Contrib. Mineral. Petrol. 1978. V. 66. №3. P. 251-262.

240. Gorshkov A.I., Titkov S.V., Sivtsov A.V., Bershov L.V. and Marfimin A.S. Native metals Cr, Ni and -Fe in cryptocrystalline diamonds (carbonado) from Yakutia, (abstr.) // 6th Int. Kimb. Conf. Extended Abstr. Novosibirsk, 1995. P. 187.

241. Green Т.Н. and Adam J. Assessment of the garnet-clinopyroxene Fe-Mg exchange thermometer using new experimental data // J. Metam. Geol. 1991. V. 9. № 3. P. 341-347.

242. Gressey G., Schmid R. and Wood B.J. Thermodynamic properties of almandine-grossular garnet solid solutions // Contrib. Mineral. Petrol. 1978. V. 67. № 3-4. P. 397-404.

243. Griffin W.L. and Raheim A. Convergent metamorphic of eclogites and dolerites, Kristiansund area, Norway // Lithos. 1973. V. 6. № 1. P. 21-40.

244. Grutter H.S. and Quadling E. Can sodium in garnet be used to monitor eclogite diamond potential? II J.J. Gurney, L.G. Gurney, M.D. Pascal S.H., S.H. Richardson (Eds.) Proc. 7th Inter. Kimb. Conf. 1999. V. I. P. 314-320.

245. Gudmundson, G. and Wood B.J. Experimental tests of garnet peridoyite oxygen barometry // Contrib. Mineral. Petrol. 1995. V. 119. № 1. P. 56-67.

246. Gurney J.J., Harte B. and Cox K.G. Mantle xenoliths in the Matsoku kimberlite pipe // Phys. Chem. Earth. 1975. V. 9. P. 507-523.

247. Gurney J.J.', Harris I.W. and Rickard R.S. Minerals associated with diamonds from the Roberts Victor mine 11 Komprobst J. (eds.) Kimberlites. Proc. 3th Intem. Kimb. Conf. 1984. V.2. P. 25-32.

248. Gurney J.J., Harris I.W., Rickard R.S. and Moore R.O. Inclusions in Premier mine diamonds // Trans. Geol. Soc. S. Afr. 1985. V.88. № 2. P. 301-310.

249. Haggerty S.E. Diamond in a multy-constrained model // Nature. 1986. V. 320. № 6057. P. 34-38.

250. Haggerty S.E. and Tompkins L.A. Redox state of Earth's upper mantle from kimberlitic ilmenites// Nature. 1983. V.303. № 5915. P. 295-300.

251. Haggerty S.E. and Sauter V. Ultradeep (greater than 300 kilometers), ultramafic upper mantle xenoliths // Science. 1990. V. 248. № 4958. P. 993-996.

252. Harley S.L. An Experimental study of the partitioning of the Fe and Mg between garnet and orthopyroxene // Contrib. Mineral. Petrol. 1984. V. 86. № 2. P. 359-373.

253. Harris J.W. Diamond geology // Field J.E (Ed.) The properties of natural and synthetic diamond. London. Academic Press.1992. P.345-393.

254. Harris J.W. and Gurney J.J. Properties of diamonds. London, 1979.

255. Harris P.G. and Middlemost E.A.K. The evolution of kimberlites // 1969. Lithos. V.3. № 1. P.77-88.

256. Harris N.B.W., Holt R.W. and Drury S.A. Geobarometry, geotermometry and Late Arhean geoterms from the granulite facies terrain of South India // J. Geol. 1982. V. 90. № 5. P. 509-527.

257. Harte B. and Gurney J.J. Evolution of clinopyroxene and garnet in an eclogite nodules from the Roberts Victor kimberlite pipe, South Africa // Phys. Chem. Earth. 1975. V. 9. P. 367-387.

258. Herzberg C.T. Pyroxene geothermometry and geobarometry: experimental and thermodynamic evaluation of some subsolidus phase relations involving pyroxenes in the system Ca0-Mg0-Al203-Si02 // Geoch. Cosm. Acta. 1978. V. 42. № 7. P. 945-957.

259. Herzberg C. and Zhang J. Melting experiments on an hydrous peridotite KLB-1 compositions of magmas in the upper mantle and transition zone // J. Geoph. Res. 1996. V. 101. №B4. P. 8271-8295.

260. Hearn B.C. and McGee F.S. Garnets in Montana diatrems: a key to prospecting for kimberlites // US Geol. Surv. Bull. 1983. V. 1604. P. 36.

261. Heymann D., Wolbach W.S., Chibante L.P.F., Brooks R.R. and Stanlley R.E. // Geoch. Cosm. Acta. 1994. V.58. P. 3531.

262. Hills D.V. and Haggerty S.E. Petrochemistry of eclogites from Koidu kimberlite complex, Sierra Leone // Contrib.Mineral. Petrol. 1989. V. 103. № 4. P. 397-422.

263. Hirsch P.B., Hutchinson J.L. and Tithmarsh J.M. Voidites in diamond: evidence for a crystalline phase containing nitrogen//Electr. Microsc. 1986. V.ll.P. 1703-1704.

264. Holland T.J.B. Activities of components in omphacite solid solutions. An aplication of Landau theory to mixtures // Contrib.Mineral. Petrol. 1990. V. 105. № 4. P. 446-453.

