Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Генетическое значение гранат-клинопироксеновых парагенезисов из кимберлитовых трубок Якутской алмазоносной провинции

ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Генетическое значение гранат-клинопироксеновых парагенезисов из кимберлитовых трубок Якутской алмазоносной провинции"

Московский Государственный университет им. М. В. Ломоносова ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ФАКУЛЬТЕТ, КАФЕДРА ПЕТРОЛОГИИ

На правах рукописи УДК 552.4+549.211

БОБРОВ Андрей Викторович

ГЕНЕТИЧЕСКОЕ ЗНАЧЕНИЕ ГРАНАТ-КЛИНОПИРОКСЕНОВЫХ ПАРАГЕНЕЗИСОВ

ИЗ КИМБЕРЛИТОВЫХ ТРУБОК ЯКУТСКОЙ АЛМАЗОНОСНОЙ ПРОВИНЦИИ

Специальность 04.00.08 - петрология, вулканология

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Москва -1997

Работа выполнена на кафедрах петрологии и минералогии геологического факультета Московского Государственного университета им. М.В.Ломоносова

Научные руководители: академик РАН, доктор геолого-минералогических наук, профессор А.А. Маракушев (МГУ)

доктор геолого-минералогических наук Г.П.Кудрявцева (МГУ)

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук Н.Н.Перцев (ИГЕМ РАН)

доктор химических наук Ю.А.Литвин (ИЭМ РАН)

Ведущая организация: Геологический факультет Санкт-Петербургского Государственного университета

Защита состоится "2Г ноября 1997 года в 14 час. 30 мин. в ауд. 608 на заседании диссертационного Совета К.053.05.08 по петрографии, геохимии и геохимическим методам поисков месторождений полезных ископаемых геологического факультета Московского Государственного университета. Адрес: 119899, Москва, Воробьевы горы, МГУ, геологический факультет. С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке геологического факультета МГУ (зона "А", 6 этаж).

Ученый секретарь диссертационного Совета,

старший научный сотрудник ^ ¿^А.М.Батанова

1997 года

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность исследований. К настоящему времени накоплен огромный материал по составу минералов, образующих включения в кристаллах алмаза и срастания с ними, а также слагающих алмазоносные породы, среди которых выделяются пиро-повые перидотиты, гранатовые пироксениты и эклогиты. Этот материал систематизирован в многочисленных публикациях (Соболев, 1974; Глубинные ксенолиты..., 1975; Соловьева и др., 1994; Буланова и др., 1993; Специус, Серенко, 1990; Гаранин и др., 1991; Геология и генезис..., 1989; Харькив, 1994; Jaques et al., 1986; Mantle xenoiiths, 1987; Meyer, Tsai, 1976), авторы которых разрабатывают концепции о генетической связи алмаза с глубинными гранат-клинопироксеновыми парагенезисами.

Многими геологами нодули алмазоносных пироповых перидотитов, гранатовых пироксенитов и эклогитов, содержащиеся в кимберлитах и лампроитах, рассматриваются как ксенолиты, отторгнутые от различных слоев верхней мантии (Глубинные ксенолиты..., 1975; Соболев, 1974; Уханов и др., 1988; Харькив, 1994). Вулканические аппараты кимберлитов и лампроитов в такой трактовке интерпретируются как своеобразные природные скважины, поставляющие на поверхность Земли образцы пород с различных горизонтов верхней мантии. При этом петрографическое разнообразие глубинных включений и вариации их относительной распространенности от трубки к трубке и от района к району объясняются с позиций неоднородности литосферной мантии б пределах кимберлитовых провинций (Уханов и др., 1988).

В последние годы детальными минералого-петрологичес-кими исследованиями алмазоносных пород (пироповых перидотитов, гранатовых пироксенитов и эклогитов), образующих включения в кимберлитах и лампроитах, выявлена их полифациаль-ная интрузивная природа (Маракушев, 1985; Маракушев и др., 1994; 1997).

Для доказательства этой концепции предпринято исследование алмазоносных пород по стадиям их формирования на различных уровнях глубинности, начиная с глубин алмазоносной мантии (по минеральным включениям в алмазе), на более высоких мантийных уровнях и в земной коре. Такой подход, составляющий основу диссертации, представляет современный аспект исследования не только алмазоносных, но и всех других магма-

тических пород, генетически связанных с мантийными магматическими очагами.

Цель исследований. Целью работы было изучение генезиса гранат-клинопироксеновых алмазоносных пород кимберлито-вых и лампроитовых трубок, выявление стадийности их образования и, в практическом аспекте, разработка минералого-петрологических критериев их отличия от пород, не содержащих алмаз (генетически связанных с мантийными очагами, расположенными за пределами алмазной фации глубинности).

В соответствии с этим были поставлены следующие задачи:

1. Анализ состава минеральных включений (главным образом, граната и клинопироксена) в кристаллах алмаза из различных кимберлитовых и лампроитовых трубок.

2. Изучение петрографических и минералогических особенностей нодулей глубинных пород в кимберлитовых трубках, выделение типов нодулей;

3. Сопоставление состава гранатов и клинопироксенов, включенных в кристаллы алмаза и слагающих нодули мантийных пород, .в'том числе алмазоносных.

4. Оценка термодинамических условий образования серии гранат-клинопироксеновых включений в кристаллах алмаза и выявление их типоморфных особенностей.

.5. Изучение минеральных ассоциаций гранат-клинопироксеновых пород, образовавшихся за пределами алмазной фации глубинности.

Научная новизна работы. Впервые в мировой практике изучения гранат-клинопироксеновых пород алмазоносных трубок на обширном минералого-петрографическом материале была подтверждена их полифациальная природа, отражающая стадии их образования на различных уровнях мантии и в земной коре. На этой основе впервые получил освещение сложный генезис этих пород и раскрыта специфика их алмазоносности, связанная только с начальным этапом их формирования в алмазоносной мантии.

Основные защищаемые положения.

1. Устанавливается индикаторное значение гранат-клинопироксеновых пород, составы минералов в которых и фазовое соответствие (наклоны коннод на диаграммах) специфичны для эклогитов, гранатовых клинопироксенитов и пироповых пери-

дотитов. По этому критерию выделяются три типа магм, не связанных взаимопереходами, что отражает первичную расслоен-ность магматических очагов, в которых происходила кристаллизация алмаза.

