Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Взаимоотношение алмазоносности с минералого-геохимическими особенностями метаморфических пород
ВАК РФ 25.00.05, Минералогия, кристаллография
Автореферат диссертации по теме "Взаимоотношение алмазоносности с минералого-геохимическими особенностями метаморфических пород"
004610«»
На правах рукописи
СИТНИКОВА Екатерина Сергеевна
ВЗАИМООТНОШЕНИЕ АЛМАЗОНОСНОСТИ С МИНЕРАЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКИМИ ОСОБЕННОСТЯМИ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД (МЕСТОРОЖДЕНИЕ КУМДЫ-КОЛЬ, СЕВЕРНЫЙ КАЗАХСТАН)
25.00.05 - минералогия, кристаллография
Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук
к-ги^а.
НОВОСИБИРСК-2010
1 4 ОЯТ 20Ю
004610228
Работа выполнена в Учреждении Российской академии наук Институте геологии и минералогии им. B.C. Соболева Сибирского отделения РАН
Научный руководитель: чл. -корр РАН,
доктор геолого-минералогических наук Шацкий Владислав Станиславович
Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук
Лиханов Игорь Иванович
доктор физико-математических наук Надолинный Владимир Акимович
Ведущая организация: Московский государственный университет им.
Ломоносова (МГУ), Москва
Защита состоится 5 октября 2010г. в 10 часов на заседании диссертационного совета Д 003.067.02 при Учреждении Российской академии наук Институте геологии и минералогии им. B.C. Соболева СО РАН (в конференц-зале).
Адрес: 630090, г. Новосибирск, просп. акад. В.А. Коптюга, д. 3
С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института по адресу: 630090, г. Новосибирск, просп. акад. В.А. Коптюга, д. 3
Автореферат разослан 27 августа 2010г.
Ученый секретарь i ;>,, / ^
диссертационного совета ^'¿¿¿р?/^' ' О. Л. Гаськова
д.г.-м.н С
Введение
Актуальность. Породы месторождения метаморфогенных микроалмазов Кумды-Коль (Северный Казахстан) в течение многих лет являются объектом пристального внимания ученых всего мира (Sobolev, Shatsky 1990; Shatsky et al., 1995; Перчук и др., 1996; Zhang et al., 1997; De Corte et al., 1999; Ogasawara et al., 2000; Соболев и др., 2001; Cartigny et al., 2001; Schertl et al., 2004). Интерес к этим породам обусловлен тем, что они претерпели метаморфизм сверхвысоких давлений и характеризуются контрастной алмазоносностью.
Огромное количество данных о породах, породообразующих минералах и об алмазах уже получено, но до настоящего времени нет единой точки зрения на причины контрастной алмазоносности пород месторождения и генезис алмазов.
Проведенное опробование непрерывного разреза пород, вскрытого в 45 орте разведочной штольни месторождения Кумды-Коль, позволило отобрать коллекцию образцов с точной пространственной привязкой. Наличие контрастных по составу и алмазоносности пород в пределах разреза сделало возможным изучение взаимосвязи алмазоносности с минералого-геохимическими особенностями пород. Впервые были обнаружены образцы известково-силикатных, гранат-пироксен-кварцевых пород и гнейсов, размер кристаллов алмазов в которых превышает 40 мкм. Это дало возможность исследовать представительные выборки алмазов из этих пород методом ИК-Фурье спектроскопии, что не удавалось ранее. Полученные систематические данные об особенностях пород и алмазов из них позволили рассмотреть причины неравномерного распределения алмазов в породах месторождения.
Цель работы: выявить взаимоотношения алмазоносности с минералого-геохимическими особенностями пород месторождения Кумды-Коль.
Задачи: 1) изучить петрографические особенности пород опробованного разреза; построить схему разреза, отражающую типы пород и вариации относительной алмазоносности;
2) сопоставить составы минералов и геохимические характеристики пород с величиной относительной алмазоносности;
3) изучить морфологию кристаллов микроалмазов из различных типов метаморфических пород, определить их дефектно-примесный и изотопный состав.
Фактический материал и методы исследований. Исследования проводились с использованием коллекции штуфов пород месторождения Кумды-Коль, которая была отобрана в разведочной штольне месторождения в период полевых работ 2001-2003гг. при участии автора.
Исходя из поставленных задач, с применением оптической микроскопии было просмотрено 120 шлифов и 100 плоскопараллельных пластинок (микроскопы Zeiss Axiolab и Olimpus ВХ51). Определены составы минералов на рентгеноспектральном микроанализаторе с электронным зондом (1000 полных анализов, прибор Jeol JXA-8100). Для 37 образцов пород методом рентгенофлюоресцентного анализа определены содержания петрогенных элементов (спектрометр «СРМ-25», оснащенный вычислительным комплексом «Электроника-60»). Методом масспектрометрии с индуктивно-связанной плазмой проанализированы редкие и редкоземельные элементы (масспектрометр высокого разрешения с магнитным селектором ELEMENT фирмы Finigan Mat с ультразвуковым распылителем U-5000AT+). Из 16 образцов методом термохимического разложения пород (модифицированная методика ЦНИГРИ) выделены кристаллы алмаза и графита. Морфология более 400 микроалмазов изучена с помощью сканирующей электронной микроскопии (LEO 1430VP и HITACHI). Примесный состав алмазов и валовый состав микровключений в них исследовались с применением метода ИК - Фурье спектроскопии (спектрометр Bniker VERTEX 70 ИК-микроскоп HYPERION 2000). Определены изотопные характеристики углерода графита (9 определений) и алмаза (5 определений) методом проточной масс-спектрометрии (анализатор Flash ЕА-1112, блок CONFLO и масспектрометр Finigan МАТ - 253).
Научная новизна. 1. Впервые проведено систематическое исследование вариаций алмазоносности в непрерывном разрезе метаморфических пород сверхвысоких давлений, вскрытых в 45 орте разведочной штольни месторождения Кумды-Коль, и построена его схема. 2. Впервые методом ИК-Фурье-спектроскопии исследованы алмазы из гнейсов и гранат-пироксен-кварцевых пород, а также получены качественные спектры для алмазов из известково-силикатных пород. 3. Установленные широкие вариации концентраций азота и степени его агрегации в алмазах как в пределах одного образца, так и в пределах разреза, могут быть обусловлены зональным строением кристаллов. 4. Близкие изотопные характеристики углерода алмаза и графита свидетельствуют о едином источнике углерода в породах различного состава исследованного разреза.
Практическая значимость. Впервые на микроскопическом уровне исследовано распределение алмазов в различных типах метаморфических пород месторождения Кумды-Коль. На основании полученных данных сделан вывод о том, что алмазоносность метаморфических пород определяется содержанием углерода в их протолитах и условиями метаморфизма. Эти данные позволяют рекомендовать в качестве
перспективных объектов на поиски месторождений метаморфогенных алмазов только метаморфические комплексы, для пород которых установлены сверхвысокие давления метаморфизма, а также присутствие углерода.
Защищаемые положения.
1. Вариации алмазоносности, наблюдаемые на разных интервалах изученного разреза в отдельных штуфах и шлифах однотипных пород, не коррелируют с составом породообразующих минералов и степенью измененности пород.
2. В большинстве типов пород алмазы кристаллизовались из флюида/расплава промежуточного состава между водно-карбонатным и водно-силикатным конечными членами. Отсутствие корреляции степени агрегации азота в алмазах (NAX 100/NtoUi - от 24 до 75%) от его суммарного содержания обусловлено зональным строением кристаллов.
3. Совокупность полученных (изотопных и геохимических) данных свидетельствует о том, что вариации алмазоносности метаморфических пород являются следствием первично неравномерного распределения органического углерода в осадочной толще, испытавшей метаморфизм сверхвысоких давлений.
Публикации и апробация результатов исследования. По теме диссертации опубликовано 9 работ с участием автора, из них 2 статьи в рецензируемых российских журналах и 7 тезисов в трудах российских и международных конференций. Результаты работы представлены на: XV Российской молодёжной научной конференции, посвященной памяти члена-корреспондента АН СССР К.О. Кратца "Геология и геоэкология европейской России и сопредельных территорий" Санкт-Петербург 2004г; XXI Всероссийской молодежной конференции "Строение литосферы и геодинамика" Иркутск 2005; второй, третьей и четвертой Сибирской международной конференции молодых ученых по наукам о земле, Новосибирск - 2004, 2006, 2008; 17 геохимической конференции им. Гольдшмидта, Германия 2007; II Международной конференции «Кристаллогенезис и минералогия», Санкт-Петербург 2007.
Структура и объем диссертации Объем работы 183 страницы. Диссертация состоит из 7 глав, введения, заключения и списка литературы, содержит 20 таблицы, 82 рисунков и 1 приложение. В списке литературы 288 источников.
Благодарности. Автор выражает благодарность научному руководителю чл.-корр. РАН, д.г.-м.н. В. С. Шацкому за постановку задачи и постоянное внимание к работе, д.г.-м.н. Ю. Н. Пальянову за ценные советы, О. А. Козьменко за помощь в освоении метода термохимического разложения пород для выделения алмаза и графита, JI.
В. Усовой за помощь в проведении микрозондовых анализов, С. В. Летову и А. Т. Титову за содействие в исследовании морфологии кристаллов микроалмаза на электронном сканирующем микроскопе, аналитикам А. Д. Кирееву и Н. М. Глуховой за проведение рентгенофлюоресцентного анализа пород, С. В. Палесскому и И. В. Николаевой за определение содержания редкоземельных элементов методом 1СР-М8, И. Н. Куприянову за помощь в исследовании микроалмазов методом ИК-Фурье спектроскопии, Д. Семеновой за проведение анализов изотопного состава алмазов и графитов, также С. 3. Смирнову, А. Л. Рагозину, Л. В. Бузлуковой, В. В. Калининой, А. С. Степанову, за ценные советы и моральную поддержку.
Глава 1. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ.
Месторождение метаморфогенных алмазов Кумды-Коль находится на южном берегу озера Кумды-Коль на расстоянии 40 км, на северо-западе от г. Кокшетау. Оно расположено в пределах структур западного блока метаморфического пояса Кокчетавского массива, и представляет собой ромбовидный горст (ОоЬгеЛзоу а а1.,1999; ОоЬге^оу, ЗИш.чку, 2004; Добрецов и др. 1998; 2006).
Породы месторождения характеризуются моноклинальным залеганием с северо-восточным простиранием и юго-восточным падением с углом 60-80°, представляя собой осевую часть изоклинальной складки характеризующейся северо-восточным простиранием (Лаврова и др., 1999; Добрецов и др., 1998, 2006; ОоЬ^оу, 5ка1$ку 2004; РесИткоу, Катшку, 2008).
Глава 2. МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ.
В работе использованы результаты, полученные различными методами, некоторые из них освоены автором в полном объеме, такие как оптическая микроскопия, сканирующая электронная микроскопия, микрорентгеноспектральный анализ, ИК-Фурье спектроскопия, выделение алмазов методом термохимического разложения пород (модифицированная методика ЦНИГРИ).
Глава 3. ПЕТРОГРАФИЯ И АЛМАЗОНОСНОСТЬ ПОРОД РАЗРЕЗА
В разной степени алмазоносные породы, вскрытые в 45 орте штольни, представлены гнейсами, известково-силикатными и пироксен-калишпатовыми породами (Таблица1) (см. вкл. Рис. 1.).
Величина относительной алмазоносности пород определялась оптическим методом в шлифах и плоскопараллельных пластинах. К высокоалмазоносным были отнесены образцы, в шлифах которых обнаруживается более 10 включений алмаза; к среднеалмазоносным
отнесены образцы, в шлифах которых установлено менее 10 зерен алмаза. К низкоалмазоносным отнесены образцы в шлифах, которых присутствуют единичные зерна алмаза.
Во всех породах разреза алмаз установлен в виде минеральных включений. В известково-силикатных породах включения алмаза диагностированы в гранатах, редко пироксенах и цирконах, в гнейсах - в гранатах, цирконах и биотитах, которые замещают гранат. В пироксен-калишпатовых породах алмаз присутствует только в мелкозернистых слюдистых агрегатах. Алмаз в пределах шлифов, а так же отдельных зерен минералов-контейнеров распределен незакономерно. Алмаз сохраняется при замещении гранатов и пироксенов вторичными минералами. Нередко в гранатах алмаз находится в срастании с графитом, слюдой либо пироксеном, минералы подложки не несут следов деформации. Таблица 1. Процентное соотношение пород Известково-сшшкатные
в разрезе месторождения Кумды-Коль. породы образуют прослои в
гнейсах (20 см - 3 м.),
Порода доля пород _разрезе (%).
Гнейсы (гранат- 43-45
биотитовые, двуслюдяные,
гранат-пироксеновые,
цоизитовые)
Известково-силикатные 38-29
породы
Гранат-пироксен- 8-12
кварцевые породы
Пироксен-калишпатовые 4-6
породы
Долериты 2-3
Тектонитческие брекчии 3-4
структура - порфиробластовая, текстура полосчатая.
Полосчатость обусловлена чередованием прослоев,
обогащенных силикатными минералами и карбонатами. В прослоях, сложенных
преимущественно карбонатами, алмаз не установлен.
Известково-силикатные породы сложены карбонатами-(40 - 60%), клинопироксеном (5 - 25%), гранатом - (25 - 5%), слюдой (флогопит) -(5 -15%), турмалином -(до 5%). Акцессорные минералы: рутил, апатит, циркон, алмаз, графит. Отдельные образцы известково-силикатных пород характеризуются ураганной алмазоносностыо, превосходящей данную величину в других типах пород в десятки раз. Содержание алмазов коррелирует с содержанием граната в образцах. В пределах шлифов в соседних зернах фаната содержание алмаза может варьировать от 1 до 100 кристаллов. В прослоях, обогащенных гранатом, содержащим включения алмаза, выделяются зоны по форме подобные прожилкам или прослоям, характеризующиеся высоким содержанием алмаза и графита.
На двух участках разреза (62 и 97 метры от забоя 45 орта) установлены неалмазоносные породы, сложенные карбонатом,
турмалином, тальком, содержащие графит и не содержащие фанатов, пироксенов и цирконов.
Гнейсы - преобладающий тип пород в разрезе (43-45%). Установлены двуслюдяные, гранат-биотитовые, цоизитовые и гранат-пироксеновые гнейсы. Структуры гнейсов лепидогранобластовые, текстуры - полосчатые, полосчатость проявляется в распределении биотита и граната, либо обусловлена наличием калишпат-пироксеновых прослоев в гранат-пироксеновых гнейсах, либо цоизит-плагиоклазовых прослоев в цоизитовых гнейсах.
Содержания породообразующих минералов в гнейсах варьируют. Гранат-биотитовые гнейсы сложены кварцем - (20 - 30%), калиевым полевым шпатом - (5 - 20%), плагиоклазом - (10 - 15%), слюдой (биотитом) - (10 - 30%), гранатом - (5 - 20%). Двуслюдяные гнейсы характеризуются наличием слюды (биотита и мусковита) - (15 - 25%) и меньшим содержанием граната - (5 - 10%). Цоизитовые гнейсы содержат цоизит - (5 -10%), а гранат-пироксеновые пироксен - (5 -10%).
Во всех типах гнейсов акцессорные минералы представлены графитом, алмазом, рутилом, цирконом, сфеном, апатитом.
Гнейсы характеризуются широкими вариациями содержания алмазов. Алмаз в них встречается в виде включений в зернах фаната и циркона, а также сохраняется в продуктах их замещения, которые представлены биотитом или хлоритом. Распределение алмазов в шлифах крайне неравномерное. Отмечено повышенное содержание алмаза в цоизитовых и фанат-биотитовых гнейсах по сравнению с двуслюдяными.
Гранат-пироксен-кварцевые породы, встречающиеся в виде прослоев в гнейсах (мощность 1 - 2 м), характеризуются массивной текстурой и фанобластовой структурой. Они сложены фанатом - (3040%), пироксеном - (30-35%), кварцем - (10-20%), амфиболом - (5-10%), плагиоклазом - (до 5 %). Акцессорные минералы: рутил, циркон, редко фафит, алмаз. Алмазоносность данных пород низкая, в них установлены единичные кристаллы алмазов.
Пироксен-калишпатовые породы массивные, образуют тонкие прослои в гнейсах (мощностью 2-3 см), либо - отдельные слои (мощностью 2 - Зм) в известково-силикатных породах. Породообразующие минералы: пироксен - (45-65%), калиевый полевой шпат - (10-15%); вторичные: слюды (флогопит), кальцит, кварц, турмалин - (5-15%); акцессорные: фафит+алмаз. Породы средне- или низкоалмазоносные, алмаз в них диагностирован в слюдяных афегатах, которые представляют собой продукты замещения фаната.