265. Holland T.J.B. and Powell R. An internally consistent thermodynamic data set for phases of penological interest // J. Metam. Geol. 1998. V. 16. № 3. P. 309-344.

266. Holloway J.R. and Reese R.L. The generation of N2-CO2-H2O fluids for use in hydrothermal experimentation. I.Experimental method and equilibrium calculations in the C-O-H-N system // Amer. Mineral. 1974. V. 59. № 5/6. P. 587-597.

267. Jacobson S. and Oscarson N. Experimental determination of fluid compositions in the system C-O-H at at high P and T at low /0j // Geoch. Cosm. Acta. 1990. V. 54. № 2. P. 355362.

268. Jamtveit B. MetamJrphic evolution of the Eiksunddal eclogite complex, Western Norway and some tectonic implications // Contrib.Mineral. Petrol. 1987. V. 95. № 1. P. 82

269. Jamtveit В., Bucher-Nurminen К. and Austrhein H. Fluid controlled eclogitization of granulites in deep crustal shear zones, Bergen arcs, Western Norway // Contrib.Mineral. Petrol. 1990. V. 104. № 2. P. 184-193.

270. Janardan A.S., Newton R.C. and Hansen E.C. The transformation of Amphibole facies gneiss to charnokite on Southern Karnataka and Northern Tamil Nadu, India // Contrib.Mineral. Petrol. 1982. V. 79. № 2. P. 130-149.

271. Jerde E.A., Taylor L.A., Crozaz G. and Sobolev N.V. Diamondiferous eclogites from Yakutia, Siberia: evidence for a diversity of protoliths // Contrib.Mineral. Petrol. 1993. V. 114. №2. P. 189-202.

272. Johnston C.A. and Essene E.J. The formation of garnet in olivine-bearing metagabbros from the Andirocdacks // Contrib.Mineral. Petrol. 1982. V. 8. № 3. P. 240-251.

273. Jonston A.D. An hydrons PT-phase relations of near-primary high-alumina basalt from the South Sandwich Islands. Implications for the origin of island areas and tonalite-trojemite series rocks // Contrib.Mineral. Petrol. 1986. V. 92. № 2. P. 368-382.

274. Kadik A.A. Evolution of Earth's redox state during upwelling of carbon-bearing mantle // Phys. Earth Plan. Int. 1997. V. 100. № 2. P. 157-166.

275. Kaiser W. and Bond W.L. Nitrogen a major impurity in common type 1 diamond // Phys. Rev. 1959. V.l 15. № 4. P. 857-863.

276. Kato T. Melting of basalts of middle-oceanic belts at high pressures in connection with distribution of K, Sr, Pb, Th and U in crystal-liquid system // J.Miner.Petrol.Econ.Geol. 1989. V. 84. №9. P. 321-328.

277. Kaminsky F.V., Zakharchenko O.D., Griffin W.L., Der. Channer D.M. and Khachatryan G.K. Diamonds from the Guaniamo area, Venezuela // Can. Miner. 2000. V. 38. № 6. P. 1347-1370.

278. Kasting J.F., Eggler D.H., Raeburu S.P. Mantle redox evolution and the oxidation state of the Archean atmosphere // J. Geol. 1993. V. 100. № 2. P. 245-257.

279. Kaufman L., Hayes F. and Birnie D. Calculation of quasibinary and quasitemary oxynitride systems // High temp.- high press. 1982. V. 14. P. 619-631.

280. Kienast J.R., Lombardo В., Biino G. and Pinardon J.L. Petrology of very-high-pressure eclogitic rocks from the Brossasco-isasca Complex, Dora-Maria massif, Italian Western Alps //J. Metam. Geol. Special issue. 1991. V. 9. P. 19-34.

281. Kinzeler R.J. Melting of peridotite at pressures approaching the spinel to garnet transition: application to mid-ocean ridge basalt pedogenesis // J. Geoph. Res. 1997. V. 102. №81. P. 853-874.

282. Kopylova M.G., Gurney J.J. and Daniels L.R.M. Mineral inclusions in diamonds from River Ranch kimberlite, Zimbabwe II Contrib. Mineral. Petrol. 1997. V. 129. № 4. P. 366384.

283. Kopylova M.G., Russsell J.K., Cookenboo H. Mapping the lithosphere beneath the North Central slave Craton // J.J. Gurney, L.G. Gurney, M.D. Pascal, S.H. Richardson (Ed.). Proc. 7th Intern. Kimber. Conf. 1999b. V. I. P. 468-479.

284. Kostopaulos D.K., Ioannidos N.M. and Sklavounos S.A. A new occurrence of ultrahigh-pressure metamorphism, Central Macedonian, Northern Greece: evidence from Graphitized diamonds // Int. Geol. Rev. 2000. V. 42. № 6. P. 545-554.

285. Kostopaulos D.K. P-T conditions of eclogites from the central Greek Rhodope UHP9province, northern Greece II Lithos. 2002. (in press)

286. Koziol A.M. Activity-composition relationships of binary Ca-Fe and Ca-Mn garnets determination by reversed, displaced equilibrium experiments // Amer. Miner. 1990. V.75. № 3/4. P. 319-327.