2. Гранат-кпинопироксеновая ассоциация в магматических очагах алмазной фации глубинности представляет собой котек-тику, температура которой (950-1250°С) понижается с увеличением парциального давления Н20 во флюидах.

3. Полифациальность алмазоносных пород прослеживается во всех их типах - пироповых перидотитах, гранатовых пироксе-нитах и зклогитах, что доказывается сочетанием пиропов и хромшпинелей с различным содержанием хрома в пироповых перидотитах и клинопироксенов с различным содержанием калия в зклогитах и гранатовых пироксенитах.

4. Крайним проявлением полифациальности гранат-клинопироксеновых пород в кимберлитовых трубках является образование их плагиоклазовых разновидностей, которые традиционно относились к полностью коровым проявлениям. Однако обнаружение в них клинопироксенов с содержанием до 0,5 мас.% К20 указывает на ранний этап их кристаллизации в глубинных мантийных очагах. Это объясняет находки алмаза в этих породах.

Практическая значимость работы. С позиций полифациальности алмазоносных пород объясняются находки алмаза в плагиоклазовых зклогитах, габбро, базальтах, а также в метаморфических породах складчатых комплексов. Показано, что алмаз и его минералы-спутники образуются только на начальной стадии формирования гранат-клинопироксеновых пород (в алмазоносной мантии), совмещаясь затем с низкобарными ассоциациями алмазоносных пород. Этим определяется особый подход к поисковым критериям алмазоносности пород, которая надежно устанавливается лишь на основе выявления их многоэтапного формирования на различных уровнях глубинности.

Фактическая основа и методы исследований. Фактическую основу работы составили данные исследований, выполненных автором в 1992-1997 гг. на каменном материале из трубок Удачная, Мир и Сытыканская. Исследовались нодули гранат-клинопироксеновых пород из кимберлитовых трубок Удачная и Мир, предоставленные В.К.Гараниным, Харамайского поля, предоставленные А.Ф. Черенковой, а также алмазоносные эклогиты

из коллекции AK "Алмазы России - Саха", предоставленные С.М.Безбородовым. Использованы опубликованные в литературе результаты детального изучения состава включений в кристаллах алмаза, выполненного Н.В.Соболевым с соавторами (1972, 1974, 1976, 1983), Г.П.Булановой с соавторами (1986, 1988 1993), J.Gurney et al. (1985, 1995) и M.Prinz et al. (1975).

В работе применялся комплекс минералого-петрографических методов, включающий в себя исследования структурно-текстурных особенностей пород, их минерального состава, парагенетический анализ, изучение зональности сосуществующих породообразующих минералов путем проведения топохимического профилирования, минералогическую геотермо-барометрию, оптическую спектроскопию. Оценки термодинамических параметров формирования гранат-клинопироксеновых парагенезисов производились с использованием согласованной системы термометров и барометров применительно к алмазной фации глубинности (Никитина, 1993), основанной на гранат-клинопироксеновом (Ellis, Green, 1979; Powell, 1985) и гранат-ортопироксеновом (Аранович, Косякова, 1989) равновесиях.

Выводы автора базируются на основе изучения около 150 нодулей из кимберлитовых трубок Якутской алмазоносной провинции. Для них было выполнено более 1000 анализов минералов на растровых электронных микроскопах JSM-820 и Camscan с энерго-дисперсионным анализатором Link.

Апробация работы. Результаты исследований, положенные в основу диссертации, докладывались на Международном Геологическом Конгрессе в Пекине (1996), на чтениях памяти И.Ф.Трусовой (1995, 1996), организованных МГГА, на Всероссийской конференции по моделированию геологических систем и процессов в Перми (1996), на Международных конференциях студентов и аспирантов по фундаментальным наукам (МГУ, 1995, 1996). По теме диссертации опубликовано 8 работ (3 статьи и 5 тезисов докладов на международных и всероссийских научных конференциях).

Объем работы. Диссертация состоит из введения, пяти глав и заключения, изложенных на 168 страницах текста, который сопровождается 57 рисунками, 18 таблицами и списком литературы из 144 наименований.

Благодарности. Автор выражает глубокую благодарность академику А.А.Маракушеву и доктору геолого-минералогических наук Г.П.Кудрявцевой за постоянную заботу, помощь и консультации при обсуждении различных вопросов, возникших при разработке темы диссертации. Автор также благодарен канд. геол.-мин. наук В.К.Гаранину за предоставленные материалы для исследования, консультации и большую помощь в процессе выполнения работы, А.Ф. Черенковой за предоставление образцов пи-роповых перидотитов из кимберлитов Харамайского поля.

На разных этапах работы автор обсуждал отдельные ее аспекты и пользовался консультациями Л.Л.Перчука, ИАЗотова, С.Б.Тальниковой, А.Ф.Черенковой, В.Г.Черенкова, Т.В.Посуховой, Е.Р.Васильевой, ДАВарламова. В фотографировании алмазоносных пород большая помощь была оказана М.А.Богомоловым. Всем им автор выражает глубокую признательность за ценные советы и замечания по существу работы.

Автор выражает особую благодарность заведующему лабораторией локальных методов исследования вещества МГУ Л.Б.Грановскому и ее сотрудникам Н.Н.Коротаевой и Е.В.Гусевой.

Символы минералов: АЬ - альбит, СРх - клинопироксен, Сгп -корунд, Сз - коэсит, О -алмаз, в - графит, Сг - гранат, М -жадеит, Ку - кианит, 01 - оливин, ОРх - ортопироксен, Р1 - плагиоклаз, О - кварц, Бр1 - хромшлинель.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

Во введении обосновывается актуальность темы, сформулированы цель, задачи, научное и практическое значение работы.

Глава I. Систематика гранат-клинопироксеновых пород из кимберлитовых трубок

В кимберлитовых и лампроитовых трубках собственно алмазоносными породами (материнскими по отношению к алмазу) являются пироповые перидотиты, гранатовые пироксениты и эклогиты, которые находятся в них в виде нодулей, а также в дезинтегрированном состоянии. Родственность этих пород и алмаза, находящегося в них, доказывается наличием минералов этих пород и характерных для них парагенезисов в виде кристаллических включений в алмазе. На основе этих включений кри-

сталлы алмаза тоже подразделяются на типы - перидотитовый, пироксенитовый и эклогитовый.

По особенностям минерального состава и химизма в каждом из этих типов выделяются определенные серии. Главным критерием для их разделения служит железистость, по которой различаются парагенезисы железистой, магнезиально-железистой и магнезиальной серий. Дополнительным критерием для отнесения парагенезиса к определенной серии может служить присутствие в них тех или иных рудных минералов (рутила, ильменита, кианита и др.).