Глава 4. ОСОБЕННОСТИ ХИМИЧЕСКОГО СОСТАВА ПОРОДООБРАЗУЮЩИХ МИНЕРАЛОВ И ОЦЕНКА РТ-УСЛОВИЙ
МЕТАМОРФИЗМА.
Гранаты полосчатых алмазоносных известково-силикатных пород характеризуются высоким содержанием гроссулярового и пиропового компонентов А1т(|7_з2)Сг5(25-45)Рф(34-45)^рК(2-з}- В некоторых прослоях зерна граната могут иметь слабую химическую зональность, которая выражается в повышении содержания М§0 от 9,6 до 10,4 мас.% и БеО от 10,3 до 13 мас.% при понижении СаО от 16,3 до 12,1 мас.% от центра к краю зерна, т.е. зональность прогрессивного характера.
Составы гранатов из гнейсов с различной алмазоносностью в
Гранаты алмазоносных гнейсов характеризуются
широкими вариациями состава А1т(32-63)ОГ5(7_36)РГР(39.18)8РЗ(0.7.4). Гранаты из неалмазоносных гнейсов характеризуются
иными соотношениями
компонентов - А1гП(з6.60)С1Гй(10-35)РГР(11-30)8Р8(1,7.Ю). Повышенное содержание спессартинового компонента (5 - 10 %) установлено в краевых частях зерен гранатов из пироксен-калишпатового прослоя в неалмазоносном гнейсе.
В гранат-пироксен-кварцевых породах гранаты незональные. Их составы варьируют в следующих пределах Л1т(49.51)Сго55(17.2б)Г>Ф(25-
18)^Р®(1,4-2,5) (РИС. 2.).
Состав гранатов в однотипных породах разреза варьирует и не коррелирует с величиной относительной алмазоносности.
Клинопироксены гнейсов и гранат-пироксен-кварцевых пород на классификационной диаграмме Ессена и Файфа (1967) попадают в поле авгита. Клинопироксены алмазоносных и неалмазоносных гнейсов имеют близкие характеристики (£= от 20 до 53%, №20 0,2 редко до 2 мас.% и АЬОз от 0,3 до 1,8 мас.%). Клинопироксены из гранат-пироксен-кварцевых пород характеризуются содержанием Ш20 от 1,6 до 2,5 мас.%, А1203 от 3,9 до 4,3 мас.% при {= от 39 до 49.
Клинопироксены из известково-силикатных пород соответствуют диопсид-геденбергитам. Клинопироксены матрикса (£= от 11 до 15 %, К20
значительной степени перекрываются.
Ргр 0 0 0 2
08 0В 10
Рис.2. Составы гранатов из пород месторождения Кумды-Коль на диаграмме Ргр-А1ш-Сг5.
от 0 до 0,7 мас.%) и встречающиеся в виде включений в гранате (f= от 11 до 13 %, К20 от 0,2 до 0,9 мас.%) имеют близкий состав. Клинопироксены из пироксен-калишпатовых пород, образующих прослои в известково-силикатных породах (f= от 4 до 14 %, К20 от 0,2 до 0,6 мас.%, Na20 0,3 мас.%), отличаются от клинопироксенов из этих пород, переслаивающихся с гнейсами (f= от 23 до 33%, а содержания К20 и Na20 очень низки) (см. вкл. Рис.3 а, б).
Слюды в гнейсах соответствуют биотитам, а в известково-силикатных и пироксен-калишпатовых породах - флогопитам, согласно классификации Хенриха (Heinrich et al„ 1953). В гнейсах также установлены мусковит и фенгит.
В известково-силикатных породах флогопиты из основной массы (Si от 2,8 до 3 ф.е., Ti до 0,11 ф.е. и f = от 14 до 25%) и заключенные в фанатах (Si ~2,8 ф.е., Ti от 0,06 до 0,18 ф.е. и f = от 14 до 30%) близки по составу. В пироксен-калишпатовых породах флогопиты характеризуются f от 27 до 30 %, Si~3 ф.е., Ti до 0,16 ф.е..
Составы биотитов из алмазоносных (f= от 30 до 62% и Ti от 0,08 до 0,2 ф.е.) и неалмазоносных гнейсов (f= от 42 до 67%, Ti от 0 до 0,14 ф.е.) перекрываются.
Фенгиты в основной массе алмазоносных гнейсов содержат Si от 3,2 до 3,3 ф.е., f= от 36 до 40%, в неалмазоносных содержание Si от 3,25 до 3,5 ф.е., f= от 35 до 71%. Фенгиты, встречающиеся в виде включений в фанатах, близки по характеристикам фенгитам основной массы алмазоносных гнейсов (f = от 30 до 35%, Si от 3,19 до 3,2 ф.е., Ti до 0,11 ф.е.) (см. вкл. Рис. 4.).
В известково-силикатных породах карбонаты, представлены кальцитом, магнезиальным кальцитом или доломитом.
Амфиболы в известково-силикатных породах соответствуют роду тремолит-актинолита (f= 25-36%), а в фанат-пироксен-кварцевых породах роду роговых обманок (f= 30-50%, Al'v/Siiv от 0,02 до 0,3, Na+K от 0,17 до 0,7).
Плагиоклазы гнейсов по составу соответствуют андезину-олигоклазу (An 25-50%, примесь Or до 10%).
С помощью имеющихся геотермометров оценены температуры равновесия минеральных ассоциаций отвечающих пику метаморфизма. Для алмазоносных известково-силикатных пород использовались фанат -клинопироксеновые геотермометры (Ellis, Green, 1979; Krogh, 1988; Ai, 1994; Ravna, 2000), для гнейсов - фанат-биотитовые (Перчук и др., 1983; Dasgupta et al., 1991). Оценки температур равновесия для известково-силикатных пород варьируют от 880 до 1040 С, для неалмазоносных
гнейсов - от 690 до 790°С, для алмазоносных - от 800 до 900 С при давлении 40 кбар.
Глава 5. МОРФОЛОГИЯ И ПРИМЕСНЫЙ СОСТАВ МИКРОАЛМАЗОВ
5, /. Морфология кристаллов алмаза.
Данные о морфологии 421 кристалла алмаза, полученные с помощью сканирующей электронной микроскопии, позволяют выделить четыре морфологических типа: кубоиды, октаэдры, кубооктаэдры и кристаллы с элементами скелетного/антискелетного роста. Преобладающим морфологическим типом в породах разреза являются кубоиды (Рис. 5 а). Октаэдры установлены только в цоизитовых гнейсах. Кубооктаэдры и кристаллы с элементами скелетного/антискелетного роста присутствуют во всех типах пород и участках разреза. Средний размер исследованных кристаллов 40 мкм, кристаллы размером 100-150 мкм составляют 1 % от всех выделенных и исследованных кристаллов.
Кристаллы алмаза во всех типах пород желтого цвета с серым оттенком. Серый оттенок обусловлен наличием микровключений. Зачастую кристаллы окружены «рубашкой» из графита.
5.2. ИК-спектроскопия алмазов
Наличие во всех типах алмазоносных пород кристаллов кубоидов размером более 40 мкм позволило исследовать их методом ИК-Фурье спектроскопии. В ИК-спектрах кристаллов алмаза кроме типичных полос поглощения алмаза в интервале 1800-2650 см"1 присутствуют дополнительные полосы, которые обусловлены наличием примесей азота (ИЗО см"1, и 1282 см"1) и водорода (3107 см"1), а также наличием микровключений (воды, карбонатов, силикатов, апатита) (Рис. 56).
Длина волны (см )
Рис. 5. Характеристики кристалла алмаза, а - Морфология кристалла кубоида, б - ИК-спеетр кристалла кубоида из известково-силикатной породы.
Дополнительные полосы поглощения в ИК-спектрах алмазов на 1130 см"1 связаны с наличием примеси азота в форме С-центров, а на 1282 см"1 - А-центров, что согласно общепринятой классификации позволяет отнести эти алмазы к переходному типу Ib-IaA (Robertson et al., 1934). На основании исследования алмазов методом ЭПР С-центры идентифицированы как одиночный атом азота, замещающий углерод в кристаллической решетке алмаза {Smith et al., 1959), а А-центры рассматриваются как пары атомов азота в соседних, замещающих углерод, положениях (Соболев и др., 1969; Соболев, 1989; Taylor, 1990; Evans, 1992). Наличие этих линий в ИК-спектрах позволило нам оценить содержание примеси азота и степень его агрегации в алмазах.
В алмазах из известково-силикатных пород содержание примеси азота варьирует от 750 до 2500 ррт, для алмазов из гнейсов - от 300 до 3000 ррт, для алмазов из гранат-пироксен-кварцевой породы - от 450 до 2700 ррт. Степень агрегации азота (NA х 100/Ntotai) варьирует для алмазов из гнейсов от 24 до 75%, для алмазов из гранат-пироксен-кварцевой породы - от 38 до 52%, и для алмазов из известково-силикатных пород - от 27 до 73%.
В ИК-спектрах алмазов из гнейсов и известково-силикатных пород, помимо полос поглощения обусловленных примесью азота присутствуют полосы дополнительного поглощения, обусловленные наличием микровключений: воды (3420 см"1, 1650 см"1), карбонатов (1430 см"1) и силикатов (1090 см"1) (Рис. 56). В спектрах алмазов из гнейсов установлены полосы 1049-1050 см"1 обусловленные наличием микровключений апатита, а поглощение 1090 см"1 связано с присутствием - кварца (Weiss et al., 2010). Интенсивность поглощения на 1090 см"1 определялась после вычитания из экспериментального спектра линий поглощения связанных с наличием примеси азота. Установлено, что интенсивность поглощения на 1090 см"1 алмазов из известково-силикатных пород варьирует от 10 до 90 см"1, алмазов из гнейсов - от 10 до 20 см"1.
Относительные содержания и соотношение воды и карбоната во включениях в микроалмазах оценивались по следующим формулам С02(ррт) = 40 х 11430 и Н20(ррт) = 109 х 1з42о (Navon et al., 1988; Weiss et al., 2010; Thompson, 1965; Veniaminov, Prendergast, 1997).
Для всех исследованных кристаллов алмаза величина отношения {Н20/(Н20+С02) х 100%} варьирует от 61 до 99 %, что свидетельствует о преобладании воды в составе микровключений.
Величина отношения в алмазах из известково-силикатных пород варьирует от 87 до 99%, а в алмазах из гнейсов от 61 до 82%, что свидетельствует о различном соотношении воды и карбоната во включениях в алмазах из этих пород (см. вкл. Рис. 6).
ИК-спектры алмазов из гранат-пироксен-кварцевой породы характеризуются только наличием полос поглощения, обусловленных примесями: азота (А - 1282 см"1 и С - 1130 см"') и водорода (3107 см"1). Для них не характерно наличие микровключений. Отличия алмазов в породах различного состава могут быть обусловлены вариациями состава среды кристаллизации или особенностями внутреннего строения.
Полученные данные позволяют предполагать, что алмазы в гнейсах и известково-силикатных породах месторождения кристаллизовались в среде промежуточного состава между водно-карбонатным и водно-силикатным конечными членами.
Нами установлено отсутствие корреляции между содержанием азота (от 300 до 3000 ррт) и степенью его агрегации (от 24 до 75%.) у кристаллов алмаза как из одного образца, так и различных интервалов разреза (см. вкл. Рис. 7).
Мы полагаем, что это является следствием зонально-секториального строения кристаллов. Содержание азота и степень его агрегации могут различаться в разных зонах роста кристаллов. Вариации объемных соотношений этих зон в разных кристаллах могут приводить к отсутствию корреляции степени агрегации и содержания азота, рассчитываемым по интегральным ИК-спектрам (Рис.8).
Свидетельства зонального строения микроалмазов получены ранее с применением электронного парамагнитного резонанса, рамановской спектроскопии, а также сканирующей электронной микроскопии с катодолюминесценцией и секционной рентгеновской топографии (Шс!оНппу е/ а!., 2006; Ькк1а ег а!., 2003; 1апси е/ а!., 2008; Лаврова и др., 1999; Шацкий и др., 1998).
В С
-п
I) Е
* СИ2
А ВС й Е Р
Рис. 8. Схема, иллюстрирующая взаимосвязь внутреннего строения и степени агрегации азота в кристаллах алмаза. Условные обозначения: 1-высокодефектная зона с высоким содержанием азота и высокой степенью агрегации, 2-низкодефектная зона, низкие содержания и степень агрегации азота, 3- границы зон, 4- степень агрегации в зоне, 5- интегральная степень агрегации в кристалле.
5.3. Изотопный состав углерода графита и алмаза Изотопный состав углерода алмаза (5 определений) и графита (9 определений) из пород контрастного состава варьирует от -7%о до -12,6%о
(Таблица 2). Изотопный состав углерода графита из пироксен-калишпатовых пород определен впервые.
Алмазы из гнейсов характеризуются вариациями <5ПС от -9,6 до -12,6%о. Графит в гнейсах, представляющий собой изометричные кубики, в меньшей степени обеднен тяжелым изотопом углерода <513С -8,3 - 9,3%о. Чешуйчатый графит характеризуется <5|3С от -8,8 - до -12,6%о. Изотопный состав углерода алмаза из известково-силикатных пород варьирует от -10,1 до -11%о, а графита -9,94%о.
Таблица 2. Изотопный состав углерода алмаза и графита из пород месторождения Кумды-Коль. _ _
Тип породы Количество определений Изотопный состав углерода (513С %о)
графит алмаз графит алмаз
Гнейс 6 2 -8,3 до-12,5 -9,6 до-12,6
Известково-силикатные 1 2 -9,9 -10,1 -11
породы Пироксен-калишпатовые 2 -11,54 до-12,12 _
породы Гранат-пироксен- 1 _ -7,0 -8,0
кварцевая порода
Глава 6. ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ПОРОД
Характер распределения несовместимых элементов в одноименных породах исследованного разреза в значительной мере схож, вне зависимости от величины их алмазоносности.
Отношение (Ьа/УЬ)п для разных типов пород варьирует от 0,04 до 1 для гнейсов, - от 0,15 до 2,32 для известково-силикатных - от 0,04 до 0,17, для гранат-пироксен-кварцевых и от 0,17 до 0,36 для пироксен-калишпатовых пород. Для однотипных пород с различной алмазоносностью отмечены близкие значения, алмазоносные гнейсы характеризуются величиной (Ьа/УЬ)„ от 0,04 до 1, а неалмазоносные - от 0,25 до 1.
Спектры распределений редкоземельных элементов по сравнению с постархейским глинистым сланцем (РААБ) слабо дифференцированы, в области легких редкоземельных элементов известково-силикатные, гранат-пироксен-кварцевые и пироксен-калишпатовые породы показывают незначительное обеднение(Ьа/8т„ варьирует от 0,3 до 0,8). Для спектров этих пород в области тяжелых РЗЭ отмечен ровный характер распределений (Ьа/УЬ„ от 0,68 до 1), либо - незначительное обогащение (Ьа/УЪ,, от 1,5 до 2,32). Спектры однотипных пород с различной алмазоносностью перекрываются (Рис.9 а, б).
Мультиэлементные спектры различных типов пород в области крупноионных литофильных элементов (Се, Юз, Ва, 8г, К) отличаются.
Гнейсы с различной алмазоносностью и пироксен-калишпатовые породы обогащены Сб, 11Ь, К и Р по сравнению с РААБ. Известково-силикатные породы обеднены Се, Шэ, К и обогащены Р.
Гранат-пироксен-кварцевые породы характеризуются обогащением Се, Шэ и обеднением Ва, Бг, К; содержание Р - на уровне РААБ. Типичным для гранат-пироксен-кварцевых пород является обогащение Т1, Мэ, и при обеднении N(1 и 8ш, а отношение Ьа/8т варьирует от 1 до 3,5. Все остальные породы разреза обеднены Т1
ВЬ Bi Th и
La Се Pr Sf Р Nd It Hf Sm Eu Ti Gd Tb Dy Y Ho Er Tm Yb Lu
СЗ Алмазоносные гнейсы ' i Неалмазоносные гнейсы 'Z j Известково-силжатные породы
Рис.9. Распределения несовместимых элементов, а - в гнейсах и известково-силикатных породах, б - гранат-пироксен-кварцевых и пироксен-калишпатовых породах нормированные на постархейский глинистый сланец (PAAS Taylor, McLennan, 1985).