287. Krato H. W. Le role du carbon lineare et spheroidel dans la formation des grains interstellaries // Ann. Phys. 1989. V.14. № 2. P. 169-180.

288. Krogh E.C. Compatible P-T conditions for eclogites and surrounding gneisses in the Kristiansund Area, Western Norway // Contrib. Mineral. Petrol. 1980. V. 75. № 4. p. 387-393.

289. Krogh E.C. The garnet-clinopyroxene Fe-Mg geothermometer a reinterpretation ofexisting experimental data // Contrib. Mineral. Petrol. 1988. V.99. № 1. P. 44-48.ij

290. Krogh E.C. The garnet-clinopyroxene Fe -Mg geothermometer: an apdated calibration // J. Met. Jeol. 2000. V.18. № 2, p.211-219.

291. MacGregor J.D. Mafic and ultramafic xenoliths from Kao kimberlite pipe // Boyd F.R. and Meyer H.O.A. (eds.) The mantle sample. Proc. 2nd Intern. Kimber. Conf. Amer. Geophys. Union. Washington, 1979. V. 2. P. 156-172.

292. MacGregor J.D. The system MgO-AbCb-SiOa: Solubility of А120з in Enstatite for spinel and garnet peridotite compositions // Amer. Mineral. 1974. V. 59. №1/2. P. 110-119.

293. MacGregor I.D. and Manton W.I. Roberts Victor eclogites: ancient oceanic crust // J. Geoph. Res. 1986. V. 91. № B14. P. 14063-14079.

294. Markl G. and Buher K. Proterozoic eclogites from the Lofonten island, Northern Norway // Lithos. 1997. V. 42. № 1-2. P. 15-35.

295. Marx P.C. Pyrrhotine and the origin of terrestrial diamonds // Mineral Mag. 1965.V.38. № 297. P.636-638.

296. Matveev S., Ballhaus C., Fricke K., Truckenbrodt J., Ziegenbein D., Brey G. and Gimis A. Synthesis of C-H-0 fluids at high pressure, (abstr.) // 6th Int. Kimb. Conf. (Extended Abstr.) Novosibirsk, 1995. P. 356-358.

297. McCammon C.A., Chinn I.L., Gurney J.J. and McCallum M.E. Ferric iron content of mineral inclusions in diamonds from George Creek, Colorado determined using Mossbauer spectroscopy // Contrib. Mineral. Petrol. 1998. V.133. № 1. P.30-37.

298. McCandless Т.Е. and Collins D.S. A diamond-graphite eclogite from the Sloan 2 kimberlite, Colorado, U.S.A. // Kimberlites and related rocks. Proc. Fourth Inter. Kimb. Conf., GSA, Spec. Public.,1989. № 14,V. 2, P.1063-1069.

299. Melton C.E. and Giardiny A.A. The composition and significance of gas released fromnatural diamonds from Africa and Brazil // Amer. Miner. 1974. V.59. № 7/8. P. 775-782.

300. Melton C.E. and Giardiny A.A. Experimental results and a theoretical interpretation of gaseous inclusions in Arkansas natural diamonds // Amer. Miner. 1975. V. 60. № 5/6. P. 413417.

301. Mercier J.C.C. Single-pyroxene termobarometry // Tectonophisics. 1980. V. 70. № 1. P. 1-37.

302. Messiga B. and Scambelluri M. Retrograde P-T-t path for the Voltri Massif eclogites (Ligurian Alps, Italy): some tectonic implications // J. Metam. Geol. 1991. V.9. № 1. P.93-109.

303. Meyer H.O.A. Inclusions in diamond // Nixon P.H.(ed.) Mantle xenoliths. New-York. 1987. P.501-522.

304. Mitchell R.H. Geochemistry of magnesian ilmenites from kimberlites in South Africa and Lesotho // Lithos. 1977. Vol. 10. P. 29-37.

305. Mitchell R.H. Garnet lherzolites from the Hanaus-Iand Lourensia kimberlites of Namibia // Contrib. Mineral. Petrol. 1984. V. 86. № 2. P. 178-188.

306. Mitchell R.H Kimberlites and lamproites: primary sources of diamond // Geosc. Canada. 1991. V. 18. № 1. P. 1-16.

307. Mitchell R.H. Melting experiments on a sanidine phlogopite lamproite at 4-7 GPA and their bearing on the sources oflamproitic magmas // J. Petrol. 1995. V. 36. № 5. P. 1455-1474.

308. Moecher D.P., Essene E.L. and Anovitz L.M. Calculation and application of clinopyroxene-garnet-plagioclase-quartz geobarometers // Contrib. Mineral. Petrol. 1988. V. 100. № l.P. 92-106.

309. Moecher D.P. and Chou I.M. Experimental investigation of andradite and hedenbergite equilibria employing the hydrogene sensor technique, with revised estimates of G2°98 for andradite and hedenbergite // Am. Mineral. 1990. V. 75. № 11/12. P. 13271341.

310. Moore R.O. and Gurney J.J. Mineral inclusions in diamond from the Monastery kimberlite, South Africa // Kimberlites and related rocks. Proc. Fourth Inter. Kimb. Conf. GSA. Spec. Public. № 14. 1989. V. 2. P. 1029-1041.