Среди рассматриваемых в работе групп гранат-клинопироксеновых нодулей в кимберлитовых трубках важнейшими являются алмазоносные породы различного состава. Наиболее распространены нодули алмазоносных эклогитов, число находок которых в несколько раз превышает количество ультра-базитов, содержащих алмаз. В кимберлитовых трубках Якутии к настоящему времени в литературе описано всего 155 нодулей с алмазом, из них на долю эклогитов приходится 130 образцов (Буланова и др., 1993), причем соотношение эклогитовых и ультраосновных пород, содержащих алмаз, изменяется от месторождения к месторождению.

Среди нодулей алмазоносных ультраосновных пород по минеральному составу выделены гарцбургит-дунитовый и лерцоли-товый (с ильменитом) парагенезисы (Соболев и др., 1969; Соболев, 1974; Похиленко и др., 1976; Пономаренко, 1977; Соболев и др., 1984). Лерцолитовый парагенезис алмазоносных нодулей установлен только в двух случаях - в трубках Мир и Удачная.

Преобладающее количество нодулей ультраосновных пород в кимберлитах не содержит алмаза, т.е относится к графит-пироповой фации глубинности.

Эклогиты характеризуются широким разнообразием разновидностей. По петрохимическим особенностям они подразделяются на три группы: железистые (рутиловые), магнезиально-железистые и высокоглиноземистые. В свою очередь среди маг-незиально-железистых выделяются биминеральные и коэсито-вые (Соболев и др., 1976; Ефимова, Соболев, 1977). Коэситовый парагенезис был установлен в двух алмазоносных нодулях из кимберлитов Якутии А.И.Пономаренко и З.В.Специусом (1978).

Высокоглиноземистая группа эклогитов представлена корундовыми (Rickwood, Mathias, 1970; Meyer, Gübelin, 1981) и киани-товыми эклогитами (Switzer, Melson, 1969; Prinz et al., 1975) и гроспидитами (Соболев, 1933). Последний парагенезис характеризуется тем, что гранат в нем содержит свыше 50 мол.% гроссу-лярового минала. Практически для всех этих типов имеются аналоги среди включений в алмазе (Соболев, 1983).

Гранатовые пироксениты (Пономаренко и др., 1980) являются переходным типом между пироповыми перидотитами и эклогитами, отличаясь от первых отсутствием оливина (Соболев, 1983) и низкими содержаниями жадеитового компонента в клинопиро-ксене и гроссулярового компонента в гранате - от вторых.

Отмечаются некоторые общие закономерности в распределении минералов алмазного парагенезиса. Среди минералов ультраосновного парагенезиса (как включений в алмазе, так и в нодулях перидотитов) наименее распространен клинопироксен. В эклогитовой серии минералов алмазоносных нодулей гранат встречается чаще клинопироксена, тогда как среди включений в алмазе наблюдается обратная картина (Буланова и др., 1993).

Таким образом, гранат-клинопироксеновыэ породы во всех известных кимберлитовых трубках характеризуются сочетанием трех типов парагенезисов: пироповьх перидотитов, гранатовых пироксенитов и эклогитов.

Глава II. Минералого-петрографическая характеристика гранат-клинопироксеновых пород

В этой главе приведены данные изучения гранат-клинопироксеновых пород из кимберлитозой трубки Удачная Далдыно-Алакитского поля, ряда трубок Харамайского поля и из других объектов.

Пироповыв перидотиты. Изученные нодули гранат-клинопироксеновых пород ультраосновного состава не содержат алмаза. В состав пород входят гранат (существенно пиропового состава), оливин, клино- и ортопироксены, хромшпинель, в качестве акцессорных минералов присутствуют ильменит, рутил, сульфиды пирротин-пентландитового ряда.

Пироповые перидотиты из трубки Удачная представляют собой породы с массивной текстурой, порфировидной структурой, обусловленной наличием крупных (до 9 мм) зерен граната в

матрице, сложенной серпентинизированным оливином, кпино- и ортопироксенами.

Гранат имеет существенно пироповый состав (67-73 мол.%) и характеризуется повышенными содержаниями ТЮ2 (до 1,04 мас.%), Сг203 (до 3,73 мас.%) и FeO (до 12,75 мас.%). Концентрации СаО варьируют от 4,63 до 5,84 мас.%. Для крупных зерен установлена слабая зональность: от центра к периферии возрастают содержания кальция и титана и снижаются - хрома. По особенностям химизма гранат относится к минералу лерцолито-вого парагенезиса (Гаранин и др., 1991).

В клинопироксенах пироповых перидотитов преобладает диопсидовый минал (более 60 мол.%). Характерны повышенные концентрации FeO (до 5,59 мас.%) и примесь Сг203 (до 1,16 мас.%).

По составу минералов пироповые перидотиты трубки Удачная относятся к магнезиально-железистой серии. Получены следующие термодинамические параметры формирования пород: Р=30-35 кбар, Т=1020-1210°С, т.е они относятся к графит-пироповой фации глубинности.

Порфировидный облик пород и химизм породообразующих минералов придает им сходство с классическими гранатовыми перидотитами из расслоенного интрузива Кутна Гора (Чехия), где эти породы образуют мощные пластовые тела (Fiala, 1965).

Гранат-клинопироксеновые породы из кимберлитов Хара-майского поля представлены гранатовыми лерцолитами и веб-стеритами. Породы имеют гранобластовую структуру и несут отчетливые следы деформаций, что позволяет отнести их к группе катакпазированных пироповых перидотитов (Бобриевич и др., 1964; Boyd, 1984). Для них характерна такситовая текстура, обусловленная неравномерным распределением граната и хромшпи-нели. В вебстеритах в качестве акцессорного минерала присутствует рутил. В одном образце гранатового вебстерита отмечена полосчатая текстура, обусловленная чередованием участков гранатового и пироксенового состава. Подобные образования В.С.Соболевым с соавторами (1964) были названы гранатизиро-ванными перидотитами.

Составы граната и клинопироксена из пироповых перидотитов Харамайского поля показаны на рис. 1, а, б.

Гранат альмандин (15-20 мол.%) - пиропсвсго (60-65 мол.%) ряда характеризуется однородным составом (отсутствием зональности), повышенными содержаниями Сг20з (до 8,60 мас.%), СаО (до 6,35 мас.%). Для минерала характерны умеренные содержания РеО (10,14-11,72 мас.%) и незначительные примеси титана и марганца.