Глава 7. ВЗАИМОСВЯЗЬ МИНЕРАЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКИХ ХАРАКТЕРИСТИК И ВАРИАЦИЙ АЛМАЗОНОСНОСТИ В ПОРОДАХ МЕСТОРОЖДЕНИЯ КУМДЫ-КОЛЬ
Алмазоносность пород, С использованием оптического метода подтверждено, что алмаз в породах месторождения находится в виде минеральных включений в гранатах, и редко в цирконах и пироксенах. Алмаз сохраняется в продуктах замещения гранатов и пироксенов, представленных агрегатом зерен талька, тремолита, хлорита, кальцита, флогопита в известково-силикатных породах и биотита, хлорита, кварца и плагиоклаза в гнейсах. В пределах шлифов и отдельных зерен минералов-контейнеров, включения алмаза распределены незакономерно. Не установлено повышения величины алмазоносности известково-силикатных пород на контакте с гнейсами, что следовало ожидать, если верна модель, предложенная Херманном с соавторами (Hermann et ai, 2006). Данные, полученные оптическим методом, подтверждены результатами выделения алмазов из мономинеральных фракций методом термохимического разложения. В мономинеральных фракциях гранатов и пироксенов известково-силикатных пород, а также фанатов и биотитов из гнейсов алмаз установлен, а в остатке, состоящем из минералов, слагающих основную массу пород, алмаз отсутствует. Полученные данные свидетельствуют о прямой корреляции между количеством алмаза и фаната в алмазоносных породах, однако сравнение составов фанатов в породах с различным содержанием алмаза показало, что они в значительной мере перекрываются. Составы слюд и пироксенов из однотипных пород с различной алмазоносностью также близки.
На этом основании сделан вывод о том, что вариации алмазоносности, наблюдаемые на разных интервалах изученного разреза в отдельных пластинках и шлифах однотипных пород, не коррелируют с составом породообразующих минералов и степенью измененности пород.
Геохимические характеристики пород с различной алмазоносностью. Отсутствие значимых различий в содержании и характере распределений редкоземельных элементов в однотипных породах с разной относительной алмазоносностью не дает возможности выделить критерий отличия алмазоносных от неалмазоносных пород (Рис.
9).
Шацкий В. С. с соавторами предполагают, что образование минеральной ассоциации алмазоносных известково-силикатных пород, включающей калиевый клинопироксен, фанат, фенгит, алмаз и карбонаты происходило в результате взаимодействия высокоплотного флюида, обогащенного калием, с прослоями карбонатных пород (Shatsky et al, 2005, 2006). Нами не установлено обогащение алмазоносных известково-
силикатных пород крупноионными литофильными элементами (Сб, Шэ, Ва, 8г), что должно наблюдаться в случае, если источником обогащенного калием флюида служили протолиты гнейсов. Отсутствует закономерное изменение состава минералов в известково-силикатных породах при удалении от контакта с гнейсами. Обогащение кальцием и магнием в алмазоносных гнейсах относительно неалмазоносных, не коррелирует с распределением известково-силикатных пород по разрезу. Эти данные не позволяют предполагать, что алмазоносность определяется взаимодействием контрастных по составу пород.
Полосчатость известково-силикатных пород может быть обусловлена исходно неоднородным составом протолита.
Изотопный состав углерода алмаза и графита и его возможный источник. Ранее для образования алмазов предполагалось: внутренний источник углерода (¡¡Игайку е/ а1, 1995), а также что изотопный состав алмазов определяется смешением углерода карбонатов (о'3С -4,3 до -5,9%о) и органического (<5|3С -25%о) (Саг^пу а а!., 2001). Близкий изотопный состав алмазов из гнейсов и известково-силикатных пород предполагает, присутствие карбонатов в протолитах гнейсов.
В полосчатых известково-силикатных породах в прослоях обогащенных гранатом, обнаружены зоны с ураганным содержанием алмаза и графита, имеющих форму прожилков. По нашему мнению это является следствием первичного распределения углерода в протолите известково-силикатных пород, которые могли характеризоваться наличием прослоев обогащенных пелитовым компонентом, с повышенным содержанием углерода органического происхождения. ЗАКЛЮЧЕНИЕ
В результате проведенных исследований установлено:
1) Вариации алмазоносности пород из различных участков разреза не обнаруживают корреляции с типом породы, ее минеральным составом или степенью измененности. Сравнение составов породообразующих минералов однотипных пород с различной величиной алмазоносности не показало значимых различий.
2) Наличие микровключений, содержащих воду, карбонаты и силикаты в алмазах из гнейсов и известково-силикатных пород позволяет предположить, что состав среды кристаллизации алмазов в большинстве типов пород месторождения Кумды-Коль имел промежуточный состав между водно-карбонатным и водно-силикатным конечными членами.
3) Отсутствие корреляции между содержанием азота и степенью его агрегации, установленные по интегральным ИК-спектрам
кристаллов, может быть обусловлено зонально-секториальным строением алмазов.
4) Отсутствие корреляции алмазоносности с минералого-геохимическими особенностями пород, характер вариаций алмазоносности в пределах разреза, штуфов, шлифов и отдельных зерен минералов свидетельствуют о том, что содержание алмазов в породах месторождения является следствием распределения органического углерода в пачке метаосадочных пород претерпевших метаморфизм сверхвысоких давлений.
Список опубликованных работ по теме диссертации:
1- Шацкий В. С., Ситникова Е. С., Козьменко О. А., Палесский С. В., Николаева И. В., Заячковский А. А. Поведение несовместимых элементов в процессе ультравысокобарического метаморфизма (на примере пород Кокчетавского массива) // Геология и геофизика,- 2006 б, - т. 47, -№4, -с. 485-498 (Перечень ВАК).
2- Ситникова Е.С., Шацкий В. С., Новые данные о составе среды кристаллизации алмазов в метаморфических породах Кокчетавского массива по результатам ИК-Фурье спектроскопии. Геология и Геофизика. 2009. №10, 50, е.- 1095-1130 (Перечень ВАК).
3- Ситникова Е. С. Доломитовые мрамора с контрастной алмазоносностью из месторождения Кумды-Коль (северный Казахстан) // Геология и геоэкология европейской России и сопредельных территорий: Материалы конференции им. Кратца, Репино, 13-16 октября, Санкт-Петербург с. 214-215, СПб., 2004.
4- Ситникова Е. С. Шацкий B.C. Геохимические особенности гранат-пироксен карбонатных пород с контрастной алмазоносностью из месторождения Кумды-Коль (северный Казахстан) // Строение литосферы и геодинамика: Материалы XXI Всероссийской молодежной конференции, Иркутск, 19-24 апреля 2005 г. - Иркутск, 2005.-С. 185-187с.
5- Ситникова Е. С. Гнейсы и мраморы с контрастной алмазоносностью из месторождения Кумды-Коль (северный Казахстан) // II Сибирская конференция молодых ученых по наукам о земле: Тезисы докладов, Новосибирск 1-3 декабря 2004г. с. 155-157, Новосибирск - 2004.
6- Колесникова* Е. С. Результаты исследования кристаллов микроалмазов из гнейсов и известково-силикатных пород месторождения Кумды-Коль, Северный Казахстан // III Сибирская конференция молодых ученых по наукам о земле: Тезисы докладов, Новосибирск 27-29 ноября 2006г. с. 116, Новосибирск - 2006.
7- Sitnikova Е., Shatsky V. S., Results of FTIR studing microdiamonds from gneisses and calc- silicate rokes from mine Kumdi-Kol, Northern Kazakhstan. 17th. Goldshmidt conference 19-20lh August, 2007, Cologne, Germany, pp. 943.
8- Ситникова E.C., Рагозин А.Л., Специфика среды алмазообразования в известково-силикатных породах и гнейсах месторождения Кумды-Коль (Северный Казахстан) по результатам ИК-Фурье спектроскопического исследования микроалмазов // Кристаллогенезис и минералогия: Материалы II Международной конференции, Санкт-Петербург, 1-5 октября 2007 г. - СПб., 2007. - С. 341-344
9- Рагозин. А. Л., Ситникова Е. С., Вода в номинальнобезводных минералах: результаты исследования породообразующих минералов алмазоносных пород месторождения Кумды-Коль, с. Казахстан // IV Сибирская конференция молодых ученых по наукам о земле: тезисы докладов, Новосибирск 1-3 декабря 2008г с. 222224, Новосибирск - 2008.
Рис. 1. Схема исследованного разреза.
81 83 95 87 8990
99 101 103 105107 108 110 7
115 117 122
/УУУУУ /УУУУУ /уу"/"/
V/"/ / / / /ууу'/у
/ууууу
/ууу"/у
'УУУУУ~ /ууууу
'/ /"/ / У
/у /у
>у
V / >у
/у уу
V/
V/ у у
V /
ууу_
У У~
ТТП
1ГГТ1 У/7
ПЭГГЗ
■' 111' I III
4Ф?
ш
Условные обозначения:
гнейс гранат-биотитовый
гнейс гранат-пироксеновый гнейс двуслюдяной гнейс цоизитовый известково-силикатная порода гранат-пироксен-кварцевая порода измененные фанат-пироксен-кварцевые породы кварцевая жила долерит
пироксен-калишпатовая порода метасоматически измененные породы сланец
Вариации величины относительной алмазоносности пород: высокоалмазоносные среднеалмазоносные низкоалмазоносные неалмазоносные
1,00.8
äf 0.6 u га S
я i
№
s
,1.5
S 1.0-O
m ■ ■■ *>
0.0
/ f*
9 Щ, о Л - . .
E
g- 1000
0 10 20 30 40 50 60
FeO/(FeO+MgO)*100% Клинопироксены основной массы известково-силикатных пород
10 20 30 40 50 FeO/(FeO+MgOnOO%
Клинопироксены из неалмазоносных гнейсов
Д
Д
■ Включения клинопироксенов в гранатах из известково-силикатных пород * Клинопироксены из гранат-пироксен-кварцевых поро,
■ Клинопироксены из алмазоносных гнейсов ♦ Клинопироксены из пироксен-калишпатовых пород
Рис. 3. Составы клинопироксенов из пород месторождения Кумды-Коль.
0 1000 2000 3000 4000 5000 6000 7000 8000
■ алмазы из гнейсов Н20(ррт) л алмазы из известково-силикатных пород
Рис. 6. Соотношение компонентов вода и карбонат-ион в микровключениях в алмазах. С02в карбонатной фазе.
Рис. 4. Составы слюд из пород месторождения Кумды-Коль, на классификационных диаграммах; а - флогопит-аннит-мусковит, отношение 4А1/4& -0,25-0,3, б - алюмоселадонит-ферро-алюмоселадонит-фенгит 4А1/481 <0,15 (классификация слюд Яегс/ег а1, 1998).
Рис. 7. Изотермы агрегации азота при длительности в 5 млн.л. а - 4,4 эВ энергия активации в секторе роста октаэдра (Finnie et al.,1994), б - 6,0 эВ энергия активации в секторе куба (Taylor et al., 1996). \
Мусковит
а
б
§ О
Фенгит
1.00
Алюмо
и Слюды основной массы известково-силикатных пород
■ Слюды заключенные в гранатах из известково-силикатных пород
■ Слюды из основной массы алмазоносных гнейсов
9 Слюды заключенные в гранатах алмазоносных гнейсов ■ Слюды из не алмазоносных гнейсов ♦ Слюды из пироксен-калишпатовых пород Слюды из гранат-пироксен-кварцевых пород
0 25 50 75
Степень агрегации азота (% !аА) » Алмазы из известково-силикатных пород
25 50 75
Степень агрегации азота (% laA) • Алмазы из гранат-пироксен-кварцевой поре
■ Алмазы из гнейсов
Ферро-алюмо
селадонит
0.25
*- носила фамилию Колесникова с 2006 по 2007гг.
Подписано к печати 20. 08. 10 Формат 60x84/16. Бумага офсет №1. Гарнитура тайме. Офсетная печать. _Печ. Л. 0,9. Тираж 100. Заказ №__
Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Ситникова, Екатерина Сергеевна
ВВЕДЕНИЕ.
1. Расположение и геологическое строение месторождения Кумды-Коль.
2. Методы исследования.
3. Петрография пород разреза.
3.1. Известково-силикатные породы.
3.2. Гнейсы.
3.3. Гранат-пироксен-кварцевые породы.
3.4. Пироксен-калишпатовые породы.
3.5. Дайки долеритов.
3.6. Тектонические брекчии.
4. Особенности химического состава породообразующих минералов и оценка Р-Т-условий метаморфизма.
4.1. Гранаты.
4.2. Клинопироксены.
4.4. Карбонаты.
4.5. Плагиоклазы.
4.6. Вторичные и акцессорные минералы.
4.7. Оценка Р-Т параметров метаморфизма.
5. Характеристики кристаллов микроалмаза.
5.1. Морфология кристаллов.
5.1.1. Алмазы из гнейсов.
5.1.2. Алмазы из известково-силикатных пород.
5.1.3. Алмазы из гранат-пироксен-кварцевых пород.
Результаты:.
5.2. Примесные характеристики кристаллов алмаза и изотопный состав углерода алмаза и графита.
5.2.1.Результаты исследования алмазов с применением ИК-спектроскопии.
5.2.2. Изотопный состав углерода графита и алмаза.
6. Геохимические особенности пород.
6.1. Гпсйсы.
6.2. Гранат-пироксен-кварцсвые породы.
6.3. Известково-силикатные породы.
6.4. Пироксен-калишпатовые породы.
7. Взаимосвязь минералого-петрографических характеристик и вариаций алмазоносности в породах месторождения Кумды-Коль.
7.1. Алмазоносность пород месторождения Кумды-Коль.
7.2. Взаимоотношение минералогических характеристик пород с алмазоносностью.
Основываясь на полученных данных, можно отметить, что вариации алмазоносности, наблюдаемые на разных интервалах изученного разреза в отдельных штуфах и шлифах однотипных пород, не коррелируют с составом породообразующих минералов и степенью измененности пород.
7.3. Взаимоотношение геохимических характеристик пород с алмазоносностью.
7.4. Характеристики кристаллов алмаза и величина алмазоносности пород.
Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Взаимоотношение алмазоносности с минералого-геохимическими особенностями метаморфических пород"
Актуальность исследования
Породы месторождения Кумды-Коль в течение многих лет являются объектом пристального исследования ученых всего мира (Sobolev, Shatslcy, 1990; Shatsky et al., 1995; Перчук и др., 1996; Zhang et al, 1997; De Corte et al., 1999; Ogasawara et al., 2000; Соболев и др., 2001; Cartigny et al., 2001; Schertl et al., 2004). Столь высокий интерес к данным породам связан с открытием в них алмаза в виде включений в гранате, цирконе, кианите и пироксене, что позволяет исследовать алмазы in situ (Sobolev, Shatsky, 1990; Shatsky et al, 1995, 1999). Проведенные изотопно-геохимические исследования пород {Shatsky et al, 1995, 199), и определение P - T параметров метаморфизма (Соболев, Шацкий, 1987; Sobolev, Shatsky, 1990; Sobolev et al., 1986, 1992, 1998; Соболев и др., 1994; Shatsky et al., 1995; Шацкий и др., 1989, 1991; Шацкий, Соболев 1993; Вавилов 1991; Zhang et al., 1997; Ogasawara et al, 2002, 2005;Katayama et al., 2002; Liou et al., 1998, 2002 и др.,) позволили предположить, что месторождение представляет собой пачку глубоко субдуцированных метаосадочных пород (Добрецов и др., 1998), которые претерпели этап частичного плавления (Shatsky et al., 1995, 1999; Korsakov et al., 2006; Hermann et al, 2006; Ragozin et al, 2009). Возраст пика метаморфизма определен в интервале 530 -537 млн. лет (Shatsky et al„ 1999; Claoue Long et al., 2001; Hermann et al, 2001, Херманн и др., 2006; Katayama et al, 2001).
Минеральный состав алмазоносных пород варьирует {Shatsky et al., 1995; Zhang et al, 1997). Наиболее широко распространенным типом алмазоносных пород являются гнейсы (от 80 до 85%) {Pechnikov, Kaminsky, 2008), которые переслаиваются с известково-силикатными породами, характеризующимися переменным содержанием силикатных и карбонатных минералов. Помимо карбонатсодержащих пород среди гнейсов встречаются прослои гранат-пироксен-кварцевых пород и будины неалмазоносных эклогитов. Гнейсы в различной степени мигматизированы (Shatsky' et al, 1995). Согласно с данными промышленной оценки запасов, проведенной геологами Кокчетавской геологоразведочной экспедиции в 1983—1986 гг., запасы алмазов на месторождении Кумды-Коль составляют более 3 млрд. карат, при среднем содержании в 20 карат на тонну, а для известково-силикатных пород зафиксированы содержания, превышающие 3 тыс. карат на тонну {Соболев и др., 2006). Ураганные содержания алмазов при их неоднородном распределении в пределах, как месторождения, так и однотипных пород, а также возможность обнаружения их в шлифах, делают это месторождение уникальным (Haggerty, 1999).