311. Mork M.B.E. In complete high P-T metamorphic transitions within the Kvam soy pyroxenite complex, west Norway a case study of disequilibrium // J. Metam. Geol. 1985. V.3. №3. P. 245-264.

312. Mottana A., Church W.R. and Edgar A.D. Chemistry, Mineralogy and Petrology of an Eclogite from the type locality (Saulpa, Austria) // Contrib. Mineral. Petrol. 1968. V. 18. №4. P. 338-346.

313. Mposkos E.D. and Kostopoulos D.K. Diamond, former coesite and superlistic garnet in metasedimentary rocks from the Greek Rhodope: a new ultrahigh-pressure metamorphic province established// Earth. Plan. Sci. Lett. 2001 .V.l92, № 3/4. P. 497-506.

314. Mukhopadhyay B. Garnet-clinopyroxene geobarometry. The problems, prospects and an approximate solution with some applications //Am. Miner. 1991. V. 76. № 3/4. P. 512-529.

315. Mysen B.O. and Heier K.S. Petrogenesis of eclogites in high graid metamorphic gneisses, exemplified by the Haireidland eclogite, Western Norway // Contrib. Mineral. Petrol. 1972. V. 36. № 1. P. 73-94.

316. Nakamura D. and Banno S. Thermodynamic modelling of sodic pyroxene solid-solution and its application in a garnet-omphacite-kyanite-coesite geothermobarometer for UHP metamorphic rocks // Contrib. Mineral. Petrol. 1997. V. 130, № 1, P. 93-102.

317. Nasda L. and Pekov V. 1993. Ravatite, C4H10, a new organic mineral species from Ravat, Tadjikistan // Eur. J.Miner. 1993. V. 5. P.699-705.

318. Newton R.C. Metamorphic temperatures and pressures of Group В and С eclogites // Geol. Soc. Amer. Mem. 1965. v,164№ 1. P.17-30.

319. Newton R.C., Charlu T.V. and Kleppa O.J. Thermochemistry of high pressure garnets and clinopyroxenes in the system Ca0-Mg0-Al203-Si02 // Geoch. Cosm. Acta. 1977. V.41. № 3. P. 369-377.

320. Newton R.C., Charlu T.V., Andersen P.A.M. and Kleppa O.J. Thermochemistry of synthetic clinopyroxenes on the join CaMgSil206-Mg2Si206 // Geoch. Cosm. Acta. 1979. V. 43. № 1. P. 55-60.

321. Newton R.C.and Haselton H.T. Thermodynamic of the garnet-plagioclase-AbSiOs-quartz geobarometer // Advanc. Phys. Geochemistry. 1981. V. 1. P. 131-147.

322. Newton R.C. and Percins D. 1982. Thermodynamic colibration of geobarometers based on the assemblages garnet-plagioclase-ortopiroxene (clinopiroxene)-quartz // Amer. Mineral. V. 67. № 3/4. P. 203-222.

323. Nickel K.G. and Green D.H. Empirical geothermobarometry for garnet peridotite and implications for the nature of the lithosphere, kimberlites and diamonds // Earth. Planet. Sci. Lett. 1985. V. 73. № 1. P. 158-170.

324. Nimis P. and Taylor W.R. Single clinopyroxene thermobarometry for garnet peridotites. Part I. Calibration and testing of a Cr-in Cpx barometer and an enstatite-in-Cpx thermometer// Contrib. Mineral. Petrol. 2000. V. 139. № 5. P. 541-554.

325. Nixon P.H. and Boyd F.R. Pedogenesis of the granular and sheared ultrabasic nodule suite in kimberlites // Nixon P.H. (ed.) Lesotho kimberlites. Maseru: Lesotho National Development Corporation. 1973a. P. 48-56.

326. Nixon P.H. and Boyd F.R. The Liqhobong intrusions and kimberlitic olivine composition // Nixon, P.H. (ed.) Lesotho kimberlites. Maseru: Lesotho National Development Corporation. 1973b. P. 141-148.

327. О Нага M.J., Saunders M.J. and Mercy E.L.P. Garnet peridotite, possible ultrabasic magmas and eclogite: interpretation of upper mantle processes in kimberlite // Phys. and Chem. Earth. 1975. V.9. P. 571-604.

328. O'Neill H.S. The transition between spinel lherzolite and garnet lherzolite, and its use as a geobarometer // Contrib. Mineral. Petrol. 1981. V. 77. № 2. P. 185-194.

329. O'Neill H.S. and Wall V.J. The olivine-orthopyroxene-spinel oxygen barometer, the nickel precipitation curve, and the oxygen fugacity of the Earth's upper mantle // J. Petrol. 1987. V. 28. №>6. p. 1169-1191.

330. O'Neill H.S. and Wood B.J. An experimental study of Fe-Mg partitioning between garnet and olivine and its calibration as a geothermometer // Contrib. Mineral. Petrol. 1979. V. 70. № 1. P. 59-70.

331. Okay A.I. Petrology of diamond and coesite-bearing metamorphic terrain Dablie Shan, China // Eur. J. Mineral. 1993. V. 5. № 5. P. 659-675.

332. Pal'yanov Yu.N., Sokol A.G., Borzdov Yu.M., Khokhryakov A.F., Sobolev N.V. Diamond formation from mantle carbonate fluids. Nature // 1999. V.400. № 6743. P.417-418.