Клинопироксен характеризуется высокими содержаниями диопсидового минала (до 89 мол.%) и низким содержанием Сг203 (0,18-0,92 мас.%). В минерале отмечены низкие концентрации А1203 (1,45-2,64 мас.%), №20 (0,96-2,57 мас.%) и РеО (1,57-2,42 мас.%).

По составу минералов пироповые перидотиты из кимберлитов Харамайского поля относятся к магнезиальной серии.

Для катаклазированных пироповых перидотитов получены более высокие оценки температур образования - Т=1000-1170°С при Р=35-40 кбар, что хорошо соотносится с данными Л.В.Соловьевой с соавторами (1994).

Гранатовыа нпинапирохсениты, эклогиты и гроспи-биты. Изучена коллекция алмазоносных гранат-клинопироксеновых пород из трубки Удачная, представленная 40 нодулями.

По составу большинство из них относятся к эклогитам и лишь 6 образцов отнесены к гранатовым пироксенитам.

Все они имеют округло-овальную форму с размером до 6 см по длинной оси. Породы средне- и крупнозернистые, сложены крупными округлыми зернами граната, помещенными в клинопи-роксеновую матрицу. Структура пород гранобластовая, реже порфиробластовая, иногда с элементами катаклазированной, текстура массивная.

На поверхности нодулей в виде кристаллов и агрегатов выступают крупные (до 11 мм) алмазы, обычно имеющие октаэдри-ческую форму. Количество алмазов в породах может варьировать в значительных пределах (от монокристаллов до незакономерных сростков, сложенных многочислеными окгаэдрическими кристаллами) и не зависит от размера нодулей.

По минеральному составу среди алмазоносных зклогитов были выделены высококальциевые глиноземистые (кианитовые) и магнезиально-железистые типы.

ai2S3 ivfgo

Рис. 1. Гранат (1,3,5)-клинопироксеновые (2,4,6) парагенезисы из алмазоносных эклогитов и клинопироксенитов трубки Удачная (1,2), кианитовых эклогитов и гроспидитов трубки Удачная (Пономаренко и др., 1976) (3,4), пироловых перидотитов Харамайского поля (5,6, с использованием данных А.Ф.Черенковой). Обведены поля состава клинопироксена (а) и граната (б) из пироповых перидотитов (I), гранатовых пироксенитов (II), Mg-Fe (III), кианитовых (III") эклогитов и гроспидитов (IV). Стрелкой показана эволюция состава зонального зерна граната (рис. 16).

Основные породообразующие минералы эклогитов: гранат гроссуляр-альмандин-пиропозого ряда и омфацит; акцессорные минералы - сульфиды пирротиновой группы, а также рутил и ильменит (в магнезиально-железистых эклогитах), дистен и корунд (в высококальциевых глиноземистых эклогитах).

Состав сосуществующих гранатов и клинопироксенов из алмазоносных гранатовых пироксенитов и эклогитов показан на рис. 1, а, б.

Гранаты из клинопироксенитов имеют следующие вариации состава (мае. %): 42,3-42,6 ЭЮ2; 0,3-0,4 ТЮ2; 22,8-23,3 А1203; 7,99,1 РеО; 0,3-0,4 МпО; 19,2-21,1 МдО; 3,0-6,1 СаО; 0,1-0,2 N820; из магнезиально-железистых эклогитов: 38,7-42,5 ЭЮ2; 0,1-0,6 ТЮ2; 20,6-22,9 А1203; 7,8-21,6 РеО; 0,1-0,4 МпО; 7,6-19,5 МдО; 2,4-11,7 СаО; 0-0,5 №20; из кианитовых эклогитов: 39,0-41,6 ЗЮ2; 0,2-0,6 ТЮ2; 20,5-23,1 А1203; 6,5-15,0 РеО; 0-0,5 МпО; 7,8-13,9 МдО; 8,719,3 СаО; 0-0,6 №20. По классификации В.К.Гаранина с соавторами (1991) гранаты из изученных пород попадают в 5 химико-генетических групп: 18 (высокоалмазоносные высокотитанистые Мд-Ре эклогиты, 10%), 19 (среднеалмазоносные ильменит-рутиловые Мд-Ре эклогиты, 24%), 20 (высокоалмазоносные Мд-Ре биминеральные эклогиты, 24%), 21 (слабоалмазоносные высокоглиноземистые эклогиты, 38%) и 24 (слабоалмазоносные Мд ильменит-рутиловые эклогиты, 4%).

Гранаты незенальны, лишь в отдельных случаях для крупных (>3 мм) зерен выявляется следующая зональность (центр-край, мас.%): 13,0-19,5 МдО, 16,5-9,1 РеО, 5,8-4,9 СаО. Схема зональности одного из зерен граната показана на рис. 1, б.

В Целом для изученных гранатов отмечается сходство с составом гранатов эклогитового парагенезиса, включенных в алмаз. Однако оптико-спектроскопическое исследование эклогитов показало присутствие полосы поглощения 23100-23300 см"1, связанной с ионами Ре3+, тогда как результаты оптико-спектроскопического исследования включений граната в алмазах эклогитового парагенезиса (Мацюк и др., 1990; Соболев и др., 1986) показали ведущую роль оптически активных центров Ре2\лц - "П4^ в окраске гранатов и отсутствие полос поглощения, связанных с Ре3+. Это доказывает, что формирование алмаза происходило в более восстановительных условиях по сравнению с вмещающим его зклогитом.

Составы клинопироксенов, в целом, отличаются постоянством, варьируя по содержанию Mg, Fe и AI (в мае. %): 55,3155,77 Si02; 0,21-0,59 ТЮ2; 9,31-12,18 Al203; 0-0,17 Сг203; 3,47-5,24 FeO; 0-0,17 МпО; 8,30-10,34 МдО; 10,88-13,45 СаО; 6,33-7,72 Na20; 0,04-0,41 К20. Зональности в клинопироксенах не обнаружено. Обращают на себя внимания пониженные содержания К по сравнению с клинопироксенами, включенными в алмаз (0,2-1,2 мас.% К20).