Огромное количество данных о породах, породообразующих минералах и об алмазах уже получено, но до настоящего времени нет единой точки зрения на условия образования алмазов и причины контрастной алмазоносности метаморфических пород месторождения. Это, возможно, связано с тем, что детальные минералого-петрографические и геохимические исследования в большинстве случаев проводились на образцах из отвалов штольни.
Проведенное опробование непрерывного разреза пород, который вскрыт в 45 орте разведочной штолыш месторождения Кумды-Коль, позволило впервые отобрать коллекцию образцов с точной геологической привязкой. Наличие практически всех типов алмазоносных пород в пределах изученного разреза дало возможность исследовать вариации алмазоносности в зависимости от минерального состава, геохимических характеристик и пространственного положения пород. Впервые были обнаружены образцы известково-силикатных, гранат-пироксен-кварцевых пород и гнейсов, размер кристаллов алмаза в которых превышает 40 мкм. Это дало возможность исследовать представительные выборки кристаллов методом ИК-Фурье спектроскопии. Полученные систематические данные об особенностях пород в пределах разреза и кристаллах алмаза из них позволили рассмотреть причины неравномерного распределения алмазов как в пределах пород одного петрографического типа, так и в пределах месторождения в целом.
Цели и задачи исследования
Изучение метаморфических пород контрастного состава месторождения Кумды-Коль и микроалмазов из них было проведено с целью выявления особенностей взаимоотношений алмазоносности с минералого-геохимическими характеристиками пород.
Для достижения намеченной цели проведены следующие исследования:
1. Детально изучены петрографические особенности пород опробованного разреза.
2. Определены составы минералов в алмазоносных и неалмазоносных породах.
3. На основании определения алмазоносности пород оптическим методом построена схема распределения алмазоносных пород в пределах разреза.
4. Установлены содержания петрогенных и редкоземельных элементов в разных типах пород разреза.
5. Изучена морфология микрокристаллов алмаза из различных типов метаморфических пород, определен их дефектно-примесный и изотопный состав.
Основные защищаемые положения
Вариации алмазоносности, наблюдаемые на разных интервалах изученного разреза в отдельных штуфах и шлифах однотипных пород, не коррелируют с составом породообразующих минералов и степенью измененное™ пород.
В большинстве типов пород алмазы кристаллизовались из флюида/расплава промежуточного состава между водно-карбонатпым и водно-силикатным конечными членами. Отсутствие корреляции степени агрегации азота в алмазах (Na х 100/Ntotai - от 14 до 75%) от его суммарного содержания в форме С - и А - дефектов обусловлено зональным строением кристаллов.
Совокупность полученных (изотопных и геохимических) данных свидетельствует о том, что вариации алмазоносности метаморфических пород являются следствием первично неравномерного распределения органического углерода в осадочной толще, испытавшей метаморфизм сверхвысоких давлений.
Научная новизна результатов
Впервые проведено систематическое исследование вариаций алмазоносности в пределах непрерывного разреза метаморфических пород сверхвысоких давлений месторождения Кумды-Коль и построена его схема.
Впервые методом ИК-спектроскопии исследованы алмазы из гнейсов и гранат-пироксен-кварцевых пород, а также получены качественные спектры для алмазов из известково-силикатных пород. Предположено, что широкие вариации концентрации азота и степени его агрегации могут быть обусловлены зональным строением кристаллов. Наличие в ИК-спектрах алмазов из известково-силикатных пород и гнейсов полос поглощения воды, карбонатов и силикатов свидетельствует об определенном сходстве среды кристаллизации алмазов в породах контрастного состава. На основании определенного изотопного состава углерода алмаза и графита сделан вывод о едином источнике углерода в породах разреза различного состава.
Практическая значимость работы
Впервые на микроскопическом уровне исследовано распределение алмазов в различных типах метаморфических пород месторождения Кумды-Коль. Показано, что алмазоносность метаморфических пород определяется содержанием углерода в протолитах и условиями метаморфизма. Эти данные позволяют рекомендовать в качестве перспективных объектов на поиски месторождений метаморфогенных алмазов только метаморфические комплексы, для пород которых подтверждены присутствие углерода и сверхвысокие давления метаморфизма.
Объект исследования
Объектом исследования являются метаморфические породы и алмазы месторождения Кумды-Коль (Северный Казахстан).
Фактический материал, методы и объем исследований
Исследования проводились с использованием коллекции штуфов пород месторождения Кумды-Коль, которая была отобрана в разведочной штольне месторождения в период полевых работ 2001-2003 гг. при участии автора.
Исходя из специфики поставленных задач, основными методами исследований являлись оптическая микроскопия, рентгеноспектральный микрозондовый анализ, рентгенофлюоресцентный анализ, метод масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой, ИК-Фурье спектроскопии, сканирующей электронной микроскопии.
На поляризационном оптическом микроскопе Zeiss Axiolab и Olimpus ВХ51 было просмотрено 120 шлифов и 100 пластинок. Исследованы особенности взаимоотношений минералов в 10 пластинках на сканирующем электронном микроскопе JEOL JSM-6380 (оператор С.В. Летов, аналитический центр ИГМ СО РАН). Составы минералов анализировались на рентгеноспектральном микроанализаторе с электронным зондом Camebax-micro фирмы Сашеса (оператор Л.В. Усова аналитический центр ИГМ СО РАН). Было сделано 1000 полных анализов. Для 37 образцов пород проведено определение содержаний петрогснных элементов методом рентгенофлюоресцентного анализа на рентгеновском квантометре «СРМ-25» (аналитики А. Д. Киреев, Н. А. Глухова, аналитический центр ИГМ СО РАН). Методом масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой проанализированы редкие и редкоземельные элементы (аналитики С. В. Палесский, О. А. Козьменко, И. В. Николаева, аналитический центр ИГМ СО РАН). Из 16 образцов методом полного термохимического разложения пород под руководством научного сотрудника О. А. Козьменко выделены кристаллы алмаза и графита. Исследована морфология более 400 кристаллов алмаза, с помощью сканирующего электронного микроскопа LEO 1430 VP, снабженного детектором обратных рассеянных электронов (SEM), а также JEOL JSM-6380 и HITACHI Т-100 (оператор С. В. Летов, аналитический центр ИГМ СО РАН). С применением метода ИК-Фурье спектроскопии на приборе Bruker VERTEX 70, оснащенном ИК-микроскопом HYPERION 2000 были исследованы более 250 алмазов (при содействии И. Н. Куприянова, лаборатория № 453 ИГМ СО РАН). На масспектрометре Finigan МАТ 525 определены изотопные характеристики углерода графита (9 определений) и алмаза (5 определений) (аналитик Д. Семенова, аналитический центр ИГМ СО РАН).
Апробация работы
По теме диссертации опубликовано 9 работ с участием автора, из них 2 статьи в рецензируемых российских журналах и 7 тезисов в трудах российских и международных конференций.
Результаты работы были представлены на: XV Российской молодёжной научной конференции, посвященной памяти члена-корреспондента АН СССР К.О. Кратца "Геология и геоэкология европейской России и сопредельных территорий" Санкт-Петербург - 2004; XXI Всероссийской молодежной конференции "Строение литосферы и геодинамика" Иркутск - 2005; второй, третьей и четвертой Сибирской международной конференции молодых ученых по наукам о земле, Новосибирск - 2004, 2006, 2008; 17 геохимической конференции им. Гольдшмидта, Кельн, Германия - 2007; II Международной конференции «Кристаллогенезис и минералогия», Санкт-Петербург - 2007.
Объем и структура диссертации
Объем работы 183 страниц. Диссертация состоит из 7 глав, введения, заключения, списка литературы, содержит 20 таблиц и 82 рисунков и 1 приложение. В списке литературы 288 источников.
В первой главе автором обобщена литературная информация об особенностях строения территории Кокчетавского массива и месторождения Кумды-Коль, результаты предшествующих исследований. Во второй главе рассмотрены методы исследования, применявшиеся при выполнении работы. Третья глава посвящена особенностям петрографии пород. Четвертая, пятая, шестая главы содержат оригинальный фактический материал (минералогия и геохимия пород месторождения, морфология, примесный состав алмазов, изотопный состав графита и алмаза). В седьмой главе проводится интепретация полученных автором данных.
Данная работа выполнена в лаборатории № 453 «Экспериментальной минералогии и кристалл о генезиса» в Учереждении Российской Академии наук Института геологии и минералогии им. В. С. Соболева под руководством профессора, доктора геолого-минералогических наук, член-корреспондента РАН Владислава Станиславовича Шацкого.
Автор выражает благодарность научному руководителю В. С. Шацкому за цепные советы, переданные материалы, предоставление аппаратуры для проведения исследований и написания диссертации, за постановку задачи и постоянное внимание к работе. Ю.Н. Пальянову за ценные советы. О. А. Козьмепко за помощь в освоении метода полного термохимического разложения пород для экстракции алмаза и графита; JI. В. Усовой за помощь в проведении рентгеноспектральных микроанализов; С. В. Летову за помощь в исследовании морфологии мнкрокристаллов алмаза на электронном сканирующем микроскопе; аналитикам А. Д. Кирееву и Н. М. Глуховой за проведение рентгенофлюоресцентного анализа пород; С. В. Палесскому и И. В. Николаевой за проведение анализов пород методом масс-спектромстрии с индуктивно-связанной плазмой; И. Н. Куприянову за помощь в работе на ИК-Фурье спектрометре; также С. 3. Смирнову, A. JI. Рагозину, JI. В. Бузлуковой, В. В. Калининой, А. С. Степанову, всей лаборатории 453 за ценные советы и моральную поддержку.
Работа выполнена в рамках проектов НИР и при финансовой поддержке Фонда содействия отечественной науке.
Существующие представления о генезисе микрокристаллов алмаза метаморфических пород Кокчетавского массива.
История изучения алмазоносности Кокчетавского массива очень длительна, началась она еще в 1929 г., когда были найдены первые алмазы на р. Занасу и в золотоносных россыпях оз. Боровое (Draverta, 1929). Позже, в 1946 г., М. А. Абдулкабирова своим открытием эклогитов на побережье оз. Кумды-Коль, указала на потенциальную алмазоносность территории северного Казахстана, что позволило предполагать наличие в регионе кимберлитов, которые могли быть источником россыпных алмазов {Абдулкабирова, 1946).
Предположения о существовании кимберлитов в Северном Казахстане обосновывали наличием пиропсодержащих пород и щелочных ультрабазитов, а также пиропа в современных аллювиальных и рыхлых палеогеновых отложениях {Ефимов, 1961). Найденные в 1960 г. пироповыс серпентиниты, образующие небольшое тело среди эклогитов у оз. Кумды-Коль, относились к породам, образованным в условиях верхней мантии {Ефимов и др., 1981а, б).
В 1967 г. в северной части Кокчетавского массива сотрудниками Института минеральных ресурсов (ИМРа, Симферополь) И. Ф. Кашкаровым и Ю. М. Полкановым было выделено 250 кристаллов алмаза при изучении палеогеновой титан-циркониевой россыпи. Особенности морфологии этих кристаллов позволили предполагать, что коренные породы расположены в пределах массива (Кашкаров, Полканов, 1972).
За открытием россыпных микроалмазов последовали поиски источников этих россыпей {Ессенов и др., 1968). Накопившийся к концу 60-х годов геологический и теоретический материал позволял утверждать, что источником алмаза в терригенных отложениях северной части Кокчетавской глыбы послужили местные породы. Необычный облик кристаллов (мелкие размеры, преобладание кубов, их желто-зеленая окраска и др.) резко отличали их от всех известных ранее алмазов. О генезисе мелких алмазов в те годы высказывались самые различные гипотезы: о кимберлитовом, ультраосновном или метеоритном коренном источнике {Вдовыкин, 1971; Витричепко, 1972; Юрк, 1973).
О. М. Розен с соавторами {1972) сообщил о находке кристаллов алмаза в коре выветривания эклогитов вблизи оз. Кумды-Коль. Это дало основания считать, что эклогиты являются источником аллювиальных алмазов {Горохов и др., 1975; Розен, Сидоренко, 1976; Летников, 1983).
Геологами Кокчетавской геологоразведочной экспедиции было проведено детальное исследование пород Кокчетавского массива и прилегающих регионов. Мелкообъемное шлиховое опробование палеогеновых рыхлых отложений районов титан-циркониевых россыпей позволило проследить по аллювиальным образованиям р. Чаглинки местоположение коренных источников мелких алмазов. Таким образом, был оконтурен перспективный участок вблизи оз. Кумды-Коль. Непосредственно на месторождении Кумды-Коль геологами было собрано более 10 м3 образцов из коры выветривания большого эклогитового тела, залегающего в гранито-гнепсах {Розен и др., 1972). Результаты, полученные методом термохимического разложения, показали наличие алмазов в пробах. Выбранный метод не давал возможности определить, с какими минеральными парагеиезисами связаны алмазы.
Гипотезы генезиса алмаза раннего периода исследования основывались только на фактах нахождения алмаза в метаморфических породах (Сидоренко, Теняков, 1978; Розен и др, 1979; Летников, 1983). А. А. Маракушев предполагал, что алмазы образовались в мантийных условиях в эклогитах, а ксенолиты эклогитов впоследствии перемещены с кимберлитами и лампроитами в земную кору, после чего все породы претерпели метаморфические преобразования (Маракушев, Безмен, 1992; Маракушев и др., 1995). Еще М. А. Абдулкабирова указывала на возможное наличие на севере региона пояса интрузивных тел подобных кнмберлит-лампроитовой серии (.Абдулкабирова, 1946). Позднее, в 80-90 гг. с применением оптических методов исследования были выделены ассоциации алмазоносных пород, что позволило разделить их па алмазоносные и неалмазоносные (Соболев, Шацкий, 1987, 1988; Sobolev, Shatsky, 1990; Shatsky et al., 1991; Sobolev et al., 1991). Установлено, что эклогиты не являются алмазоносными породами (Екимова и др., 1992), в результате гипотеза мантийного образования потеряла свою актуальность.
Гипотеза метастабильной кристаллизации алмаза позволяла предполагать его образование в условиях высоких напряжений в разломной зоне в бластомилонитах (Летников, 1983; Надеждина, Посухова, 1990; Лаврова, 1991; Добрэюинетская и др., 1994).
В своей статье В. А. Печников и Ф. В. Каминский полагают, что кристаллизация алмаза происходила в результате привноса флюида по серии разломов северовосточного простирания СPechnikov, Kaininsky, 2008). Авторы считают, что принадлежность месторождения Кумды-Коль и участка Барчи к единой разломной зоне северо-восточного простирания, подтверждает их гипотезу.
По мнению Н. В. Добрецова с соавторами, характер тектонических нарушений на территории участков, в породах которых диагностирован алмаз, не позволяет сделать вывод о том, что алмазообразование связано с зонами повышенной деформации (Добрецов и др., 1995, 1998, 2006). Ранее было неоднократно показано, что алмазоносными являются не все породы массива, а величина алмазоносности не коррелирует с минеральным составом пород {Sobolev, Shatsky 1990; Shatsky et al., 1991; Sobolev et al., 1991; Shatsky et al., 1995, 1999; Zhang et al., 1997).