333. Peltonen P., Kinnunen K. and Huhma H. Petrology of two diamondiferous eclogite xenoliths from the Lahtojoki kimberlite pipe, eastern Finland // Lithos. 2002.V.63. №3-4.P.151-164.

334. Perchuk L.L. and Vaganov V.I. Petrochemical and thermodynamic evidence on the origin of kimberlites // Contrib. Mineral. Petrol. 1980. V.72. № 2. P. 219-228.

335. Perkins D., Holland T.J.B.and Newton R.C. The AI2O3 contents of enstatite in equilibrium with garnet in the system Mg0-Al203-Si02 at 15-40 kbar and 900-1600° С // Contrib. Mineral. Petrol 1981. V. 78. № 1. P. 99-109.

336. Pokhilenko N.P., Pearson D.G., Boyd F.R. and Sobolev N.V. Megacrystalline dunite and peridotites: host for Siberian diamonds // Carnegie Inst. Wash. Yearb. 1991. V. 90. № 2250. P .11-23.

337. Poli S. The amphibolite-eclogite transformation: an experimental study of basalt // Amer. J. Sci. 1993. V. 243. № 10. P. 1061-1107.

338. Pollack H.N. and Chapman D.S. On the regional variation of heat flow, geotherms, and lithospheric thickness // Tectonophysics. 1977. V. 38. № 3/4. P. 279-296.

339. Powell R. and Powell M. Geothermometry and oxygen barometry using coexisting iron-titanium oxides: a reappraisol // Miner. Mag. 1977. V. 41. № 318. P. 257-263.

340. Putirka K. Garnet+liquid equilibrium // Contrib. Mineral. Petrol. 1998. V. 131. № 3. P.273-278.

341. Raheim A. and Green D.H. Experimental determination of the temperature and pressure dependence of the Fe-Mg partition coefficient for coexisting garnet and clinopyroxene // Contrib. Mineral. Petrol. 1974. V. 48. № 3. P. 179-203.

342. Rapp R.P. and Watson E.B. Dehydration melting of metabasalt at 8-32 Kbar: Mantle recycling // J. Petrol. 1995. V. 36. № 4. P. 891-931.

343. Reid A.M., Brown R.W., Dawson I.B., Whittfeld G.G. and Siebert I.C. Garnet and pyroxene composition in some diamondiferous eclogites II Contrib. Mineral. Petrol. 1976. V.58. № 2. P.203-206.

344. Richardson S.H. Latter-day origin of diamonds of eclogitic paragenesis // Nature. 1986. V. 322. № 6080. P. 623-626.

345. Richardson S.H., Gurney J.J., Erlank A.J. and Harris J.W. Origin of diamonds in old enriched mantle // Nature. 1984. V. 310. № 5974. P. 198-202.

346. Richardson S.H., Harris J.W. and Gurney J.J. Three generation of diamonds from old continental mantle // Nature. 1993. V.366. № 6452. P. 256-258.

347. Ringwood A.E., Kesson S.E., Hibberson W. and Ware N. Origin of kimberlites and related magmas // Earth Plan. Sci. Let. 1992. V. 113. № 4. P. 521-538.

348. Robie R.A., Hemingway B.S. and Fisher J.R. Thermodynamic properties of Minerals and related substances at 298.15 К and 1 bar (105 pascals) pressure and at higher temperatures // Geol. Surv. Bull. 1978. V.1452. 456 p.

349. Robinson D.N., Gurney J.J. and Shee S.R. Diamond eclogite and graphite eclogite xenoliths from Orapa, Botswana // Kornprobst J. (eds.) Kimberlites. Proc. 3th Intern. Kimb. Conf. 1984. V.2. P. 11-24.

350. Robinson J.A.C. and Wood B.J. The depth of the spinel to garnet transition at the peridotite solids // Earth Plan. Scie. Lett. 1998. V. 164. № 1-2. P. 277-284.

351. Robinson J.A.C., Wood B.J. and Blundy J.D. The beginning of melting of fertile and depleted peridotite at 1.5 G.Pa // Earth Plan. Scie. Lett. 1998. V. 155. № 1-2. P. 97-111.

352. Rock N.M.S. The nature and origin of ultramafic lamprophyres: alnoites and allied rocks //J.Petrol. 1986. V. 27. № 1. P. 155-196.

353. Sablukov S.M. Petrochemical series of kimberlite rocks of Arkhangelsk Province // 6th Int. Kimb. Conf. Extended Abstr. Novosibirsk, 1995. P. 481-483.

354. Saxena S.K. Two-pyroxene geothermometer: a model with an approximate solution // Amer. Miner. 1976. V. 61. №7/8. P. 643-652.

355. Saxena S.K. Problems of two-pyroxene geothermometry // Earth. Planet. Scci. Lett. 1983. V.65.N°2. P. 382-388.

356. Saxena S.K. Oxidation state of the mantle // Geochim. Cosmohim. Acta 1989. V. 53. №1. P. 89-95.

357. Shrauder M. and Navon О. Solid carbon dioxide in a natural diamond // Nature 1993. V. 365. № 6441. P.42-44.

358. Schulze D.J. Mantle-derived calcite and phlogopite in discrete nodules from Kentucky kimberlites: evidence of primary kimberlitic liquids // EOS. Trans. Am. Geoph. Union. 1981. V.63. P.414.