Выполненные оценки термодинамических условий формирования гранат-клинопироксеновых пород демонстрируют довольно широкие вариации температур и давлений, максимальные значения которых получены для гранатовых клинопироксе-нитов (Р=55 кбар, Т=1250°С). Для остальных пород были получены следующие значения: ильменит-рутиловые Mg-Fe эклогиты -Р=38-43 кбар, Т=970-1100°С; биминеральные Mg-Fe эклогиты -Р=41-50 кбар, Т=980-1170°С; высокоглиноземистые (кианитовые) эклогиты - Р=36-41 кбар, Т=900-1030°С.

А.И.Пономаренко с соавторами (1976) был описан нодуль алмазоносного гроспидита в кимберлитовой трубке Удачная, имеющий в своем составе парагенезис минералов, сходный с кианитовыми эклогитами (Gr, СРх, Ку, Cm, алмаз). Отличительной особенностью породы является крайне высокая кальцие-вость граната (54 мол.% гроссулярового компонента).

Глава III. Специфика кристаллизации гранат-клинопироксеновых парагенезисов в алмазной фации глубинности

Среди всего разнообразия парагенезисов алмаза (рис. 2) можно выделить три главных типа: перидотитовый (I или ультраосновной), пироксенитовый (II или промежуточный) и эклогитовый (III или основной).

Изучение парагенетических соотношений между минералами алмазной фации глубинности (т.е образующими включения в кристаллах алмаза и срастания с ними) показывает (рис. 1, а, б), что между выделенными типами наблюдаются четкие различия как по составу главных минералов (граната, клинопироксена), так и по углам наклона коннод, соединяющих сосуществующие минералы.

Такая контрастная бимодальность алмазоносных пород, представленных, с одной стороны, ультраосновными пироповы-

FeO

MgO Al203

Рис. 2. Главные типы гранат-клинопироксеновых парагенезисов (I—IV) из включений в алмазе: пироповые перидотиты (I); гранатовые пироксениты (II); эклогиты (III) и гроспйдиты (IV). Составы сосуществующих гранатов (1) и клинопироксенов (2) соединены коннодами, по (Соболев, 1974; Соболев и др., 1976; 1983; Gurney etal., 1985; 1995).

ми перидотитами (I), с другой - основными породами, которые, в свою очередь, образуют контрастную ассоциацию эклогитов (III) и гранатовых пироксенитов (II), образовалась, по-видимому, в результате автономного расслаивания основных расплавов. На уровне алмазной фации глубинности это расслаивание может иллюстрироваться следующими реакциями смещенного равновесия:

а) пироповые перидотиты->гранатовые пироксениты

1,72Gr(l)+2l42Spl+2,55CPx(l)+3l13NaO0 5+1.37CaO+9I57SiO2=

=10СРХ(11)+5,36СГ203

б) гранатовые пироксениты-»эклогиты

7,26CPx(ll) + 2,20Ку + 3,07Na005+ 0,48СаО + + 6,84Si02= 0,47Gr(lll) + ЮСРх(Ш).

Из этих реакций видно, что переход от алмаза перидотито-вого типа к пироксенитовому алмазу сопровождается закономерным изменением химизма среды в направлении увеличения роли кальция, натрия, хрома и кремнезема. Реакция перехода от гранатовых пироксенитов к эклогитам происходит в результате неустойчивости парагенезиса кианита с низкоглиноземистым диоп-сидом, на смену которому приходит ассоциация пироп-альмандинового граната и омфацита (с кианитом). Эта реакция сопровождается дальнейшим повышением роли кальция, натрия и кремния в эклогитах.

Доказательством расслоения магматических очагов, в которых происходила кристаллизация алмаза являются находки в кимберлитовых трубках кристаллов алмаза с так называемыми совмещенными парагенезисами (Gumey, 1985; Гаранин и др., 1989): в их внутренней части содержатся включения минералов эклогитового парагенезиса, а в периферической - минералов, типичных для пироповых перидотитов. Очевидно, такие соотношения возникли в результате гравитационного погружения кристаллов алмаза в перидотитовый слой в процессе их роста (Маракушев, Таскаев, 1991).

Таким образом, выделенные типы парагенезисов алмаза из кимберлитовых и лампроитовых трубок (пироповые перидотиты, гранатовые пироксениты и эклогиты) четко различаются между собой по фазовому составу и химизму минералов, что обусловлено наличием трех типов алмазоносных магм, не связанных между собой взаимопереходами.

Наиболее глубинные этапы кристаллизации алмазоносных магм фиксируются минеральными включениями в алмазе со специфическими особенностями состава, характерными для пиропо-вых перидотитов, гранатовых пироксенитов и эклогитов.

Среди включений в алмазе преобладают минералы пиропо-вых перидотитов. Это свидетельствует о том, что кимберлитовый магматизм развивался преимущественно с замещением ультраосновного субстрата, а эклогиты, по-видимому, слабо замещались кимберлитовым расплавом и выносились в виде ксенолитов.

Пироповые перидотиты. Кристаллы алмаза перидотито-вого типа встречаются гораздо чаще алмаза эклогитовой ассоциации и содержат включения богатых никелем сульфидов, оливина, пиропа, пироксенов и хромита.

Образование гранат-клинопирохсеновых ассоциаций пери-дотитового типа в режиме высокого давления (40-60 кбар) определяет специфику их состава, обусловленную широким полем стабильности пиропа, концентрирующего в своем составе А120з, вследствие чего клинопироксены, кристаллизующиеся в алмазной фации глубинности/крайне бедны этим компонентом. Однако эта специфика состава минералов, образующих включения в алмазе перидотитового типа, не свойственна самим пироповым перидотитам, являющимся по отношению к алмазу вмещающими породами. Алмаз с включениями хромита и бедных глиноземом пироксенов, в общем случае, находится в хромшпинелевых перидотитах, содержащих пироксены, более богатые А120з.

Большая глубинность магматических очагов кристаллизации алмаза отражается и на составе пиропа, в который при высоком давлении входит кноррингитовый компонент, так что пироп в равновесии с хромитом содержит свыше 10 мас.% Сг203 (Соболев, 1974).

Сочетанием в пироповых перидотитах гранатов и хром-шпинелей с различным содержанием хрома и наличием зональных зерен этих минералов, в которых от центра к краю содержания хрома снижаются, доказывается многоэтапная кристаллизация этих пород, начиная с алмаз-пироповой фации глубинности и заканчивая коровыми условиями, в которых образуется глиноземистая шпинель и гранат без примеси кнор-рингита.