Результаты детальных минералого-геохимических исследований метаморфических пород месторождения Кумды-Коль (Соболев, Шацкий, 1987, 1988, 1990; Shatsky et al., 1995, 1999; Zhang et al., 1997), а также кристаллов алмаза (Shatsky et al., 1998b, De Corte et al., 1998, 2000), свидетельствуют в пользу гипотезы образования алмаза из С-О-Н флюида в поле его термодинамической стабильности {Shatsky et al., 1995), при давлении свыше 40 кбар, в условиях соответствующих пику метаморфизма Стадии пика высокобарического метаморфизма отвечают такие минералы как коэсит, I алмаз, калиевый пироксен, гроссуляр-пироповый гранат. Это свидетельствует о том, что алмазоносные породы Кокчетавского массива были метаморфизованны в условиях сверхвысоких давлений и субдуцированы до глубин не менее 120 км (Соболев и др., 1989; Shatsky, Sobolev, 1990; Шацкий, 1990; Shatsky et al., 1995; Zhang et al., 1997; Korsakov et al., 1998). Давление при метаморфизме могло варьировать от 40 до 60 (70)кбар (Sobolev, Shatsky, 1990; Chopin, Sobolev, 1995; Sobolev et al., 1991, 1994; Shatsky et al., 1995; Martinez et al., 1996; Okamoto et al., 1998; Maruyama et al, 1999; Ogasawara et al., 2002; Шацкий и др., 20066). Установлено, что во всех типах алмазоносных пород алмаз встречается в виде минеральных включений в гранатах, клинопироксенах, цирконах, кианите и цоизите (Соболев, Шацкий, 1987; Соболев и др., 1989; Соболев и др., 1990; Шацкий, Соболев, 1993; Sobolev, Shatsky, 1990; Korsakov et al., 2002; Ogasawara et al., 2000). Микроалмазы часто образуют срастания с клинопироксеном, рутилом, сфеном, кианитом, калиевым полевым шпатом, биотитом, фенгитом, коэситом (Вавилов и др., 1991; Пенников, 1992; Соболев, Шацкий, 1987; Шацкий и др., 1993; Соболев и др., 1989; Sobolev, Shatsky, 1990). Отмечена сохранность микроалмаза в псевдоморфозах граната, сложенных агрегатом слюда+хлорит+амфибол совместно с турмалином (Sobolev, Shatsky, 1990; Shatsky et al., 1995). Показано, что алмазоносные метаморфические породы содержат минеральные ассоциации разных фаций метаморфизма (Shatsky, Sobolev, 1990; Shatsky et al, 1995; Zhang et al., 1997; Parkinson, 2000; Okamoto el al, 2000; Shatsky, Sobolev, 2003). При давлении в 40 кбар расчеты температур метаморфизма с использованием гранат-клинопироксенового геотермометра, показывают, что температуры для пироксен-карбонатных пород составили 990-1050 С; гранат-пироксен-кварцевых пород 920-1020 °С; гранаг-клинопироксеновых пород 920-1040 С; гнейсов 760-850 °С; и эклогитов 920-1000 °С (Sobolev, Shatsky, 1990; Shatsky et al, 1995; Zhang et al., 1997; Hermann et al., 2001; Katayama et al, 2001; De Corte et al., 2001). Самые низкие температуры установлены о для гнейсов 760-850 С, вероятно, такие результаты обусловлены изменением состава клинопироксена на этапах регрессивного метаморфизма (Shatsky et al., 1995; Zhang et al., 1997).
С применением различных методов (De Corte et al., 1998, 1999; Dobrzhinetskaya et al., 2005; Hwang et al., 2005, 2006) в кристаллах алмаза установлено наличие флюидных и, вероятно, минеральных включений. Наличие флюидных включений авторы считают подтверждением того, что кристаллизация алмаза в условиях пика метаморфизма происходила из флюидной фазы. Наличие микровключений карбонатного и силикатного состава (Hwang et al., 2005, 2006) интерпретируется как свидетельства кристаллизации алмаза из расплава (Korsakov et al., 2006). Гипотеза кристаллизации алмаза из расплава является самой молодой. Факты, полученные на настоящий момент, не позволяют однозначно охарактеризовать ни состав, ни особенности состояния среды кристаллизации алмаза (Dobrzhinetskaya et al., 2003, 2005, 2007; Hwang et al., 2005, 2006; Korsakov et al., 2006, Hermann et al, 2006).
Кокчетавский массив по сравнению с другими метаморфическими комплексами сверхвысоких давлений характеризуется уникальными особенностями. 1) Микроалмазы диагностируются в породах при микроскопическом исследовании, в форме минеральных включений в гранате, пироксене и цирконе в нескольких типах пород (Соболев, Шацкий, 1987; Shatsky, Sobolev, 1990, e.g., Chopin Sobolev, 1995). 2) Пик метаморфизма относят к периоду 540-530 млн. лет (Shatsky et al., 1999; Claoue-Long et al., 1991; Jagoutz et al, 1989; Hermann et al, 2001, 2006; Херманн и др., 2006; Ragozin et al, 2009). 3) Породы Кокчетавского массива претерпели этап анатектического плавления (Massonne, 2003; Korsakov et al., 2006, Hermann et al, 2006; Шацкий и др., 2006 a, 6; Ragozin et al, 2009).
Заключение Диссертация по теме "Минералогия, кристаллография", Ситникова, Екатерина Сергеевна
• Результаты исследования кристаллов алмаза кубического габитуса размером от 50 до 150 мкм желтого цвета из гнейсов, гранат-пироксен-кварцевой и известково-силикатных пород показали вариации содержания примеси азота от 300 до 3000 ррш, и степени агрегации азота от 14 до 75 %, среди кристаллов как из одного образца, так и разных пород [Табл. 5.2.1.3.]. Отсутствует корреляция между содержанием, степенью агрегации азота и типом породы, из которой выделены алмазы.
• Алмазы из гранат-пироксен-кварцевой породы отличаются по ИК-характеристикам от алмазов из гнейсов и известково-силикатных пород. В их ИК-спектрах установлены только полосы, которые обусловлены наличием водородных дефектов в структуре алмаза (3107 и 1405 см"1) и примеси азота (1130 см"1 и 1282 см' '), что может свидетельствовать об отличии их внутреннего строения, либо вариациях состава среды кристаллизации.
• Наличие микровключений карбонатов, кварца и воды в алмазах из гнейсов и известково-силикатных пород, установленное по ИК-спектрам кристаллов, свидетельствует о том, что кристаллы в контрастных по химическому составу породах могли кристаллизоваться в среде схожего состава.
• Данные об особенностях изотопных характеристик углерода графита из гнейсов (513С -8,3 -12,5%о), пироксен-калишпатовых пород (513С -11,5 -12,12%о) и известково-силикатных пород (513С ~ - 9,94%о), и алмаза из гнейсов (513С -9,6
12,6%о), известково-силикатных пород (813С -10,1 -11%о) и гранат-пироксен
11 кварцевой породы (5 С -7,0 -8,0 %о) месторождения Кумды-Коль согласуются с имеющимися в литературе данными, дополняют их, указывая на единый источник углерода.
• Данные об изотопном составе графита пнроксен-калишпатовых пород получены впервые.
6. Геохимические особенности пород
Данные об особенностях алмазоносных пород Зерендинской серии Кокчетавского массива свидетельствуют в пользу корового происхождения их протолитов (Shatsky et al., 1993, 1995, 1999), а также позволяют предполагать, что породы различного состава претерпели этап частичного плавления (Shatsky et al., 1990 b, 1994, 1999; Hermann el al., 2006; Шацкий, 2006 в; Korsakov et al., 2004, 2006). Пик метаморфизма пород характеризуется возрастом 540 - 530 млн. лет, а протолиты пород, вероятно, имеют возраст 2,2-2,3 млрд. лет (Jagoutz et al., 1990; Claoue^-Long et al., 1991; Katayama et al., 2001; Shatsky et al., 1999). Редкоземельные характеристики алмазоносных пород варьируют от обедненных до слабо обогащенных (La/Ybn - 0,15,4) имеют отрицательную европневую аномалию. Неалмазоносные породы Зерендинской серии демонстрируют типично коровые характеристики (Shatsky et al., 1995, 1999).
В нашем исследовании впервые получены данные об особенностях геохимических характеристик алмазоносных и неалмазоносных пород, находящихся в пределах опробованного разреза (орт 45) месторождения Кумды-Коль, вскрытого штольней. Особенностью пород разреза, кроме вариаций величины алмазоносности, является контрастный состав: в разрезе присутствуют известково-силикатные, свежие и измененные гранат-пироксен-кварцевые породы и прослои пироксен-калишпатовых пород в гнейсах, содержащие гранат или биотит.
6.1. Гнейсы
По содержанию АЬОз от 11 до 17 мае. %., и S1O2 от 51 до 68 мае. % алмазоносные гнейсы т смеси глин и песчаников (Бреус, 1981), а высокое содержание СаО может свидетельствовать о примеси карбонатного материала. Гнейсы обогащены ТЮ2, Fe^Oj, МпО, MgO, СаО, и обеднены Na20 относительно пород верхней коры (Rudnick, Gao, 2003) [Рис. 6.1.1.]. По содержанию АЬОз гнейсы близки к современным террпгениым породам (Sylvain, Gallet, 1998). По сравнению с постархейским австралийским глинистым сланцем (PAAS) неалмазоносные гнейсы обеднены СаО от 0,72 до 8,69 мае. % и MgO от 1,3 до 6,88 мае. %, а обогащенные алмазом гнейсы характеризуются повышенным содержанием MgO от 6,52 до 8,62 мае. %, и СаО от 8,49 до 14,79 мае. %. Все гнейсы, вне зависимости от алмазоносности, обеднены Na20 и К20 и Р2О5 и обогащены- Fe2C>3, MnO (Taylor, McLennan, 1985). [Рис. 6.1.2.].
Содержание U в гнейсах составляет от 0,8 до 3,6 ррш. Величина отношения Th/U для гнейсов варьирует. Для алмазоносных гнейсов эта величина изменяется от 0,3 редко до 5,74, что незначительно превышает установленное значение для коровых пород (Th/U=4 Taylor, McLennan, 1985). Неалмазоносные гнейсы характеризуются более широким диапазоном вариаций отношения Th/U от 0,11 до 17. Вариации Th/U отношения определяются степенью метаморфизма оно, как правило, увеличивается в породах гранулитовой фации.
По характеру распределений редкоземельных элементов, нормированных па содержание в постархейском глинистом сланце (PAAS Taylor, McLennan, 1985) [Таблица 6.1.1.], гнейсы месторождения можно разделить на две группы. Первые -сильно обеднены легкими редкоземельными элементами La/YbN -0.04-0,65. Вторые характеризуются ровными распределениями редкоземельных элементов La/YbN~ 0,68 -1, один образец гнейсов на 115 метре разреза имеет значение Ьа/УЬм~ 1,5, что отражает обогащение легкими редкоземельными элементами относительно тяжелых [Рис. 6.1.З.]. По своим редкоземельным характеристикам гнейсы с различной алмазоносностью близки.
Гнейсы на участках 71,5 и 100 метр разреза обогащены гранатом, а их спектры значительно обеднены легкими редкоземельными элементами (La/YbN ~ 0,04). Породы с большим содержанием граната являются реститами, этим обусловлено низкое содержание легких РЗЭ (Shatsky et al., 1999). Отношения элементов для данных образцов варьируют Sm/Nd от 0,33 до 0,61 и La/Sm от 1 до 3,5. Отмеченные вариации отношений Sm/Nd и La/Sm согласуются с показанной ранее В. Шацким с соавторами закономерностью, что высокие Sm/Nd при низких La/Sm типичны для пород, обогащенных гранатом, даже если гранат замещен вторичными минералами (Shatsky et al., 1999).
В мультиэлементных спектрах гнейсов с разной алмазоносностью, отобранных на разных участках разреза, нормированных на состав континентальной коры в целом (Rudnick, Gao, 2003), установлено наличие как отрицательных аномалий по Sr, Sm, Ti, так и положительных - Rb, К, Р, а также обогащение гнейсов крупноионными литофильными элементами Cs, Rb, К [Рис. 6.1.4]. Повышенным содержанием Ti характеризуются два образца гнейсов с 71,5 100 метров разреза.
10,00
1,00 к к i о.ю q. о
0,01
Рис 6.1.1. Распределения петрогенных элементов в гнейсах, нормированные на состав верхней континентальной коры (состав верхней коры Rudnick, Gao, 2003), 100
10 to <
1 I
0,1
0,01
Рис 6.1.2. Распределения петрогенных элементов в гнейсах, нормированные на состав постархейского глинистого сланца (PAAS) (состав PAAS Taylor, McLennan, 1985).
10 tn < а. I о. О
0,1
0,01
Si02 Ti02 А1203 Fe203 MnO
-V- наалыэзоносну 9 гнейсы -4- алмазоносные гннвйсы
Si02 ТЮ2 AI203 Fe203 MnO
Рис. 6.1.3. Распределения редкоземельных элементов в гнейсах, нормированные состав постархейского глинистого сланца (PAAS) (состав PAAS Taylor, McLennan, 1985).
ЗАКЛЮЧЕНИЕ В результате проведенных исследований установлено:
1) Вариации алмазоносное ги пород из различных участков разреза не обнаруживают корреляции с типом породы, ее минеральным составом или степенью измененности. Сравнение составов породообразующих минералов однотипных пород с различной величиной алмазоносности не показало значимых различий.
2) Наличие микровключений, содержащих воду, карбонаты и силикаты в алмазах из гнейсов и известково-силикатных пород позволяет предположить, что состав среды кристаллизации алмазов в большинстве типов пород месторождения Кумды-Коль имел промежуточный состав между водно-карбонатным и водно-силикатным конечными членами.
3) Корреляция между содержанием азота и степенью его агрегации, установленные по интегральным ИК-спектрам кристаллов, отсутствует, что обусловлено зонально-секториальным строением алмазов.
4) Отсутствие корреляции алмазоносности с минералого-геохимическими особенностями пород, характер вариаций алмазоносности в пределах разреза, штуфов, шлифов и отдельных зерен минералов свидетельствуют о том, что содержание алмазов в породах месторождения является следствием распределения органического углерода в пачке мегаосадочных пород претерпевших метаморфизм сверхвысоких давлений.
Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Ситникова, Екатерина Сергеевна, Новосибирск
1. Абдулин А. А. Геология и минеральные ресурсы Казахстана // Алматы. Гимен. -1994, -400с.
2. Абдулин А. А. Шлыгин А. Е. Металлогения и минеральные ресурсы Казахстана// Алма-Ата. КазССр, -1983, -312с.
3. Абдулкабирова М. А. Эклогиты Кокчетавского района // Вестник Каз. ССР. -1946, -№2,- с. 21-29.
4. Берзин Н. А., Колман Р. Г., Добрецов Н. JL, и др., Геодинамическая карта восточной части Палеоазиатского океана// Геология Геофизика, 1994, т. 35, -№7-8. -с. 8-28.
5. Беспаев Н. А., Антоненко А. Н. Глубинное строение и металлогения месторождений Казахстана// Алматы. -1997.-е. 24-30.
6. Вавилов М. А. Соболев Н. В. Шацкий В. С. Слюды алмазеодержащих метаморфических пород Северного Казахстана // Докл. АН СССР. -1991,-т. 319,-№2,-с. 466-470.
7. Вдовыкин Г. П. Сравнительная характеристика кубических зерен алмазов Украины и метеоритных алмазов // Записки ВМО. -1971, 4.100. Вып.2,-с. 192194.
8. Ведерников Н. II., Ефимов И. А. Алмаз показатель глубинности образования в мантии основных и ультраосновных пород // Всесоюзное совещание по геохимии углерода: Тезисы докл. -1981, -с. 241-243.
9. Ведерников Н. Н., Ефимов И. А., Розенков В. С. Геологические условия алмазообразования в эклогитовых и гипербазитовых комплексах Казахстана // Самородное минералообразование в магматическом процессе: Тезисы докл. -Якутск.- 1981,-с. 141-143.
10. Витриченко Э. А., Полканов Ю. А. О проблеме космогенных алмазов в земных осадках // Астроном, циркуляр. М.: АН ССР. -1972г,- № 698, -с. 2-5.
11. Гончаренко В. Е. Геологическое развитие и металлогения Кокчетавской глыбы в позднем рифее и палеозое. Алма-Ата. 1983. 23 с.
12. Добрецов Н. JL, Тениссен К., Смирнова Л. В. Структурная и геодинамическая эволюция алмазосодержащих метаморфических пород Кокчетавского массива (Казахстан) // Геология Геофизика, 1998, т. 39, № 12, с. 1645-1666.
13. Добрецов Н. Л., Буслов М. М., Рубатто Д., Сафонова И. Ю. Шалкарский офиолитовый комплекс (Северный Казахстан): структурное положение, возраст, геохимия и генезис // Геология и геофизика, 2006 б, т. 47, № 4, с. 475484.
14. Долгополов В. Ф. Стратиграфия и литология меловых и палеогеновых отложений Павлодарского Прииртышья в связи с оценкой их бокситоносностп // Вопросы геологии бокситов и кор выветривания Казахстана. Алма-Ата. КазИМС. -1977. -с. 26-48.
15. Другова Г. М., Прияткина Л. А. Эволюция метаморфизма зерендинской серии Кокчетавского массива // Изв. АН КазССР. Сер. Геол. -1974. -№5. -с. 1-10.
16. Екпмова Т. Е., Ивановская И. II, Надеждина Е. Д., Подкуйко Ю. А., Румянцев Г. С., Галимов Э. М. Типоморфизм алмазов в породах эклогит-гнейсовых комплексов // Всесоюзное совещание по геохимии углерода / Тез. Докл. М. 1981, с.223-225.
17. Екимова Т. Е., Лаврова Л. А., Надеждина Е. Д., Петрова М. А. Коренная и россыпная алмазоносность Северного Казахстана. Москва. ЦНГИРИ. -1992, -186с.