359. Schumaher J.C. Empirical ferric iron corrections: necessity, assumption, and effects on selected geothermobarometers // Mineral. Mag. 1991. V.55. № 1. P. 3-18.

360. Seckendorff V. and O'Neill H.S.C. An experimental study of Fe-Mg partitioning between olivine and orthopyroxene at 1173, 1273 and 1423K and 1.6 GPA // Contrib. Mineral. Petrol. 1993. V.l 13. № 2. P. 196-207.

361. Sekine T. and Wyllie P.J. The system granite-peridotite-H20 at 30 kbar, with applications to hybridization in Subduction Zone Magmatism // Contrib. Mineral. Petrol. 1982. V. 81. №3. P. 190-202.

362. Selverstone J., Franz G., Thomas S. and Getty S. Fluid variability in 2GPA eclogites as an indicator of fluid behavior during subdaction // Contrib. Mineral. Petrol. 1992. V. 112. №2/3. P. 341-357.

363. Sengupta P., Dasgupta S., Bhattacharya P.K. and Hariya Y. Mixing behavior in quaternary garnet solid solution and an extended Ellis and Green garnet-clinopyroxene geotermomenter // Contrib. Mineral. Petrol. 1989. V. 103. № 2. P. 223-227.

364. Shatsky V.S., Sobolev N.V. and Vavilov M.A. Diamond-bearing metamorphic rocks of the Kokchetav massif (Northern Kazakhstan)// Coleman R.W. and Wang H. (eds.) Cambr. Univ. Press. 1995. P.427-455.

365. Shee S.R. and Gurney J.J. The mineralogy of xenoliths from Orapa, Botswana // Boyd F.R. and Meyer H.O.A. (ed.) The mantle sample. Proc. 2nd Intern. Kimber. Conf. Amer. Geophys. Union. Washington, 1979. V. 2. P. 37-49.

366. Shee S.R., Gurney J.J. and Robinson D.N. Two diamond-bearing peridotite xenoliths from Finsh kimberlite, South Africa// Contrib. Mineral. Petrol. 1982. V.81. № 1. P.148-156.

367. Simakov S.K. Redox state of Earth's upper mantle peridotites under the ancient cratons and its connection with diamond genesis // Geoch. Cosm. Acta. 1998.V.62.№10.P. 18111820.

368. Simakov S.K. Garnet-clinopyroxene geobarometry of deep mantle eclogites and eclogite paleogeotherms // Proc. of 7th Int. Kimb. Conf. Cape Town , 1999. V.2. P. 783-787.

369. Simakov S.K., Taylor L.A. Garnet-clinopyroxene geobarometry of deep mantle eclogites // International Geology Review. 2000. V. 42. № 6. P.534-544.

370. Skinner E.M.W. Contrasting group I and group II kimberlite petrology: towards a genetic model for kimberlites // Ross J.R. (ed.) Kimberlites and related rocks. Proc. 4th Intern. Kimber. Conf. Spec. Publ. Geol. Soc. Aust. № 14. 1986. V. 1. P. 528-544.

371. Smith D. C. Eclogites and eclogite-facies rocks // Elsevier, Amsterdam-Oxford-New York-Tokyo, 1988. 554 p.р 239

372. Smith D.C. Coesite in clinopyroxene in the Caledonites and its implications for geodinamics //Nature. 1984. V. 310. № 5979. P. 641-644.

373. Smith C.B., Gurney G.G. and Skinner E.M.W. Geochemical character of Southern African kimberlites: a new approach based on isotopic constraints // Trans. Geol. Soc. South Africa. 1985. V.88. № 1. P. 63-68.

374. Smyth J.R. and Hatton C.J. A coesite-sanidine grospydite from the Roberts Victor kimberlite // Earth Plan. Scie. Lett. 1977. V.34. N 2. P. 284-290.

375. Smulikowski K. and Smulikowski W. On the porphyroblastic eclogites of the Snicznic mountains in the Polish Sudetes // Chem. Geol. 1985. V. 50. № 1/3. P. 201-222.

376. Snyder G.A., Taylor L.A., Crozaz G„ Halliday A.N., Beard B.L., Sobolev V.N. and Sobolev N.V. The origins of Yakutian eclogite xenoliths // J. Petrology. 1997. V.38. № 1. P. 85-113.

377. Sobolev N.V. and Shatsky V.S. Diamond inclusions in garnets from metamorphic rocks: a new environment for diamond formation // Nature. 1990. V.343. № 6260. P.742-746.

378. Sobolev N.V., Fursenko B.A., Goryainov S.V., J. Shu, R.J. Hemley, H.-k. Mao and Ь F.R. Boyd. Fossilized high pressure from the Earth's deep interior: the coesite-in-diamondbarometer // Proc. Natl. Acad. Sci. USA. 2000. V. 97. № 22. P. 11875-11879.

379. Sobolev N.V., Yefimova E.S., Der Channer D.M., Anderson P.F., Barron K.M. Unusual upper mantle beneath Guaniamo, Guyana shield, Venezuela: evidence from diamond inclusions // Geology. 1998. V. 26. №11. P. 971-974.