Широкая распространенность пиропа (Буланова и др., 1993) 'по сравнению с клинопироксеном (диопсидом и хромдиопсидом), а также обилие порфировых пироповых перидотитов в кимберлитах свидетельствует о более ранней кристаллизации граната в пироповых перидотитах.

Гранатовые клинопироксениты и эклогиты Алмаз эк-логитового типа содержит включения сульфидов сущетвенно пирротинового состава, омфацита, граната пироп-альмандинового ряда, рутила, а также коэсита, корунда и кианита.

Главная специфика эклогитовых парагенезисов алмазной фации глубинности заключается в типохимизме клинопироксена, в который исключительно при высоком давлении (БЫптги, 1974; (ЧуаЬсЫкоу, Сапееу, 1990), может входить существенная примесь калия, в его жадеитовый минал (Ма,К)А1[81206]. Соответственно в клинопироксенах из включений в алмазе содержание К20 достигает 0,8 мас.% в кимберлитовых трубках и 1,25 мас.% в лампрои-товых трубках (Соболев и др., 1991). Характерно, что в самих эклогитах и гранатовых клинопироксенитах, в том числе в алмазоносных, примесь К20 в клинопироксенах практически отсутствует.

Это различие в составе клинопироксенов отражает по-лифациальность этих пород, начало кристаллизации которых начинается на глубинах алмазоносной мантии, а заканчивается далеко за ее пределами (в фациях значительно меньшей глубинности).

Аналогичные признаки устанавливаются для гранатовых клинопироксенитов и зклогитов из метаморфического комплекса Кокчетавского массива в Казахстане. Некоторыми исследователями они относятся к коровым образованиям и связываются с ультравысокобарным метаморфизмом. Однако в зернах граната этих пород были обнаружены мелкие идиоморфные кристаллы клинопироксена с содержанием 0,8 мас.% К20 (Маракушев, Тас-каев, 1991): КоозеЫао.оюСао^пМдо,ееоМп01оозРеС|17еА1о,047311,97еОб. Сама порода характеризуется парагенезисом граната Са1,1з9Мдо,7б5Мпо1о51Ге1,15^1!,945110,012812,9740^ и клинопироксена, практически не содержащего примеси калия Ko,ooзNa()lo1oCaol935Mgo,845Mno,ooзFeo,192Alo,cм1Si1,97806. Сходные соотношения были получены Л.Л.Перчуком с соавторами (1996).

Нахождение калиевого клинопироксена доказывает полифаци-альность породы, свидетельствуя о начальном этапе ее кристаллизации из расплава на глубинах алмазоносной мантии. Это в дальнейшем подтвердилось и изучением алмаза Кокчетавского массива (Шуколюков и др., 1993), характеризующегося очень высоким отношением изотопов гелия (3Не/4Не = 5,84 х 1СГ4), что может свидетельствовать о его мантийной природе.

Этап глубинной кристаллизации свойственен не только алмазоносным, но и другим эклогитам и гранатовым клинопироксе-нитам, связанным своим происхождением с менее глубинными мантийными магматическими очагами. Они нередко содержат порфировые вкрапленники граната, что отражает влияние высокого давления, расширяющего поле его устойчивости и способствующего его ранней кристаллизации.

Поскольку гранат обладает высокой феррофильностью, его железистость выше железистости расплавов, из которых он кристаллизуется. С фракционированием граната связывается специфический тренд кристаллизационной дифференциации экло-гитовых и гранат-клинопироксенитовых магм, направленный в сторону понижения железистости остаточных расплавов и, соответственно, обогащения магнезиальными компонентами кристаллизующихся минералов (граната и клинопироксена) к краям их зерен. Этот тип зональности ярко выражен в идио-морфных кристаллах граната (рис. 1, б), что создает определенную специфику эклогитов и гранатовых клинопироксенитов, испытавших этап кристаллизации в глубинных магматических очагах.

В алмазоносных породах рассматриваемая закономерность наглядно выражена различием железистости одноименных минералов во.включениях в алмазе (ранние более железистые минералы) и в самих эклогитах и гранатовых клинопироксенитах, сложенных уже более поздним поколением минералов, отличающимся пониженной железистостью. Пример такого соотношения отмечался в работе (Соболев и др., 1972): гранат в алмазе: МаооггСаоеббМдгоотМпо.озтРетзюСго оогА^.^ТЬ.оггЗЬ.оодОи; гранат з эклогите: Ыао.огзСалеэзМд^ювМпоогзРе!/.ввСго.оол^^эгб^о огзЗ[3 о1501;; омфацит в алмазе: Ко.о^МаоозСаодаМдоооМлэ.оогРео.^вСго.оогАЬ^^Т^.мзЗн ев-.Ов; омфацит в зклогите: Ко,ос5^ао47вСао14звМ9о.<8оМпооо2рео,134Сго,оо2А1с!,з9вТ|'о]о153(1,э9вОз.

Закономерность имеет более общее значение, как показано на сводной диаграмме (рис. 3) составов клинопироксенов, образующих включения в кристаллах алмаза в сопоставлении с кли-нопироксенами эклогитов и гранатовых клинопироксенитов, в которых эти алмазы содержатся. В пределах самой алмазной фации глубинности эта закономерность, хотя и в меньшем масштабе, прослеживается при изучении включений минералов по зонам роста кристаллов алмаза (Буланова и др., 1986; 1988; Соболев и др., 1976), их железистость понижается с переходом от центральных частей к краевым.

Таким образом, устанавливается сопряженное изменение состава граната и клинопироксена в ходе кристаллизации магмы (с понижением температуры), что определяет не эвтектические, а котектические взаимоотношения между минералами (рис. 4).

Понижение температуры их совместной кристаллизации было обусловлено возрастанием парциального давления водного компонента флюидов в результате реакций диспропорциониро-вания компонентов при кристаллизации алмаза из флюидных магм: Н2 + СО = С + Н20, СН4 + 2СО = ЗС + 2Н20 и др. Развитие подобных реакций доказывается наличием существенно водных (до 80% Н20) флюидных включений в кубических кристаллах алмаза эклогитового типа (Melton, Giardini, 1974; Тальникова и др., 1991).

Глава IV. Признаки коровой кристаллизации гранат-клинопироксеновых пород

Многими исследователями плагиоклазсодержащие породы относятся к числу коровых образований (Специус, Серенко, 1990).