18. Ефимов И. А. О находках пироповых серпентинитов в докембрийских отложениях Кокчетавского антиклинория // Тр. КазИМС. -1961, -№5.
19. Ефимов И. А. Древнейшие породы Казахстана п Северной Киргизии. Алма-Ата. 1972, - 54с.
20. Заячковский В. Ф., Зорин Ю. М., Васильев А. М., и др. Об условиях залегания и о возрасте эклогитов Кокчетавской глыбы // Изв. ПН. КазССР. Сер. Геол. Наука. Алма-Ата. -1979, -с. 9-15.
21. Зоненшайн JI. П., Кузьмин М. И., Натапов JI. М. Тектоника литосферных плит территории СССР // Москва. Недра, -1990, -т.1, -325с.; т.2, -334с.
22. Кашкаров И. Ф., Полканов Ю. М. О некоторых особенностях алмазов из титаноносных россыпей Северного Казахстана // Тр. Минер. Музея им. В. Е. Ферсмана. -1972, вып. 21.-е. 183-185.
23. Клюев Ю. А. Интенсивность полос в ИК-спектре поглощения природных алмазов // Алмазы. -1971, № 6, с. 9-12.
24. Клюев Ю. А., Плотникова С. П., Смирнов В. И. Определение содержания оптически активных примесных дефектов в алмазах // Алмазы и сверхтвердые материалы, 1979, № 5, с. 1-3.
25. Корсаков А. В., Шацкий В. С., Соболев Н. В. Первая находка коэсита в эклогитах Кокчетавского массива//Докл. РАН. -1998, -т. 360, -с. 77-81.
26. Корсаков А. В., Шацкий В. С. Механизм образования алмазов в графитовых рубашках в метаморфических породах сверхвысоких давлений // ДАН. Геохимия. 2004, т. 399, № 2, с. 232-235.
27. Лаврова J1. Д. Печников В. А., Плешаков А. М., Надеждина Е. Д., Шуколюков Ю. А. Новый генетический тип алмазных месторождений. М., Научный мир, -1999,-228 с.
28. Летников Ф. А. Гранитоиды глыбовых областей // Новосибирск: Наука. 1975. 214с.
29. Любсцкий В. Н., Абдулкабирова М. А., Любецкая Л. Д., Калашников И. А. Тектоника и глубинное строение северного Казахстана // Алматы. -1988,-с.7-88.
30. Маракушев А. А., Безмен Н. И. Минералого-петрологические критерии рудоносности изверженных пород // Москва. Наука, 1992, 122с.
31. Маракушев А. А., Перцев И. Н., Зотов И. А., Панеях Н. А., Черненкова А. Ф. Некоторые петрологические аспекты генезиса алмаза // Геология рудных месторождений. 1995, т. 37, № 2, с. 105-121.
32. Мартовицкий В. П., Надеждина Е. Д., Екимова Т. Е. Внутреннее строение и морфология мелких нскимберлитовых алмазов // Минералогический журнал, 1987, т. 9, №2, с. 26-36.
33. Никитин А. В. Экспериментальное исследование дефектов структуры синтетических алмазов оптическими методами. Автореф. канд. дис. М., 1971.
34. Пальянов Ю. Н. Хохряков А. Ф. Борздов Ю. М. Сокол А. Г. Гусев В. А. Рылов Г. М. Соболев Н. В. Условия роста и реальная структура кристаллов синтетического алмаза // Геология и геофизика 1997, - т. 38, - № 5, - с. 882906
35. Перчук JI. J1. и др. Генезис эклогитов Кокчетавской глыбы // ДАН СССР, 1969, -т. 186, -№2.
36. Перчук Л. Л., Лаврентьева И. В., Аранович Л. Я., Подлесский К. К. Биотит-гранат-кордиеритовые равновесия и эволюция метаморфизма // Москва, Наука, 1983, 197 с.
37. Печников В. А. Сдвиговый метаморфизм и рудоконтролирующие парагенезисы // В сб., Тез. / Докл. Новосибирск, -1992, -с. 38-39.
38. Печников В. А., Бобров В. А., Подуйко Ю. А. Изотопный состав алмаза и сопутствующего графита из метаморфических пород северного Казахстана // Геохимия, 1993, №1, с. 150-154.
39. Розен О. М. Стратиграфия и особенности магматизма раннего докембрия Кокчетавского массива // Магматизм и метаморфические образования Восточного Казахстана/ Алма-Ата, -1968, -с. 90-98.
40. Розен О. М. Особенности внутреннего строения и эволюции некоторых докембрийских массивов палсозоид // Тектоника срединных массивов. -Москва, Наука, -1982, -с. 9-12.
41. Розен С. М., Зорин Ю. М., Заячковский А. А. Обнаружение алмаза в связи с эклогитами докембрия Кокчетавского массива // Доклады Академии Наук, СССР. -1972, -т. 203, -№3, -с. 674-676.
42. Румянцев Г. С., Надеждина Е. Д., Баевская., Гафитулина Д. С., Кулигин Б. М. Элементы-примеси некимберлитовых алмазов // Всесоюзное Совещание По геохимии углерода / Тезисы доклада, Москва, 1986, С. 102.
43. Соболев Е. В. Азотные центры и рост кристаллов природного алмаза //В сб., Труды института Геологии и Геофизики. Новосибирск. Наука, 1978, вып. 403, 245-255.
44. Соболев Н. В., Томиленко А. А., Шацкий В. С. Условия метаморфизма пород зерендинской серии Кокчетавского массива (по данным изучения флюидных включений) // Геология и геофизика, 1985, -№ 4, с. 55-58.
45. Соболев Н. В., Шацкий В. С. Проблемы генезиса эклогитов метаморфических комплексов // Геология и геофизика, -1986,-№ 9, с. 3-11
46. Соболев Н. В., Шацкий В. С. Включения минералов углерода в гранатах из метаморфических пород // Геология Геофизика, -1987, -№7, -с. 77-80.
47. Соболев Н. В., Шацкий В. С., Заячковский А. А., Вавилов М. А., Шешкель Г. Г. Алмазы в метаморфических породах Северного Казахстана // В сб., Геология метаморфических комплексов, Свердловск, 19896, с. 21-35.
48. Соболев Н. В., Шертл X. П., Бурхард М., Шацкий В. С. Необычный пироп-гроссуляровый гранат и его парагенезис из алмазосодержащих известково-силикатных пород Кокчетавского массива, Казахстан //Докл. РАН. 2001. т. 380, №2, с. 237-241.
49. Соболев Н. В., Шертл X. П., Нойзер Р. Д. Особенности состава и парагенезиса гранатов ультравысокобарических известково-силикатных метаморфических пород Кокчетавского массива (северный Казахстан) //Геология и геофизика, -2006, т. 47, №4, с. 521-531.
50. Трусова И. Ф. Парагенетический анализ кристаллических сланцев нижнего архея Кокчетавского массива// Сов. Геол. -1956, -51. с. 45-74.
51. Удовкина Н. Г., Муравицкая Г. Н., Лапутина И. П. Фазовые равновесия тальк-граиат-кианиговых пород Кокчетавской глыбы (Северный Казахстан). // Изв. АН СССР. Сер. Геол. -1978, -с. 16-22.
52. Чернов А. А. Теория устойчивости гранных форм роста кристаллов. Кристаллография, -1971, -т. 16, -вып. 4, -с. 842-863.
53. Шадрина В. А., Розенков В. С., Дергачев Д. В. Морфологические особенности алмазов некимберлитовых пород // Самородное элементообразование в эндогенных процессах / Тезисы докл / Якутск, 1985, С.20-24.
54. Шацкий В. С., Соболев Н. В. Пироксен-плагиоклазовые симплектиты в эклогитах Кокчетавского массива // Геология Геофизика, -1985,-с. 83-89.
55. Шацкий В. С., Соболев Н. В. Некоторые аспекты генезиса алмазов в метаморфических породах // Доклады Российской Академии Наук, -1993, -Т. 331,-№2. -С. 217-219.
56. Шацкий В. С., Ягоуц Э., Козьменко О. А., Блинчик Т. М., Соболев Н. В. Возраст и происхождение эклогитов Кокчетавского массива (Северный Казахстан) // Геология и геофизика, -1993, -Т. 34, № 12, - с. 47-58.
57. Шацкий В. С., Соболев Н. В., Добрецов Н. В., и др., Путеводитель по экскурсии на алмазосодержащие метаморфические породы Кокчетавкого массива (сев. Казахстан) // Новосибирск, -1995, -63с. (Шестая кимберлитовая конференция).
58. Шацкий В. С., Ягоутц Э., Козьменко О. А. Sm-Nd-датирование высокобарического метаморфизма Максютовского комплекса (Южный Урал) // Доклады Российской Академии Наук, -1997,-Т. 352, № 6. - С. 812-815.
59. Шацкий В. С., Рылов Г. М., Ефимова Э. С., Соболев Н. В. Морфология и реальная структура микроалмазов из метаморфических пород Кокчетавскогомассива, кимберлитов и аллювиальных россыпей // Геология и геофизика, -1998а,-Т. 39, № 7, - С. 942-955.
60. Шацкий В. С., Теннисен К., Добрецов II. JL, Соболев Н. В. Новые свидетельства метаморфизма сверхвысоких давлений в слюдяных сланцах участка Кулет Кокчетавского массива (Северный Казахстан) // Геология и Геофизика, -1998b,-Т. 39, -№8, -с. 1039-1044.
61. Шацкий А. Ф., Борздов Ю. М., Сокол А. Г., Пальянов Ю. Н. Особенности фазообразования и кристаллизации алмаза в ультракалиевых карбонат-силикатных системах с углеродом // Геология и Геофизика, -2002, -т. 43,-№10,- с. 940-950.
62. Шацкий В. С., Рагозин A. JL, Соболев Н. В. Некоторые аспекты метаморфической эволюции ультравысокобарических известково-силикатных пород Кокчетавского массива // Геология и геофизика,- 2006 а, т. 47, -№1, -с. 105-118.
63. Шлыгин Е. Д. Геологическое строение Кокчетавского района // Тр. Свердл. горного ин-та/ Свердловск. -1968, -Вып. 53, -с. 12-21.
64. Юрк 10. Ю., Кашкаров И. Ф., Полканов Ю. А., Еременко Г. К., Яловеико И.П. Алмазы песчаных отложений Украины // Наукова думка. Киев, -1973, -с. 167.
65. Ярославцева Н. С. Генезис полиметаморфических пород в Палеозойской структуре Кокчетавского массива (образование, распространение и минерагения) // Геология Казахстана. Алматы, -1996, -6, -с. 69-81.
66. Ярославцева Н. С., Касимов М. А. Новые проявления лампроитов на Кокчетавском массиве, специфика геологического строения и состава // Геология и разведка Казахстана, Алматы. -1997. -5-6,- с. 22-27.
67. Ader М., Boundou J.P., Javoy, М., Goffe\ В., Daniels, Е., Vieth-Redemann, А.1.otope study of organic nitrogen of Westphalian anthracites from eastern
68. Pennsylvania (USA) and from Bramsche Massif (Germany) // Org. Geochem. 1998.29,315-323.
69. Akaishi M., Yamaoka S. Crystallization of diamond from C-O-H fluids under high-pressure and high-temperature conditions // Journal of Crystal Growth 2000.-v.209. -pp.999-1003.
70. Andersen Т., Burke E. A. J., Austraheim H. Nitrogen bearing-aqueous fluid inclusions in some eclogites from Western Gneiss region of the Norwegian caledonides//Contribution Mineralogy and Petrology. 1989.-v. 103,-pp. 153-165.
71. Ai Y. A revision of the garnet-clinopyroxene Fe2+ Mg exchange geothermometer // Contribution to mineralogy and petrology. 1994. v. 115. pp. 467-473.
72. Arima M., Nakayama K., Akaishi M., Yamaoka S., Kanda H. Crystallization of diamond from a silicate melt of kimberlite composition in high-pressure and high-temperature experiments. Geology. 1993. v. 21, pp. 968-970.
73. Atkinson W. J. Diamond Exploration philosophy, practice, and promises: a review // In: J. Ross (Editor), Kimberlites and Related Rocks, vol. 2. / Geological Society of Australia, 1989. Special Publication 14, pp. 1075-1107.
74. Bailey S. W. Classification and structure of the micas //Reviews in mineralogy, 1984, v. 13-micas, p 644.
75. Bebout G. E. Metamorphic chemical geodynamics of subduction zone // Earth and Planetary Science Letter, 2007a, N 260, pp. 373-393.
76. Bebout G. E., Bebout A. E., Graham С. M. Cycling of B, Li and LILE (K, Cs, Rb, Ba, Sr) into subduction zone: SIMS evidence from mica in high-P/T metasedimentary rocks // Chemical Geology, 2007b, N 239, pp. 284-304.
77. Brey G., Brice W. R., Ellis D. J., Green D. II., Haris K. L., Ryabchikov I. D. Pyroxene-carbonate reactions in the upper mantle // Earth and Planetary Science Letter. 1983. v. 62, pp. 63-74.
78. Borisova E. Yu., Bibikova E. V., Dobrzhinetskaya L. F., Makarov V. A. Geochronologial study of zircon from granite-gneiss from Kokchetav diamondiferous area // Dokladi Akademy Nauk. 1995. 343. pp. 801-805.
79. Boid F. R., Gurney J. J. Mineral intergrowths with polycrystalline diamonds from the Orapamine // Carnegie Inst., Yearbook, 1982. pp. 2670-2730.
80. Bulanova G. P. The formation of diamond // Journal of Geochemical Exploration 1995. v. 53, 1-23.
81. Bundy, F. P., Bassett, W. A., Weathers, M. S., Hemley, R. J., Mao, H. K. & Goncharov, A. L. The pressure-temperature phase and transformation diagram for carbon, updated trough 1994 // Carbon 1996. v. 34. pp. 141-153.
82. Capdevilla, R., Arndt, N., Letendre, J., Sanvage, J. F. Diamonds in volcaniclastic komatite from French Guiana//Nature. 1999. v. 399, pp. 456-458.
83. Cartigny P., Hanis J. W., Phillips D., Girard M., Javoy M. Subduction-related diamonds: The evidence for a mantle-derived origin from coupled 513C-5ISN determinations. // Chemical Geology 1998. v. 147 pp. 147-159.
84. Cartigny P., Harris J. W., Javoy M. Diamond genesis, mantle fractions and mantle1.лnitrogen content: a study of the 5 C-N concentrations in diamonds // Earths and Planetary Science Letter. 2001b. v. 185, pp. 85-98.
85. Cartigny P., Ader M. A comment on "The nitrogen record of crust-mantle interaction and mantle convection from Archean to Present" by B.Marty and N. Dauphas EPSL 206(2003) 397-410. // Earths and Planetary Science Letter 2003 a. v. 6836. pp. 1-8.
86. Cartigny P., Harris J. W., Taylor A., Davies R., Javoy M. On the possibility of kinetic fraction of nitrogen stable isotopes during natural diamond growtli // Geochimica Cosmochimica Acta. 2003b. v. 67, N 8, pp. 1571-1576.
87. Cartigny P., Chinn I., Viljoen K. S. (Fanus), Robinson D. Early proterozoic ultra pressure metamorphism: evidence from microdiamonds // Science, 2004. v. 304, pp. 853-855.
88. Charette J. J. Natural and synthetic diamond under IR light // Industruction. Diamond Review. 1966, vol. 26, N 305, pp. 144-148.
89. Chopin C. Coesite and pure pyrope in high-grade blueschists of the Western Alps: a first record and some consequences // Contribution of Mineralogy and Petrology. 1984. v. 86, pp. 107-118.
90. Chopin C., Sobolev N. V. Principal mineralogic indicators of ultrahigh-pressure in crustal rocks // In: Coleman, R. G., Wang, X. (Eds.)/ Ultrahigh-Pressure Metamorphism /Cambridge University Press, New York, 1995. pp. 96-131.
91. Chrenco R, M., Tuft, R. E. and Strong, H. M. Transformation of the state of nitrogen in diamond//Nature. 1977. v. 270. pp. 141-144.
92. Clifford, T. N. Tectons metalogenic units and metallogenic provinces of Africa // Earth and Planetary Science. Letter. 1966. v. 1, pp. 421-434.
93. Clark, Davies. One-fhonon infrared absorption in diamond // Journal of Physics Science. Solid State Physics, 1984, 17, pp. 1127-1140.