380. Sobolev V.N., McCammon C.A., Taylor L.A., Snyder G.A. and Sobolev N.V. Precise Mossbauer milliprobe determination of ferric iron in rock-forming minerals and limitations of electron microprobe analysis // Amer. Mineral. 1999a. V. 84. № 1/2. P.78-85.

381. Sobolev N.V., Yefimova E.S. and Koptil V.I. Mineral inclusions in diamonds in the

382. Northleast of the Yakutian diamondiferous province H J.J. Gurney, L.G. Gurney, M.D. Pascal

383. S.H., S.H. Richardson (Ed.). Proc. 7th Intern. Kimber. Conf. 1999b. V. II. P. 816-822.

384. Sobolev N.V., Sobolev V.N., Snyder G.A., Yefimova E.S. and Taylor L.A. Significance of eclogitic and related parageneses of natural diamonds. Int. Geol. Rev. 1999b. V.41. P.129-140.

385. Spear F.S. and Markussen J.C. Mineral zoning, P-T-X-M phase Relations, and metamorphic evolution of some Andirondack granulites, New York // J. Petrol. 1997. V. 38. № 6. P. 757-783.

386. Spetsius Z.V. To generation of diamonds in eclogite xenoliths from Yakutiya // J.J. Gurney, L.G. Gurney, M.D. Pascal S.H., S.H. Richardson (Eds.). Proc. 7th Intern. Kimber. Conf. 1999. V. 2. P. 823-828.

387. Spencer K.J. and Lindsley D.H. A solution model for coexisting iron-titanium oxides II Amer. Miner. 1981. V. 66, № 11/12. P.l 189-1201.

388. Springer W. and Seek H.A. Partial fusion of granulites at 5 to 15 Kbar: implication for the origin of TTG magmas // Contrib. Mineral. Petrol. 1997. V. 127. № 1. P. 30-45.

389. Stahel T. and Harris J.W. Diamond precipitation and mantle metasomatism evidence from the trace element chemistryof silicate inclusions in diamonds from Akwatia, Ghana II Contrib. Mineral. Petrol. 1997. V. 129. № 2-3. P. 143-154.

390. Stahel Т., Harris J.W. and Brey G.P. Rare and unusual mineral inclusions in diamonds from Mwadui, Tanzania//Contrib. Mineral. Petrol. 1998. V. 132. № 1. P. 34-47.

391. Stahel Т., Harris J.W. and Brey G.P. REE parterns of peridotitic and eclogitic inclusions in diamonds from Mwadui (Tanzania) // J.J. Gurney, L.G. Gurney, M.D. Pascal S.H., S.H. Richardson (Ed.). Proc. 7th Intern. Kimber. Conf. 1999. V. II. P. 829-835.

392. Stahel Т., Brey G.P. and Harris J.W. Kankan diamonds (Guinea). I: from the lithosphere down to the transition zone // Contrib. Mineral. Petrol. 2000. V. 140. № 1. P.l-15.

393. Stephens W.E. and Dawson J.B. Statistical comparison between pyroxenes from kimberlites and their associated xenoliths // J.Geol. 1977. V.85. P.433-449.

394. Strong H.M. Catalitic effects in the transformations of graphite to diamond // J. Chem. Phys. 1963. V.39. № 8. P.2057-2062.

395. Sweeney R.J. Carbonatite melt compositions in the Earth's mantle // Earth Plan. Sci. Lett. 1994. V. 128. № 3/4. P.259-270.

396. Taylor L.A., Snyder G.A., Crozaz G., Sobolev V.N., Yefimova E.S. and Sobolev N.V. Eclogite inclusions in diamonds evidence of complex mantle processes over time // Earth Plan. Sci. Let. 1996. V.142. № 7/8. P.535-551.

397. Taylor W.R. An experimental test of some geothermometer and geobarometer formulations for upper mantle peridotites with application to the thermobarometry of fertile Iherzolite and garnet websterite //N. Jb. Miner. Abh. 1998. V.172. № 2/3. P.381-408.

398. Taylor W.R. and Green D.H. The petrogenetic role of methane: Effects on liquid ' phase relations and the solubility of reduced C-O-H volotalies // B.O. Mysen (ed.). Magmatic Processes. Physico-chemical principles. Geochem. Soc. London, 1987. P.121-138.

399. Taylor W.R. and Green D.H. The role of reduced C-O-H fluids in mantle partial melting // Ross J.R. (ed.). Kimberlites and related rocks. Proc. 4th Intern. Kimber. Conf. Spec. Publ. Geol. Soc. Aust. N 14.1989. V. 1. P.592-602.

400. Thelin P., Sartori M., Lengeler R., Schaerer J.-P. Eclogites of Paleozoic on early Alpine age in the basement of the Penninic Sivier-Mischabel nappe, Wails, Switzerland // Lithos. 1990. V. 25. № 1-3. P. 71-88.

401. Viljoen K.S., Phillips D., Harris J.W. and Robinson D.N. Mineral inclusions in diamonds from the Veneta kimberlites, South Africa // J.J.Gurney, L.G. Gumey, M.D. Pascal S.H., S.H. Richardson (Ed.) Proc. VIIth Int. Kimb. Conf. 1999. V. II. P. 888-895.