Плагиоклазсодержащие породы, слагающие нодули в ким-берлитовых трубках, представляют собой средне-, крупнозернистые образования с массивной текстурой, обычно равномерно-зернистые, иногда слабополосчатые. Главными породообразующими минералами в них являются плагиоклаз, гранат и клинопи-роксен. Плагиоклаз содержится в количестве от 5 до 20 об.%, варьируя по составу от Лабрадора до олигоклаза с преобладанием андезина. Для него характерны агрегаты зерен, сдвойнико-ванных по альбитовому закону. Отмечается зональность плагио-

Рис. 3. Сопоставление состава клинопироксенов из включений в алмазе (1) и алмазоносных пород (2) гранат-клинопироксенитовой (I!) и зклогитовой (III) ассоциаций.

Ре/(Ре+Мд)

• - 1 - - 2 0-3

Рис. 4. Схема кристаллизации экло-гитовой магмы в алмазной фации глубинности (Р=50 кбар). 1-3 - составы фаз - кпинопироксена (1), граната (2) и остаточного расплава (предполагаемые составы -3).

клаза, возникающая, очевидно, в ходе магматической кристаллизации (с более основным плагиоклазом в ядрах зерен).

Отмечается сходство по составу главных минералов (Сг, СРх) большинства плагиокпазсодержащих пород с бесплагиокла-зовыми, причем как не содержащими алмаз, так и алмазоносными.

Гранат в плагиоклазсодержащих породах представлен серией твердых растворов гроссуляр-пироп-альмандин. Обычно гранаты богаче альмандиновой составляющей.

Клинопироксен обеднен жадеитовым компонентом по сравнению с типичными экпогитами (1,4-2,5 мас.% N820), однако по содержанию калия (0,25-0,50 мас.% К20) находятся в одном ряду сними.

Нередко в эклогитах по структурным соотношениям минералов устанавливается более поздний характер ассоциации корунда с клинопироксеном (диопсидом) и плагиоклазом, замещающих в виде лучистых агрегатов ранние минералы эклогитов (Специус, 1979). Это замещение могло начаться в мантийных условиях, судя по вхождению в ассоциацию с кианитом коэсита (Пономаренко и др., 1977), однако появление плагиоклаза определяет наличие корового этапа консолидации этих пород.

Таким образом, формирование плагиоклазсодержащих гра-нат-клинопироксеновых пород происходило, по крайней мере, в два этапа (рис. 5), отражающих их полифациальность:

1. Мантийный, в условиях алмазной фации глубинности (область 1 на рис. 5), о чем можно судить по находкам в этих породах алмаза и калиевого клинопироксена.

2. Коровый (область 4 на рис. 5), в который произошла их окончательная их консолидация с образованием плагиоклаза.

На диаграмме (рис. 5) выделяются следующие фации глубинности гранат-клинопироксеновых пород (в направлении снижения глубинности): 1 - алмазоносные клинопироксениты и экло-гиты; 2 - коэситовые клинопироксениты и эклогиты; 3 - кварцевые клинопироксениты и эклогиты; 4 - плагиоклазовые клинопироксениты и эклогиты.

Явные признаки полифациальности гранатовых лерцолитов проявляются в зональности зерен их хромшпинелей, которые к краям обогащаются глиноземом. Такие соотношения были обнаружены в гранатовых лерцолитах из кимберлитовой трубки Эвен-

Рис. 5. Р-Т параметры образования гранат-клинопироксеновых парагенезисов из включений з алмазе (1) в сопоставлении с пла-гиоклазовыми эклогитами и клинопироксенитами (2). Сплошная линия - солидус эклогита. Коннодами показан диапазон формирования плагиоклазовых эклогитов. Поля на диаграмме (в кружках): 1-алмазоносные эклогиты и клинопироксениты; 2-коэситовые эклогиты и клинопироксениты; 3-кварцезые эклогиты и клинопироксениты; 4-плагиоклазовые эклогиты и клинопироксениты.

кийская Харамайского поля. В этих породах имеются черты совмещения минеральных ассоциаций, отвечающих различным термодинамическим условиям. Более глубинная (мантийная) ассоциация представлена гранатом альмандин-пиропового состава, форстеритом, энстатитом, диопсидом и хромшпинелью (37,1-40,4 мас.% Сг203, 19,9-25,2 мас.% А1203). Более поздний парагенезис, образовавшийся, очевидно, на границе коры и верхней мантии, и состоящий из глиноземистой шпинели (13,615,8 мас.% Сг203, 47,9-49,2 мас.% А1203), которая образует каймы на хромшпинели и самостоятельные зерна, и амфибола паргаси-тового типа, в виде прожилков и зон замещения сменяет ассоциацию мантийных минералов.

Признаки малоглубинной кристаллизации несут в себе также алькремиты-специфические породы, состоящие преимущественно из граната с низким содержанием пиропового компонента и глиноземистого шпинелида (герцинита). Они описаны в трубках Мир, Удачная (Пономаренко, 1975), а также в кимберлитовых трубках Харамайского поля (Гаранин и др., 1986), где эти породы характеризуются повышенной железистостью (ферроалькреми-ты).

Формирование алькремитов происходило из обогащенных железом и алюминием остаточных ультраосновных магм в коро-вых условиях (судя по высокой глиноземистости шпинели). В процессе их кристаллизации происходила последовательная смена минеральных ассоциаций от г.ироксен-шпинелевых до плагиоклазсодержащих гранат-пироксен-шпинелевых разностей (Пономаренко, 1975).

К коровому этапу относится также образование келифито-вых кайм на гранатах в пироповых перидотитах, состоящих из ортопироксена повышенной глиноземистости и шпинели, сходной по составу со шпинелями из алькремитов и внешних кайм на хромшпинелях, описанных выше. Образованна этой ассоциации связано с реакцией между оливином и гранатом при снижении давления в результате внедрения пироповых перидотитов на более высокие уровни мантии и в земную кору. Глава V. Преобразования гранат-клинопироксеновых пород,

связанные с развитием кимберлитового магматизма

Эти процессы подразделяются на процессы, связанные с заложением кимберлитовых очагов (частичное плавление) и воз-

действием кимберлитового расплава на гранат-клинопироксеновые породы (флогопитизация келифитозых кайм на гранатах).

Продукты частичного плавления гранат-клинопироксеновых пород. Среди нодулей выделяются признаки катаклазированных пироксенитов и эклсгитов, которые связаны с процессом взрывного заложения очагов кимберлитового магматизма в интрузивах глубинных пород. В этих катаклазированных типах пород прослеживается частичное плавление отдельных минералов и минеральных ассоциаций, фиксируемое по находкам нераскристаллизованных стекловатых фаз сложного состава в интерстициях и прожилках в породах.

Эти процессы хорошо проявлены в алмазоносных эклогитах из кимберлитозой трубки Удачная, для которых характерны изменения, проявленные в виде зон осветления и деструкции вокруг зерен кгинопироксена (омфацита) и местами затрагивающие гранат. Клинопироксен в зонах деструкции мелко трещиноват, пронизан прожилками, содержащими стекловатые фазы, местами замещенные хлоритом, и отличается отсутствием калия, пониженными содержаниями №20 (1,85-3,46 мас.%), А!203 (3,61-7,15 мас.%) и повышенными содержаниями МдО (11,6-16,5 мас.%), СаО (16,1-23,4 мас.%), РеО (4,42-8,39 мас.%) и ТЮ2 (0,31-0,82 мас.%). Между зернами вторичного пироксена нередко устанавливаются плагиоклаз, хлорит (клинохлор) состава (мас.%): 35,135,8 ЭЮ2; 26,4-30,1 А1203; 1,65-3,52 РеО; 31,6-33,9 МдО, реже в ассоциации с зеленой шпинелью (плеонастом), амфиболом пар-гаситового типа, калиевым полевым шпатом и флогопитом.

Присутствие плагиоклаза и глиноземистой шпинели в этой ассоциации однозначно указывает на коровую природу процессов частичного плавления.

Келифитовые каймы на гранатах. Зерна граната пиро-пового и гроссуляр-альмандин-пиропового состава из нодулей пироповых перидотитов в кимберлитовой трубке Удачная окружены келифитовыми каймами, представленными зеленовато-серым агрегатом шпинели, диопсида и амфибола паргаситового ряда мощностью до 0.5 мм. Близ контакта с кимберлитом их ширина достигает 1,5-2 мм, в их составе появляется внешняя зона, представленная радиально-лучистым агрегатом флогопита и шпинели.

Выделяются следующие зоны: 1) шпинель + диопсид; 2) пар-гасит + шпинель; 3) флогопит (16,4 мас.% Al203; 6,2 мас.% FeO; 0,2 мас.% Fe203; 20,4 мас.% МдО) + шпинель с каймой хромшпи-нели + джерфишерит. Оливин на контакте с гранатом содержит многочисленные прожилки шпинель - феррифлогопит (1,2 мас.% Al203; 22,8 мас.% Fe203; 30,1 мас.% МдО) - джерфишеритового (3,3 мас.% Си; 30,3 мас.% Fe; 9,4 мас.% Ni) состава, идущие от каймы перпендикулярно контакту нодуля с кимберлитом.

Образование таких кайм сложного состава, по-видимому, происходило в два этапа: 1) реакция граната с оливином в условиях низов коры - верхов мантии с образованием пироксена (амфибола) и шпинели; 2) воздействие кимберлитового флюида (К\ Na+, ОН"), приведшее к перекристаллизации шпинели и появлению К-фаз (флогопита, джерфишерита), состав которых (флогопит, феррифлогопит) зависит от состава замещаемых минералов (гранат, оливин).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Устойчивые различия состава одноименных минералов, найденных в виде включений в кристаллах длмаза, с одной стороны, и слагающих алмазоносные породы (пироповые перидотиты, гранатовые пироксениты и эклогиты), с другой стороны, объясняются с позиции полифациальности этих пород. С этой точки зрения алмаз и его минералы-спутники следует рассматривать как интрателлурические образования, сформировавшиеся в глубинных магматических очагах перед интрузивным внедрением частично раскристаллизованных алмазоносных магм на более высокие уровни мантии и в земную кору, где произошла их окончательная консолидация с образованием графита, плагиоклаза и кварца в алмазоносных породах. При этом происходило отщепление Fe-Al расплавов с образованием алькремитов.

Далее в интрузивах пироповых перидотитов и эклогитов происходило образование очагов кимберлитового и лампроито-вого магматизма, имевшее взрывную природу. В результате алмаз и его минералы-спутники наследовались кимберлитовыми и лампроитовыми магмами, выносящими их к поверхности.

Выявленные закономерности раскрывают новые аспекты дальнейшего исследования горных пород, связанных своим происхождением с глубинными магматическими очагами. Показана

важность поиска продуктов глубинной кристаллизации в разных типах плагиоклазсодержащих пород. Кроме того, в процессе проведения исследований был выработан более общий подход, который возможно применить при изучении алмазоносных метаморфических горных пород.

СПИСОК ОПУБЛИКОВАННЫХ РАБОТ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

1. Бобров А. В., Гаранин В. К. Минералогия и генезис зональных нодулей пироповых перидотитов // Вестн. Моск. ун-та, сер. геол. 1996. № 1. С. 35 - 47.

2. Маракушев А. А., Бобров А. В. Специфика кристаллизации эклогитовых магм в алмазной фации глубинности // ДАН. 1997. В печати.

3. Маракушев А. А., Бобров А. В., Зотов И. А., Панеях Н. А. Минералогические признаки полифациальности алмазоносных горных пород // Минерал, журн. 1997. В печати.

4. Бобров А. В., Богачева Е. О., Гэранин В. К. Минералогия и генезис алмазоносных эклогитов из кимберлитовой трубки Удачная (Якутия) // Моделирование геологических систем и процессов: по мат. рег. конф. Пермь. 1996. С. 125 -127.

5. Бобров А. В. Минералого-петрографические особенности алмазоносных магнезиально-железистых эклогитов из кимберлитовой трубки Удачная (Якутия) // Вестник НСО геолог, ф-та МГУ: по мат. Международной конф. "Ленинские горы - 95". 1996. С. 50 -52.

6. Бобров А. В. Минеральные особенности келифитовых кайм на гранатах из кимберлитовых трубок Мир и Удачная (Якутия) // Проблемы магматической и метаморфической петрологии: по мат. Научных чтений памяти И. Ф. Трусовой. 1995. С. 8.

7. Бобров А. В., Жиляева А. И. Полифациальность ультра-мафитовых пород из кимберлитов юго-западного обрамления Анабарского щита // Проблемы магматической и метаморфической петрологии: по мат. Научных чтений памяти И. Ф. Трусовой. 1996. С. 3 - 4.

8. Bobrov А. V. Minerai associations of inclusions in garnets from the kimberlitic pipes Mir and Sytykanskaya (Yakutia) Il Intern. Geol. Congress, Beijing. Abstracts. 1996.