94. Claoue-Long J. C., Sobolev N. V., Shatsky V. S., Sobolev A.V. Zircon response to diamond-pressure metamorphism in the Kokchetav massif, USSR // Geology. 1991. Vol. 19. -№7. P. 710-713
95. Coleman R. G., Wang X., 1995. (Eds) Ultrahigh pressure metamorphism. Cambridge, Cambridge University Press, 528p.
96. Dana E.S. The system of mineralogy, 6th edn, New York, John Wiley &Sons, 19821915
97. Dasgupta S., Sengupta P., Guha D., Fukuoka M. 1991 A refined garnet biotite FE -Mg exchange geotermometer and its application in amphibolites and granulites // Contribution to mineralogy and petrology v. 109, pp. 130-137.
98. Davies G. Evans N. Graphitization of diamond at zero pressure and at high pressure // Proceedings of the Royal Society. London, 1972a, 328, pp. 413-427.
99. Davies G. Some properties of nitrogen in diamond // Diamond Research/ Supply Industry Diamond Review. 1972b, pp. 21-29.
100. Davies G. The A nitrogen aggregate in diamond-its symmetry and possible structure //Nature. Journal of Physics C: Solid State Physics. 1976. v. 9, pp. 537-542.
101. Davies G. Nature, 1981, 290, 40-1.
102. Davies G., Collins A.T., Spear P. Sharp infra-red absorption lines in diamond // Solid State Communications, 1984, v.49, 433-436.
103. De Corte K., Cartigny P., Shatsky V. S., Javoy M., & Sobolev N.V. Evidence of inclusions in metamorphic microdiamonds from the Kokchetav massif, Northern Kazakhstan // Geohimimica et Cosmohimica Acta. 1998b. v. 62. pp. 3765-3773.
104. Deer W. A., Howie R. A., Zussman J. Rock-forming minerals. Department of geology. Manchester University. London. 1962.
105. Dobretsov N. L. Blueschists and eclogites: a possible plane tectonic mechanism for the emplacement from the upper mantle // Tectonophysics. 1991. v. 186. pp. 253-368.
106. Dobretsov N. L., Shatsky V. S., Sobolev N. V. Comparison of the Kokchetav and Dabie Shan metamorphic complexes: Coesite and diamond-bearing rocks and UHP-HP accretional-collisional events // International Geology Review. 1996. v.37, p. 636-656/
107. Dobrzhinetskaya L. F., Braun Т. V., Sheshkel G. G., Podkuiko Y. A. Geology and structure of diamond-bearing rocks of the Kokchetav massif, Kazakhstan // Tectonophysics. 1994. v. 233. pp. 293-313.
108. Dobrzhinetskaya L. F., Eide, E. A., Larsen, R. В., Sturt, B.A., Tronnes, R. G., Smith, D. C., Taylor, W.R., Posukhova, Т. V. Microdiamond in high-grade metamorphic rocks of the Western Gneiss Region, Norway // Geology. 1995. v. 23, pp 597-600.
109. Dobrzhinetskaya, L. F., Wirth, R., Green, H. W. Nanometric inclusions in diamonds: a new constrains for the origin of diamonds in orogenic belts // Abstract volume, 32d IGD, Florence, 2004.1232.
110. Dobrzhinetskaya L. F., Wirth R., Green II H.W. Direct observation and analysis of a trapped СОН fluid growth medium in metamorphic diamond // Terra Nova. 2005. v. 17, pp. 472-477.
111. Dobrzhinetskaya L. F., Wirth R., Green II H. W. Nanometric inclusions of carbonates in Kokchetav diamonds from Kazakhstan: A new constraint for the depth of metamorphic diamond crystallization // Earth and Planetary Science Letter, 2006. v. 243. 85-93.
112. Evans B. W., Trommsdorff V., Goles G. G. Geochemistry of high-grade eclogites and metarodingites from the Central Alps // Contribution to Mineralogy and Petrology, 1981, v. 4, pp. 420.
113. Evans Т., Qi Z. The kinetics of the aggregation of nitrogen atoms in diamond // Proceeding of the Royal Society. London. 1982. A381, pp. 159-178.
114. Ellis D. J., Green D. H., An experimental Study of the Effect of Ca upon garnet-clinopyroxene Fe Mg exchange equilibria // Contribution to mineralogy and petrology. 1979. v.71. pp. 13-22.
115. Finnie K. S., Fisher, D., Griffin, W. L., Harris, J. W., Sobolev N.V. Nitrogen aggregation in metamorphic diamonds from Kazakhstan // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1994. v.58, n23, pp.5173-5177.
116. Frey F. A., Trace element geochemistry: applications to the igneous petrogenesis of terrestrial rocks // Reviews of Geophysics and Space Physics. 1979, v. 17, pp. 803823.
117. Veniaminov S. Y., Prendergast F. G. Water (H2O and D2O) molar absorptivity in the 1000-4000 cm"1 range and quantitative infrared spectroscopy of aqueous solutions // Analytical Biochemistry, 1997, 248 (2), pp. 234-345.
118. Gardini A. A., Tydings J. E. Diamond syntesis: observation on the mechanism of formation// American Mineralogist. 1962. v.11-12: pp. 1393-1421.
119. Gebauer D., Lappin M. A., Grunenfelder M., Wyttenbach A. The age and origin of some Norwegian cclogites: a U-Pb zircon and REE study // Terra Cognita, 1985, v. 52, n. 2, p. 417.
120. Green Т. H., Significance of Nb/Ta as an indicator of geochemical processes in crust-mantle system//Chemical Geology, 1995, 117, 149-166.
121. Haggerty S. E. A diamond trilogy: superplumes, supercontinents, and supcrnovae // Science / 1999, v. 285, pp. 851-860.
122. Harley S. L., Carswell D. A. Ultradeep crustal metamorphism: a prospective view // Journal of Geophysics Research. 1995. v. 100, pp. 8367-8380.
123. Harris, J. W. Diamond geology // In: Field, J.E (ED.) / The Properties of Natural and Synthetic Diamonds. 1992. Pp. 345-393.
124. Hey M. H., A new review of the chlorites // Mineral magazine, 1954, v. 30, p. 277.
125. Hermann J., Green D.H. Experimental constants on high pressure melting in subducted continental crust // Earths and Planetary Science Letter, 2001a. v. 188. pp. 149-186.
126. Hermann J., Rubatto D., Korsakov A., Shatsky V. S. Multiple zircon growth during fast exhumation of diamondiferous, deeply subducted continental crust (Kokchetav Massif, Kazakhstan) // Contribution to Mineralogy and Petrology. 2001b. v. 141. pp. 66-82.
127. Hermann J. Experimental constrains on phase relation in subducted continental crust // Contribution to Mineralogy and Petrology. 2002. 143.pp. 219-235.
128. Hermann J., Spandler C., Hack A., Korsakov A. Aqueous fluids and hydrous melts in high-pressure and ultra-high pressure rocks: Implications for element transfer in subduction zones // Lithos. 2006. v. 92. pp. 399-417.
129. Heinrich E. W., Levinson A. A., Levandowski D. W., Hewitt С. H. Studies in the natural histoiy of micas // University if Michigan Engineering Research. 1953, Institute Project M.978, final report.
130. Holland T. J. B. High water activities in the generation of high pressure kyanite eclogites of the Tauern Window, Australia //Journal of Geology, 1971, v. 87, n. 1, pp. 1-27.
131. Honma H., Itihara Y. Distribution of ammonium in minerals of metamorphic and granitic rocks // Geochimica and Cosmohimica Acta. 1981. v. 45, pp.983-988.
132. Hough R. M., Gilmour I., Pillinger С. Т., Arden J. W., Gilkes K. W. R., Yuan J., Milledge H. J. Diamond and silicon carbide in impact melt rock from the Ries impact crater//Nature. 1995. v. 378, pp. 41-44.
133. Hwang S. L., Shen P. Yui Tf., Chu H. T. Metal-SuIfur-COH-silicate fluid mediated diamond nucleation in Kokchetav ultra-high-pressure gneiss// European Journal of Mineralogy, 2003, v. 15, pp. 503-511.
134. Hwang S-L., Shen P., Chu H-T., Yui T-F., Liou J. G., Sobolev N. V., Shatsky V. S. Crust-derived potassic fluid in metamorphic microdiamond // Earth and Planetary Science Letter. 2005. v. 231. pp. 295-306.
135. Iancu O. G., Cossio R., Korsakov A. V., Compagnoni R., Popa C. Cathodoluminescence spectra of diamonds in UHP rocks from the Kokchetav Massif, Kazakhstan // Journal of Luminescence, 2008, v. 128, pp. 1684-1688.
136. Ingamells, С. О. Lithium metaborate flux in silicate analysis // Analytic Chimica Acta, 1970, v. 52, pp. 323-334.
137. Ishida H., Ogasawara Y., Ohsumi K., Saito A. Two stage growth of microdiamond in UHP dolomite marble from Kokchetav Massif, Kazakhstan // Metamorphic Geology. 2003. v. 21. pp. 515-522.
138. Irifune, Т., Sekine Т., and A.E. Ringwood. The eclogites-garnet transformation at high pressure and some geophysical implications // Earth and Planetary Science Letters. 1986. v. 77. pp. 245-256.
139. Izraeli E. S., Harris J. W., Navon O. Brine inclusion in diamonds: a new upper mantle fluid// Earth and Planetary Science Letters. 2001. v. 187(3-4) 323-332.
140. Izraeli E. S., Harris J. W., Navon O. Fluid and mineral inclusions in cloudy diamond from Koffifontein, South Africa // Gechimica et Cosmochimica Acta. 2004. v. 68 (11) pp. 2561-2575.
141. Jagoutz E., Shatsky V. S., Sobolev N. V. Sr-Nd-Pb isotopic study of ultra high PT rocks from Kokchetav Massif // V. M. Goldschmidt conference; program and abstracts: Geochem. Soc., United States. 1990., P. 56
142. Javoy M., Pineau F., Iiyama T. Experimental determination of the isotopic fractionation between gaseous CO2 and carbon dissolved in tholeitic magma // Contribution To Mineralogy And Petrology, 1978, v. 67, pp. 35-39.
143. Jarvis, К. E. A critical evaluation of two sample preparation techniques for low-level determination of some geologically incompatible elements by inductively coupled plasma mass-spectrometry // Chemical Geology, 1990, v. 83, pp. 89-103.
144. Jones R., Briddon P. R., and Oeberg S., First-principles theory of nitrogen aggregates in diamond // Philosophy Magazine Letter. 1992. v. 66, pp. 67-74.
145. Kamija Y., Lang A. R. On the structure of coated diamonds // Philosophy Magazine, 1965, v. 11, n. 110, pp. 347-365.
146. Katayama I., Zayachkovsky A. A., and Maruyama S. A widow to prograde metamorphism of the Kokchetav Massif, northern Kazakhstan // In workshop UHP metamorphism Exhumation, Dec 3-6, / Stanford Univ., 1998. pp. A-91-95.
147. Katayama L, Nakashima S. Hydroxyl incorporation from deep subducted crust: Evidence for H20 transport into the mantle // American Mineralogist, 2003. v. 88, pp. 229-234.
148. Katayama I., Nakashima S., Yurimoto H. Water content in natural eclogites and implication for water transport into the deep upper mantle // Lithos. 2005. V. 86, pp. 245-259.
149. Kaiser W. Bond L. Nitrogen a major impurity in common type I diamond // Physical Review., 1959. v. 115, pp. 857-863.
150. Kanda H., Ohsawa Т., Yamaoka S. Formation of nitrogen pairs in synthetic diamond during growth // In Science and Technology of new diamond (cd. S. Saito et al.). pp. 339-344. Terra.
151. Kessel R., Ulmer P., Pettke Т., Schmidt M. W. Thompson A.B. The water-basalt system at 4 to 6 GPa: Phase relations and second critical endpoint in K-free eclogitc at 700 to 1400°C // Earth and Planetary Science Letters. 2005. v. 237.pp.873-892.
152. Kesson S. E., Ringwood A. E. Slab Mantle interactions 2. The formation of diamonds // Chemical Geology. 1989. v. 78, pp. 97-118.
153. Kepler H. Thermodinamies of water solubility and partitioning // Reviews in Mineralogy and Geochemistry. 2006. v. 62. pp. 193-230.
154. Klein-Ben David O., Izraeli E. S., Hauri E., Navon O. Mantle fluid evolution a late of one diamond // Lithos. 2004. v. 77 (N 1-4) 243-253.
155. Korsakov, A. V., Shatsky V. S., Sobolev N. V. First occurrence of Coesite in eclogites from the Kokchetav massif, Northern Kazakhstan // Russian Geol. Geophysics. 1998, v. 34, pp. 40-50.
156. Korsakov A. V., Shatsky V. S., Sobolev N. V., Zayachkovsky A. A., Garnet-biotite-clinozoisite gneisses: a new type of diamondiferous metamorphic rock from the Kokchetav Massif // European Journal of Mineralogy, 2002, v. 14, p. 915-928.
157. Korsakov V., Theunisen K., Smirnova L. Intergranular diamonds derived from partial melting of crustal rocks at ultrahigh-pressure metamorphic conditions // Terra Nova. 2004. v. 16, pp. 146-151.
158. Korsakov A. V., Hermann J. Silicate and carbonate melt inclusions associated with diamonds in deeply subducted carbonate rocks // Earth and Planetary Science Letters. 2006. V. 241, 1-2, pp. 104-118.
159. Kretz, R., Symbols for rock-forming minerals // American Mineralogist. 1983. v. 73, pp. 216-33
160. Krogh E. J. The garnet-clinopyroxene Fc-Mg geothermometer: A reinvestigation of existing experimental data // Contribution of Mineralogy and Petrology. 1988. v. 99, pp. 44-48.
161. Iancu O. G., Cossio R., Korsakov A.V., Compagnoni R., Popa C. Cathodoluminescence spectra of diamonds in UHP rocks from the Kokchetav Massif, Kazakhstan // Journal of Luminescence. 2008. v. 128. pp. 1684-1688.
162. Lang A. R. Internal structure. The properties of diamond // Academic Press, London, 1979, pp. 425-469.
163. Lavrova, L. D. New type of diamond deposits // Priroda, 1991. v. 12. 62-68 (in Russian).
164. Lavrova L. D., Karpenko S., Lyalikov A. V. Diamond formation in the age succession of geological events in the Kokchetav Massif: Evidence from isotopic geochronology// Geochemistry International. 1997. v. 35, pp. 589-95.
165. Lappin M. A., Smith D. C. Carbonate, silicate and fluid relationships in eclogites, Sekje district and environs, SW Norway // Transition of the Royal Society of Edinburgh: Earth Sciences, 1981, v. 72, pp. 171-193.
166. Liou, J. G., Zxang, R. Y., Ernst, W. G., Rumble III, D., Maruyama, S. High-pressure minerals from deeply subducted metamorphic rocks // Reviewing Mineralogy. 1998. v. 37, pp. 33-96.
167. MacRae, N. D., Armitage, A. E., Jones, A. L., Miller, A. R. A diamondiferous lamprophyre dyke, Gibson Lake area, North-west Territories // Geology Review. 1995. v. 37, pp. 212-229.
168. Marakushev A. A., Pertsev N. N., Zotov I. A., Paneyakch N. A., & Cherenkova A. F. Some petrological aspects of diamond genesis // Geology of Ore Deposits, v. 37, pp. 105-21 (in Russian).
169. Marsh, J. S., Relations between transform direction alkaline igneous rock lineaments in Africa and South America // Earth and Planetary Science Letters. 1973. v. 18. pp. 317-323.
170. Martinez I., Zhang J. & Reeder R. In situ X-ray diffraction of aragonite and dolomite at high pressure and temperature: Evidence for dolomite breakdown to aragonite and magnesite // American Mineralogist. 1996. v. 81, pp. 611-24.
171. Massonne H. J. Phengite: Eine experimentelle untersuchung ihres druck-temperatus-verhaltens in system K20-Mg0-A1203-Si02-H20. PhD thesis, Univ Bochum.
172. Massone, H. J. A new occurrence of microdiamond in quartzofeldspatic rocks of Saxonian Erzgebirge, Germany, and their metamorphic evolution // In Gurney J. J.,
173. Gurney L. G., Pascoe M. D. & Richardson S. H. (eds.) // Proc. of the 7th Int. Kimberlite Conf., Cape Town: Redroof Publ., 2(The Nixon Vol.): 1999. pp. 533-539.
174. McDonough, W. F., and Sun, S.-S. The composition of the Earth //Chemical Geology, 1995, v. 120, pp. 223-253.
175. Michard A. Rare earth element systematics in hydrothermal fluids // Geochimica Cosmochimica Acta 1989, v. 53, pp. 745-750.
176. Nadejdina E. D., Posukhova Т. V. The morphology of diamond crystals from metamorphic rocks // Mineralogicheskiy Zumal. 1990. v. 12, pp. 3-15.
177. Navon O., Hutcheon I. D., Rossman G. R., and Wasserburg G. J. Mantle-derived fluids in diamond micro-inclusions // Nature. 1988. v. 335. pp.746-789.
178. Ogasawara Y., Ohta M., Fukasawa K., Katayama I., Maruyama S. Diamond-bearing and diamond-free metacarbonate rocks from Kumdi-Kol in the Kokchetav Massif, Northern Kazakhstan // The Island Arc. 2000. v. 9. pp. 400-416.
179. Okamoto, K., Maruyama, S., Liou, J.G., Ogasawara Y. Petrological study of the diamond-grade eclogite in the Kokchetav massif, northern Kazakhstan // EOS Transactions, AGU fall meeting 1998. v. 79, F988.
180. Okamoto, K., Liou, J. G., Ogasawara, Y. & Maruyama S. Petrology of the diamond-grade eclogite in the Kokchetav Massif, Northern Kazakhstan // The Island Arc. 2000. v. 9, pp. 382-402.
181. Okay, A., Xu, S., Sengor, A. M. C. Coesite from Dabie Shan eclogites, ccntral China // Eurnal of Mineralogy. 1989. v. 1, pp. 595-598.
182. Okay A. I. Petrology of a diamond and Coesite bearing metamorphic terrain, Daby Shan, China// European Journal of Mineralogy. 1993, v. 5, pp. 659-673.
183. Ono, S., Yasuda. V. Compositional change of majoritic garnet in a MORB composition from 7 to 17 GPa and 1400°-1600°C // Physics of Earth and Planetary Interiors. 1996.
184. Orlov Yu. L. The mineralogy of the diamond. New York. 1977.
185. Palache C., Berman H., Frondel C. Dana s System of mineralogy //1951, 2, 7th ed., J. Wiley, New York.
186. PaPanov Y. N., Sokol A. G., Borzdov Y. M., Khokhryakov A. F., Sobolev N.V. Diamond formation from mantle carbonate fluids // Nature 1999. v. 400. pp. 417-418.
187. PaPyanov Y. N. Sokol A. G., Khokhryakov A. F., PaPanov Y. M., Borzdov Y. M., Sobolev N. V. Diamond and graphite crystallization in СОН fluid at PT parameters of the natural diamond formation // Dokladi Earths Science 2000. 375A 1395-1398.
188. PaPyanov Y. N. Shatsky V. S., Sokol A. G.,Tomilenko N. V., Sobolev N. V. Crystallization of metamorphic diamond: an experimental modeling // Dokladi Earths Science. 2001. v. 381, pp. 935-938.
189. Pal'yanov Y. N., Sokol A. G., Borzdov, Y. M., Khokhryakov A. F. Fluid bearing alkaline-carbonate melt as the medium for the formation of diamond in the Earth's mantle: an experimental study // Lithos. 2002a .v. 60, N 3-4 pp. 145-159.
190. Pal'yanov Y. N., Sokol A. G., Borzdov, Y. M., Khokhryakov A. F. Diamond formation through carbonate-silicate interaction // American Mineralogist. 2002b. v.87, p. 1009-1013.
191. Pal'yanov Y. N., Borzdov, Y. M., Bataleva Yu. V., Sokol A. G., PaPyanova G. A., Kupriyanov I.N. Reducting role of sulfides and diamond formation in the Earth's mantle // Earth and Planetary Science Letters. 2007. v. 260, pp. 242-256.
192. Pearson D. G., Davies G. R., Nixon P. H. Orogenic ultramafic rocks of UHP (diamond facies) origin // In Ultrahigh Pressure Metamorphism / eds. Coleman R. G. and Wang X/Cambridge University Press, 1995, pp. 456-510.
193. Peters, К. E., Sweeney, R. E., Kaplan, I.R. Correlation of carbon and nitrogen stable isotope ratios in sedimentary organic matter // Litmology and Oceanogiaphy. 1978. v. 23, pp. 598-604.
194. Pechnikov Y. A., Kaminsky F. V. Diamond potential of metamorphic rocks in the Kokchetav Massif, northern Kazakhstan // European Journal of Mineralogy. 2008. v. 20. pp. 395-413.
195. Phillipot P. Fluid-melt-rock interaction in the mafic eclogites and Coesite-bearing measediments: constraints on volatile iecycling during subduction// Chemical geology 1993. 108. pp. 93-112.
196. Ragozin A L., Liou J. G., Shatsky V. S., Sobolev N. V. The timing of the retrograde partial melting in the Kumdi-Kol region (Kokchetav Massif, Northern Kazakhstan) // Lithos. 2009. v. 109, pp. 274-284.
197. Rapp R. P., Shimizu N., Normann M. D., Applegate G. S. Rection between slab-derived melts and peridotite in the mantle wedge: experimental constrains at 3.8 GPa // Chemical Geology. 1999. v. 160. pp. 335-356.
198. Rau G. H., Arthur, M. A., Dean, W. E. 15N/14N variations in Cretaceous Atlantic sedimentary sequences: implication for past changes in marine nitrogen biochemistry // Earth and Planetary Science Letters. 1987. v. 82. pp. 2561-2572.
199. Ravna E. 2000. The gainet chnopyroxene Fe - Mg geothermometer: an updated calibration//Journal of metamorphic geology. 2000. v. 18, №2, pp. 211-219.
200. Rudnick, R. L., Fountain, D. M. Nature and composition of the continental crust: a lower crustal perspective // Reviewing in Geophysics. 1995. v.33, pp. 267-309,
201. Russel S. S., Arden, J. W., Gilkes, K. W. and Pillinger, С. T. Diamond from urelite meteorites // Diamond Confeience Abstr., 1993. v. 21. 1-21.2.
202. Sato K., Akaishi M., Yamaoka S. Spontaneous nucleation of diamond in the system MgC03 CaC03 -С at 7.7 GPa // Diamond Related Materials. 1999. v. 8. pp. 19001905.
203. Schertl H. P., Sobolev N.V., Neuser R. D., Shatsky Y. S. HP-metamorphic rocks from Dora Maira/Western Alps and Kokchetav/Kazakhstan: new insights usingcatodoluminescence petrography // European Journal of Mineralogy, 2004, N 16, pp. 49-57.
204. Schidlowsky, M. A 3.800-million year isotopic record of life from carbon in sedimentary rocks//Nature. 1983. v. 333. pp. 313-318
205. Schmidt M. W., Vielzeuf, D., Auzanneau, E. Melting and dissolution of subducting crust at high pressures: the key role of white mica // Earth and Planetary Science Letters. 2004. v. 228(1-2) pp. 65-84.
206. Schrauder M., Koeberl C. Navon O. Trace element analyses of fluid-bearing diamonds from Jwaneng, Botswana // Geochimica and Cosmochimica Acta. 1996. v. 60 (23) pp. 4711-4724.
207. Schrauder M., Navon O. Hydrous and carbonatitic mantle fluid in fibrous diamond from Jwaneng, Botswana //Geochimica and Cosmochimica Acta. 1994. v. 58. (2) 761-771.
208. Schreyer W. Ultradcep metamorphic rocks: The retrospective view // Journal of Geophysics Research. 1995. v. 100, p. 8353-8366
209. Schulze D. J., Helmstaedt H. Coesite-sanidine eclogites from kimberlite: products of mantle fractionation or the subduction? // Journal of Geology. 1988. v. 96, p. 435443.
210. Sobolev N.V., Shatsky V. S. Diamond inclusions in garnets from metamorphic rocks //Nature 1990a. v. 343, p. 742
211. Shatsky V. S., Sobolev N. V., Stenina N. G. Structural peculiarities of pyroxenes from eclogites // Terra cognita. 1985. P. 436-437
212. Shatsky У. S. Kozmenko O. A. Sobolev N. V. Behaviour of rare-earth elements during high-pressure metamorphism // Lithos. 1990b.v. 25. № 1-3. - P. 219-226
213. Shatsky V. S., Sobolev N. V., Vavilov M. A. Diamond- bearing metamorphic rocks of the Kokchetav Massif (Northern Kazakhstan). // In Coleman RG, Wang X (ads) / Ultrahigh pressure metamorphism. Cambridge Univ Press, Cambridge 1995. pp. 427455.
214. Simakov S. K. Diamond formation in metamorphic crustal rocks // Transactions (Doklady) of the Russian Academy of Sciences 1995. v. 343. p. 182.
215. Smith D.C. Coesite in clinopyroxene in the Caledonides and its implications for the geodynamics //Nature. 1984. v. 310, pp. 641-644.
216. Smith, D. C., Lappin, M. A. Coesite in the Straumen kyanite-eclogite pod Norway // TeraRes. 1989. v. 1, pp. 47-56.
217. Sobolev E. V., Lenskaya S. V., Lisoivan V. I., // Journal of Structural Chemistry. 1968. v. 9. pp. 917-920.
218. Sobolev N. V., Dobretsov N. L., Bakirov A. V., Shatsky V. S. Eclogite from various types of metamorphic complexes in USSR and the problem of theirs origin // Geological Society of America Memoir, 1986, (164) p. 349-360.
219. Sobolev N. V., Shatsky V. S., Korsakov A. V. Significance of coesite in UHP metamorphic rocks of Kokchetav Massif, Kazakhstan // International Workshop UHP Metamorphism Exhumation, 1998, Stanford University , Dec 3-6, pp. 70-71.
220. Sokol A. G., Borzdov Y. M., PaPanov Y. N., Khokhryakov A. F., Sobolev N. V. An experimental demonstration of diamond formation in the dolomite-carbon and dolomite-fluid-carbon systems // European Journal of Mineralogy. 2001a. v. 13. pp. 893-900.
221. Sokol A. G., PaPanov Y. N., PaPyanova G. A., Kliokhryakov A. F., Borzdov Y. M. Diamond and graphite crystallization from СОН fluid under high pressure and high temperature conditions // Diamond related materials, 2001b., n. 10. pp. 2131-2136.
222. Stockhert, В., Duyster J., Trcpmann, C., Massone H. J. Microdiamond daughter crystals precipitated from supercritical C-O-H+silicate fluids included in garnet, Erzgebirge. Germany// Geology. 2001. v. 29, pp. 391-394.
223. Sutherland G. В. В. M., Blackwell D.E., Simeral W. G. The problem of two types of diamond // Nature. 1954. N 4437, pp. 901-904.
224. Sunagava I. Growth of crystals in nature. Materials science of the Earth's interiors // Terra Scientific publishing Company, Tokyo, 1984. pp. 63-105.
225. Sunagava I. Growth and morphology of diamond crystals under stable and metastablc conditions//Journal of Crystal Growth. 1990. v. 99, pp. 1156-1161.
226. Suzuki S., Lang A.R. Occurrences of facetted re-entrants of rounded growth surface of natural diamonds // Journal of Crystal growth. 1976. v. 34, pp. 29-37.
227. Taylor W. R., Canil D., Millendge H. J. Kinetics of lb to IaA nitrogen aggregation in diamond // Geochimica Cosmochimica Acta. 1996. v. 60, pp. 4725-4733.
228. Taylor S. R., McLennan S. M. The continental crust: its composition and evolution // Blackwell, Oxford. 1985.
229. Theunissen K., Dobretsov N. L., Shatsky V. S., Smirnova L., Korsakov A. V. The diamond-bearing Kokchetav UHP massif in the Northern Kazakhstan: exhumation structure // Terra Nova, 2000a, n. 12, pp. 181-187.
230. Thompson W. K. Infrared spectroscopic studies aqueous system // Transaction of the Faraday Society, 1965, 16, pp. 2635-3640.
231. Tomlinson E. L., Jones A. P., Harris J. W. Co-cxisting fluid and silicate inclusions in mantle diamond // Earth and Planetary Science Letters. 2006. v. 250. pp. 581-595.
232. Travin A. V. Ar/Ar geochronology of the Kokchetav megamelange // Fourth International Eclogite Field Symposium Guide to the Diamondiferous and High Pressure Metamorphic Rocks of the Kokchetav Massif / Eds. Dobretsov N. L.,
233. Sobolev V. S., Shatsky V. S., Novosibirsk, United Institute of Geology, Geophysics and Mineralogy SB RAS, 1999, p. 52-56.
234. Vielzeuf D. Schmidt M. W. Melting relations in hydrous systems revisited: application to metapelites, metagreywackes and metabasalts // Contribution to Mineralogy and Petrology. 2001. v. 141(3). Pp. 251-267.
235. Wang X,, Liou J. G., Maruyama S. Coesite bearing eclogites from the Dabie Mountains, central China // Geology. 1989. v. 17, pp. 1085-1088.
236. Williams G. S., Ferell R. E. Ammonium substitution in illite during maturation of organic matter// Clays Clay Mineralogy. 1991. v. 39, pp. 400-408.
237. Woods G. S., Collins A. T. Infrared absorption spectra of hydrogen complex in type I diamonds. Journal of Physics and Chemistry of Solids, 1983. v. 44. 471-475.
238. Woods G. Platelets and the infrared absorption of la diamond // Proc. Royal. Soc. London. 1986. A407. 219-238.
239. Woodruff D. P., The solid-liquid interface // Cambridge University Press, Cambridge, 1973, 182p.
240. Wyllie P. J. Experimental petrology of upper-mantle minerals, process and products //Journal of Geodynamics. 1995. v. 20(4). Pp. 429-468.
241. Wyllie P.J., Ryabchicov I. D. Volatile components, magmas, and critical fluids in upwelling mantle // Journal of petrology. 2000. V.-41, N-7. pp. 1195-1206.
242. Xu S.T., Okay A. I., Ji S., Sengor A. M. C., Su W., Liu Y., Jiang L. Diamond from the Dabie Shan metamorphic rocks and implication for tectonic settings // Science. 1992. v. 256, pp. 80-82.
243. Yaxley G. M., Green D. H. Experimental demonstration of refractory carbonate-bearing eclogites and siliceous melt in the subduction regime // Earth and Planetary Science Letters. 1994. v. 128, pp. 313-325.
244. Yaxley G. M., Brey G. P. Phase relations of carbonate-bearing eclogite assemblages from 2.5 to 5.5 GPa: Implication for petrogenesis of carbonatites // Contrib. Mineral. Petrol. 2004. v. 146(5), pp. 606-619.
245. Yerofeyev M. V., Lachinov, P. A. The meteorite from Novo-Urei village // Zap. Mineral. Ova., 1988. 24 (in Russian).
246. Zhang R. Y., Liou G., Ernst W. G., Coleman R. G., Shatsky V. S, Sobolev N. V. Metamorphic evolution of diamond bearing and associated rocks from the Kokchetav Massif, Northern Kazakhstan // Journal of Metamorphic Geology 1997. v. 13, pp. 479-96.
247. Zhu Y., Ogasawara Y. Carbon recycled into deep Earth: Evidence from dolomite dissociation in subduction-zone rocks // Geology 2002. v.30, N-10, pp. 947-950.
248. Rudnick, R. L., Fountain, D. M. Nature and composition of the continental crust: a lower crustal perspective // Rev. Geophysics. 1995. v. 33, pp. 267-309.
249. Rudnick R. L., Gao S. Composition of the continental crust // in Holland H. D., Turekian К. K. (eds.) // Treatise on geochemistry / Elsevier 2003.
250. Weiss Y., Kiflawi I., Navon O. IR spectroscopy: Quantitative determination of the mineralogy and bulk composition of fluid microinclusion in diamonds // Chemical Geology, 2010, 275, pp. 26-34.
251. Williams Q., Hemley R. J., Kruger M. В., Jeanloz R. High-pressure infrared-spectra of alpha-quartz, coesite, stishovite and silica glass // Journal of Geophysical Research, Solid Earth, 1993, 98 (B12)pp. 33157-33170.
252. Winchell A. N., Ferrotremolite, oxyhornblende and tourmaline // American Mineralogist, 1932, 17, 472.
253. Winchell A. H., The composition and physical properties of garnet // American Mineralogist, 1958, 43, 595.
254. Qian J., Pantea C., Voronin G., et al., // Journal of applying physics. 2001. v. 90. pp. 1632-1637.
-
Ситникова, Екатерина Сергеевна
-
кандидата геолого-минералогических наук
-
Новосибирск, 2010
-
ВАК 25.00.05
- Типоморфизм минералов-спутников алмазов в вулканитах и карбонатно-терригенных породах Красновишерского района на Северном Урале
- Минералогия твердофазных микровключений в минералах метаморфитов Лапландского гранулитового пояса
- Геологическое строение, минеральный состав и условия образования щелочно-ультраосновных пород Кепинской площади
- Оценка перспектив алмазоносности Онего-Двинской площади (Архангельская провинция) по типоморфным особенностям минералов - спутников алмаза
- Геологические условия образования и разведка месторождения алмазов им. В.Гриба