402. Walter M.J. Melting of garnet peridotite and the origin of komateite and depleted lithosphere // J. Petrol. 1998. V. 39. № 1. P. 29-60.

403. Walter M.J. and Presnall D.C. Meltimg Behavior of simplified herzolite in the system Ca0-Mg0-Si02-Na20 from 7 to 35 kbar // J. Petrol. 1994. V. 35. № 2. P. 329-359.

404. Wang X., Jing Y., Lion J.G., Pan G., Xia M., Maruyama S. Field occurrences and petrology of eclogites from the Dabie Mountains, Anhui, central China // Lithos. 1990. V. 25. № 1-3. P. 119-131.

405. Wells P.R.A. Pyroxene thermobarometry in simple and complex systems // Contrib. Mineral. Petrol. 1977. V. 62. № 2. P. 129-139.

406. Wells P.R.A. Chemical and thermal evolution of Archean sialic crust, Southern West Greenland // J. Petrol. 1979. V. 20. № 2. P. 187-226.

407. Wilding M.C. et al. Evidence for a deep Origin of Sao Luiz Diamonds (abstr.) // 5th Int. Kimb. Conf., Brazilia. (Extended Abstr.) CPRM Spec. Publ. 2/91. 1991. P. 456458.

408. Wiser N.M. and Wood В J. Experimental determination of activities in Fe-Mg olivine at 1400° K// Contrib. Mineral. Petrol. 1991. V. 108. № 1-2. P. 146-153.

409. Woermann E. and Rosenhauer M. Fluid phases and redox state of the Earth's mantle. Extrapolations based on experimental, phase theoretical and penological data // Fortschr. Mineral. 1985. V. 63. № 2. P. 263-349

410. Wood B.J. Thermodynamics of multicomponent systems containing several solid solutions // Rev. Miner. 1987. V. 17. P. 71-96.

411. Wood B.J. and Banno S. Gamet-orthopyroxene and orthopyroxene-clinopyroxene relationships in simple and complex systems // Contrib. Mineral. Petrol. 1973. V. 42. № 2.P. 109-124.

412. Wood B.J. and Henderson C.M.B. Composition and unit cell parameters of synthetic non-stoichiometric tschermakitic clinopyroxenes // Amer. Min. 1978. V. 63. № 1/2. P. 66-72.

413. Wood B.J. and Nickols J. The thermodynamic properties of reciprocal solid solutions' // Contrib. Mineral. Petrol. 1978. V. 66. № 4. P. 389-400.

414. Wood B.J., Bryndzia L.T. and Jonson K.E. Mantle oxidation state and its relationship to tectonic environment and fluid speciation // Science. 1990. V. 248. № 4953. P. 337-345.

415. Woodland A.B. and O'Neill H.S.C. Synthesis and stability of Fe3Fe2Si30l2 garnet and phase relations with Fe3Al2Si30i2-Fe3Fe2Si30i2 solutions // Am, Mineral. 1993. V. 78. №9/10. P. 1002-1015.

416. Wyllie P.J. Mantle fluid compositions buffered by carbonates in peridotite-C02-H20 Hi. Geol. 1977. V. 85. №2. P. 187-207.

417. Wyllie P.J. The genesis of kimberlites and some low-Si02, high-alkali magmas // Ross J.R. (ed.) Kimberlites and related rocks. Proc. 4th Intern. Kimber. Conf. Spec. Publ. Geol. Soc. Aust. № 14. 1987. V.l. P. 603-615.

418. Xu Shutong, Okay A.I., Ji Shouyuan, Sengor A.M.C., Su Wen, Lui Yican, Jiang Laiii. Diamond from the Dabia Shan metamorphic rocks and its implication for tectonic setting // Science. 1992. V.256. № 50536. P. 80-82.

419. Yaxley G.M. Phase relations of carbonated eclogite under upper mantle PT conditions implications for carbonatite petrogenesis // J.J. Gurney, L.G. Gurney, M.D. Pascal S.H., S.H. Richardson (Ed.) Proc. 4th Intern. Kimber. Conf. 1999. V. II. P. 933-939.

420. Yaxley G.M. and Green D.H. Experimental demonstration of refractory carbonate-bearing eclogite and siliceous melt in the subduction regime // Earth Plan. Sci. Let. 1994. V. 128. №3/4. P. 313-325.

421. Zhang J. and Herzberg C. Melting experiments on an hydrous peridotite KLB-1 from 5.0 to 22.56 Gpa // J Geoph. Res. 1994. V. 99. № 139. № B9. P. 17729-17742.

422. Zhang Z. and Saxena S.K. Thermodynamic properties of andradite and application to skarn with coexisting andradite and hedenbergite // Contrib. Mineral. Petrol. 1991. V. 107. № 2. P. 255-263.

423. Zidanov N.G. and Nenova P.I. Basic and ultrabasic rocks and related eclogites from the Serbo-Macedonian massif (South-Western Bulgaria) // Geol. Soc. Grecce. Sp.Publ. 1995. № 4, P. 619-626.

Информация о работе

Симаков, Сергей Кириллович
доктора геолого-минералогических наук
Москва, 2003
ВАК 04.00.08

Диссертация

Физико-химические условия образования алмазоносных парагенезисов эклогитов - тема диссертации по геологии, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы