The compositional peculiarities of microinclusions in diamonds from the Lomonosov deposit (Arkhangelsk province)

Cover Page

Cite item

Full Text

Abstract

The data on the composition of microinclusions in diamonds from the Lomonosov deposit are reported. The studied diamonds include coated (n = 5) and cubic (n = 5) crystals. The determined range of the degree of nitrogen aggregation (4−39 %B1) in diamonds does not support their links with kimberlite magmatism, but their short occurrence in the mantle at higher temperatures is probable as well. The composition of melt/fluid microinclusions in these samples varies from essentially carbonatitic to significantly silicate. It is shown that the content of MgO, CaO, Na2O, Cl and P2O5 decreases with increasing content of silicates and water. Different mechanisms of generation and evolution of diamond-forming media are considered to explain the observed variations.

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Природные волокнистые алмазы кубического габитуса, а также алмазы в «оболочке» нередко содержат микровключения алмазообразующих флюидов или расплавов. Подобные микровключения также часто встречаются в отдельных зонах октаэдрических кристаллов (Zedgenizov et al., 2006; Скузоватов и др., 2014, 2015; Skuzovatov et al., 2016). Обобщение результатов определения состава микровключений показывает, что для них можно выделить четыре главные группы: водно-алюмосиликатные, высоко-Mg и низко-Mg карбонатные (карбонатитовые), а также водно-солевые (хлоридные) (Weiss et al., 2009). В частности, для Сибирских алмазов высоко-Mg и низко-Mg флюиды/расплавы зафиксированы в алмазах трубок Удачная (Zedgenizov et al., 2007), Интернациональная (Zedgenizov et al., 2009; Скузоватов и др., 2011; Skuzovatov et al., 2016), Мир (Skuzovatov et al., 2016), водно-силикатные и силикатно-карбонатные ― в алмазах в оболочке из трубок Сытыканская (Скузоватов и др., 2012), Интернациональная и Мир (Zedgenizov et al., 2009; Skuzovatov et al., 2016). Согласно данным ИК-спектроскопии, для таких микровключений устанавливаются высокие внутренние остаточные давления, которые соответствует параметрам образования алмазов в основании литосферной мантии при 4–7 ГПа (Navon, 1991). Предполагается, что первоначально микровключения были захвачены как гомогенные, высокоплотные, концентрированные флюиды, сходные с надкритическими расплавами, но с относительно повышенным содержанием летучих компонентов (Navon et al., 1988). В ходе последующей эволюции происходила частичная раскристаллизация включений, так что, как правило, их абсолютное большинство представлено полиминеральными агрегатами (оксиды, силикаты, карбонаты, сульфиды, частично раскристаллизованный рассол), включающими также аморфное стеклоподобное вещество и флюидные пузырьки (Титков и др., 2006; Logvinova et al., 2008, 2019).

В последние десятилетия микровключения флюидов/расплавов были охарактеризованы в алмазах из различных регионов мира, в том числе Канады (Klein-BenDavid et al., 2004), Бразилии (Ширяев и др., 2005), Якутии (Зедгенизов и др., 2007; Zedgenizov et al., 2007, 2009; Титков и др., 2006), Южной Африки (Izraeli et al., 2004) и Заира (Schrauder, Navon, 1994). В ряде случаев установлено изменение состава микровключений флюидов/расплавов по зонам роста кристаллов алмаза, которое, как предполагается, отражает эволюцию алмазообразующих сред в процессе роста таких кристаллов (Klein-BenDavid et al., 2004; Weiss et al., 2015). Полученные к настоящему времени данные по составу микровключений можно рассматривать как один из важных типоморфных признаков, отражающих особенности среды образования алмазов из разных месторождений.

Месторождение алмазов им. М.В. Ломоносова расположено на северо-западе Восточно-Европейской платформы и представлено шестью трубками, сложенными глиноземистыми низкотитанистыми кимберлитовыми породами. Особенности минералогии алмазов месторождения им. М.В. Ломоносова детально описаны в работе (Богатиков и др., 1999). Алмазы из этого месторождения характеризуются наличием специфических форм кристаллов (Криулина, 2012), которые часто трудно отнести к конкретной минералого-генетической разновидности по классификации Ю.Л. Орлова (1984). Наиболее интересным объектом для исследований являются кристаллы алмаза из трубки Архангельская, т.к., с одной стороны, данные тела уже вовлечены в промышленную отработку, с другой стороны, набор типоморфных характеристик алмаза (Криулина, 2012) делает это месторождение уникальным. В настоящем сообщении приводятся первые данные о составе микровключений в алмазах из данного месторождения.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Морфология кристаллов охарактеризована с использованием стереоскопического микроскопа “Альтами СМ0745-Т”. Для дальнейших исследований алмазы были приполированы в пластинки по плоскости ромбододекаэдра. Изучение внутреннего строения в пластинках проводилось с использованием поляризационно-оптической микроскопии. Дефектно-примесный состав алмазов и фазовый состав микровключений в них были определены с помощью ИК-спектроскопии. ИК-спектры регистрировались в диапазоне 650-4000 см−1 с разрешением 4 см−1 на спектрометре Bruker Vertex, оборудованном ИК-микроскопом Hyperion 2000. Содержание азота оценивали путем вычитания поглощения, соответствующего поглощению A- (пара смежных атомов азота) и B-дефектов (четыре смежных атома азота вокруг вакансии) из экспериментальных спектров с использованием специализированной программы SpectrExamination, разработанной О.Е. Ковальчуком в НИГП АК «АЛРОСА». Данные ИК-спектроскопии для вещества микровключений позволяют определить содержание летучих компонентов (СО2 и воды). Содержание молекулярной СО2 в микровключениях значительно меньше, чем содержание СО2 в карбонатной фазе. Поэтому для оценки содержания этого компонента мы использовали только расчет для СО2 в карбонатной фазе. Для дальнейшего сопоставления данных были использовали соотношения CO2 = 213,7 × I1430 ppm и H2O = 64,1 × I3420 ppm (где I1430 и I3420 ― приведенные коэффициенты поглощения на 1430 см-1 для карбонатов и 3420 см−1 для воды соответственно), позволяющие проводить расчет концентрации карбонатов и воды (Navon et al., 1988).

Химический состав микровключений был проанализирован с использованием энергодисперсионного спектрометра Oxford с системой обработки спектров INCA Energy 350, установленного на электронный микроскоп LEO-1430VР в аналитическом центре многоэлементных и изотопных исследований ИГМ СО РАН. Индивидуальные микровключения, расположенные вблизи полированной поверхности, распознавались с использованием детектора обратно-рассеянных электронов (BSE). На полученных изображениях фиксировалось, что изучаемые микровключения полностью заключены в алмазной матрице и не соединяются с поверхностью трещинами. Безэталонные количественные анализы с ZAF-коррекцией (поправки на атомный номер (Z), поглощение рентгеновского излучения (А) и флюоресценцию (F) проводились при следующих параметрах: ускоряющее напряжение 15 кэВ, ток пучка 10 нА. Время накопления спектров в зависимости от интенсивности сигнала составляло 60–100 с. Все анализы были приведены к 100% без учета содержания предполагаемых летучих компонентов (Н2О, СО2 и др.). По полученным результатам определен валовый состав микровключений, который был рассчитан как среднее значение из 5–13 анализов, полученных в одной или нескольких областях изученных кристаллов.

ОПИСАНИЕ ОБРАЗЦОВ

Для изучения были отобраны 10 алмазов, из них 5 алмазов кубического габитуса и 5 алмазов в «оболочке» (III и IV разновидности по классификации Ю.Л. Орлова (1984) соответственно), содержащих микровключения. Все выбранные алмазы имеют желто-зеленую или сероватую окраску. Для отобранных кристаллов характерна морфология, варьирующая от кубической формы до полукруглых индивидов тетрагексаэдрического или додекаэдрического габитуса. После полировки выявлены особенности внутреннего строения и распределения микровключений в изученных кристаллах. Некоторые алмазы III разновидности отображают концентрические зоны кубоида, определяемые различной плотностью включения (рис. 1а). Для алмазов в «оболочке» характерна внутренняя прозрачная область без микровключений и внешняя зона, насыщенная многочисленными микровключениями (рис. 1б).

 

Рис. 1. Представительные пластинки изученных алмазов: (а) ― кубоид, III разновидность по классификации Ю.Л. Орлова (1984); (б) ― алмаз в «оболочке», IV разновидность. Изображения в проходящем свете. Маркируются зоны, насыщенные микровключениями.

 

РЕЗУЛЬТАТЫ

Алмазы кубического габитуса III разновидности отличаются высоким содержанием азота (от 742 до 1044 ppm) при относительно невысоком его содержании в форме В-дефектов (10–39%В1). Высокая степень агрегации (29–39%В1) отмечена в трех изученных алмазах (A-213, 1787-313 и A-210). Помимо полос, связанных с азотными дефектами, в спектрах изученных алмазов фиксируется поглощение, обусловленное присутствием инородных фаз микровключений ― воды, карбонатов и силикатов (например, обр. А-207, рис. 2). Молярное соотношение Н2О и СО2 в микровключениях кристаллов этой группы варьирует от 0.07 до 0.42. За исключением обр. А-207, для алмазов данной группы характерно поглощение, связанное с присутствием силикатных фаз. Это подтверждается данными энергодисперсионной спектрометрии по составу главных элементов микровключений в образцах 1785-3, 1787-313, A210 и A213. Содержание SiO2 + Al2O3 в них варьирует от 21.9 до 72.7 вес.%, CaO + MgO + FeO – от 12.9 до 53.3 вес.%, K2O + Na2O – от 7.1 до 19.1 вес.%. Молярное соотношение K/Na в этих кристаллах составляет 1.3–14.5.

 

Рис. 2. Представительные ИК-спектры алмаза в «оболочке» (1787-311) и алмаза кубического габитуса (А207) с микровключениями из месторождения им. М.В. Ломоносова. На спектре отмечены полосы поглощения, относящиеся к структурным азотным дефектам и собственному поглощению алмаза, а также полосы, связанные с присутствием в микровключениях воды, карбонатов и силикатов.

 

Для изученных «оболочек» алмазов IV разновидности по результатам ИК-спектроскопии установлено, что содержание азота в них варьирует от 443 до 1206 ppm, а степень агрегации (содержание азота в В-форме) от 4 до 22%В1. Согласно данным ИК-спектроскопии, основными компонентами микровключений в «оболочках» также являются карбонаты, силикаты и вода (рис. 2). Для алмазов с высоким содержанием силикатов дополнительно выявлены полосы поглощения (~784 и ~810 см−1), связанные с присутствием свободной фазы SiO2 ― кварца (например, обр. 1787-311). Молярное соотношение Н2О и СО2 в микровключениях алмазов этой группы варьирует от 0.05 до 0.22. Содержание SiO2 + Al2O3 в них варьирует от 9.9 до 44.5 вес.%, CaO + MgO + FeO ― от 38.3 до 67.1 вес.%, а K2O + Na2O ― от 10.2 до 14.6 вес.%. Молярное соотношение K/Na в этих кристаллах составляет 0.6–2.2.

Полученные результаты позволяют определить некоторые важные межкомпонентные зависимости состава микровключений (рис. 3). С увеличением содержания SiO2 + Al2O3 и соотношения Н2О/(Н2О + СО2) для изученных алмазов наблюдается уменьшение содержания MgO, CaO, Na2O, Cl и P2O5.

 

Рис. 3. Вариации состава микровключений в алмазах в сопоставлении с кристаллами из разных месторождений мира: 1 ― алмазы «в оболочке»; 2 ― кубоиды; серое поле построено по литературным данным (Navon et al., 1988; Schrauder, Navon, 1994; Izraeli et al., 2001; Ширяев и др., 2005; Klein-BenDavid et al., 2006; Tomlinson et al., 2005; Weiss et al., 2009; Klein-BenDavid et al., 2009).

 

Продолжение рисунка 3

 

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

В настоящее время в алмазах из кимберлитов и лампроитов из разных месторождений мира описаны микровключения мантийных флюидов/расплавов, основной характеристикой которых является высокая концентрация щелочей (K2O + Na2O) вне зависимости от концентраций других компонентов (Schrauder, Navon, 1994; Izraeli et al., 2004; Klein-BenDavid et al., 2004; Ширяев и др., 2005; Зедгенизов и др., 2007; Zedgenizov et al., 2007, 2009). В результате проведенных исследований выявлено, что состав микровключений в алмазах кубического габитуса и в алмазах в «оболочке» из месторождения им. М.В. Ломоносова варьирует в широких пределах ― от преимущественно карбонатитовых до существенно силикатных (рис. 4). Микровключения такого состава также были зафиксированы в алмазах из трубки им. В. Гриба (Архангельская алмазоносная провинция) (Zedgenizov et al., 2017). Относительное содержание воды выше в существенно силикатных микровключениях. Такие микровключения характерны только для алмазов кубического габитуса. Микровключения в «оболочках» отражают преимущественно карбонатитовый состав алмазообразующих сред. Содержание хлоридов не превышает первых процентов и увеличивается в микровключениях, обогащенных карбонатами. Микровключения в алмазах из месторождения им. М.В. Ломоносова имеют также черты сходства с включениями в алмазах из разных месторождений Якутской алмазоносной провинции (Zedgenizov et al., 2007; Zedgenizov et al., 2009; Скузоватов и др., 2011; Зедгенизов и др., 2011; Skuzovatov et al., 2016; Скузоватов и др., 2012). В отличие от алмазов Южной Африки (Schrauder, Navon, 1994; Izraeli et al., 2004) и Канады (Tomlinson et al., 2006; Титков и др., 2006), для изученных алмазов Архангельской алмазоносной провинции не выявлено значительное количество хлоридных компонентов в микровключениях.

 

Рис. 4. Вариации состава микровключений в алмазах месторождения им. М.В. Ломоносова: 1 ― алмазы «в оболочке», 2 ― кубоиды. Показаны также вариации состава микровключений в алмазах из трубки им. В. Гриба (Архангельская провинция) (3) и в алмазах из разных месторождений мира (выделено серым полем) (по данным из работы Zedgenizov et al., 2017).

 

Микровключения карбонатно-силикатного состава ранее описывались в алмазах Заира (Navon et al., 1988), Ботсваны (Schrauder, Navon, 1994), Гвинеи (Weiss et al., 2008), Бразилии (Ширяев и др., 2005), Сибири (Zedgenizov et al., 2007; Zedgenizov et al., 2009; Скузоватов и др., 2011; Зедгенизов и др., 2011; Skuzovatov et al., 2016; Скузоватов и др., 2012), Канады (Klein-BenDavid et al., 2004; Tomlinson et al., 2006; Зедгенизов и др., 2015) и других месторождений мира. Для большинства изученных ранее алмазов с микровключениями (алмазы кубического габитуса и алмазы «в оболочке») характерна низкая степень агрегации азотных дефектов. Исходя из этого делается вывод, что такие алмазы находились в мантийных условиях в течение небольшого промежутка времени, и, следовательно, их образование происходило незадолго до того, как они были вынесены на поверхность (Boyd et al., 1994). Установленный диапазон степени агрегации азотных дефектов в алмазах с микровключениями из месторождения им. М.В. Ломоносова составил от 4 до 39%B1. Предполагается, что увеличение степени агрегации отражает длительность пребывания алмазов в мантийных условиях. Таким образом, этот факт не подтверждает образование исследованных алмазов незадолго до события извержения и их связь с кимберлитовым магматизмом. Тем не менее, возможно, что данные алмазы находились в мантии короткий промежуток времени, но при более высоких температурах.

Результаты экспериментальных исследований некоторых модельных систем говорят о том, что карбонатно-силикатные расплавы ― среда активного алмазообразования (Arima et al., 1993; Pal’yanov et al., 1999; Литвин, Жариков, 1999; Palyanov et al., 2007; Palyanov, Sokol, 2009; Бобров, Литвин, 2009). Согласно существующим предположениям, образование флюидов или расплавов, подобных описанным в микровключениях, в условиях верхней мантии может быть связано с такими процессами, как (1) частичное плавление карбонатизированных эклогитовых и перидотитовых субстратов и/или (2) мантийный метасоматоз с привносом карбонатных и водных агентов (например, Schrauder et al., 1996; Wyllie, Ryabchikov, 2000; Tomlinson et al., 2005; Weiss et al., 2015). Кроме того, отмеченные геохимические особенности микровключений в исследованных алмазах из месторождения им. М.В. Ломоносова, находящиеся в пределах карбонатно-силикатного тренда, могут также быть обусловлены как их разным источником, так и эволюционными процессами.

Частичное плавление представляется важным процессом в генерации алмазообразующих расплавов или флюидов разного состава. Экспериментальные исследования позволили установить, что плавление карбонатизированных перидотитов преимущественно приводит к образованию карбонатитовых расплавов, в то время как существенно силикатные расплавы могут образоваться только при плавлении пересыщенных кремнеземом (коэситовых) эклогитов (Dalton, Presnall, 1998; Hammouda, 2003; Yaxley, Brey, 2004; Litasov et al., 2009). Следовательно, существенно карбонатный и существенно силикатный составы микровключений в исследованных алмазах могут отражать образование соответствующих расплавов/флюидов в химически различных субстратах, перидотитовом и эклогитовом. При этом ряд составов между двумя контрастными средами может быть обусловлен и дополнительными факторами, такими как несмесимость и/или смешение жидкостей разного состава, а также взаимодействие с минералами субстрата, включая процессы фракционирования (Navon et al., 2008). Так, например, экспериментальные исследования показали, что в широком диапазоне составов карбонатно-силикатных жидкостей ликвидусными фазами являются силикаты (низко-Са клинопироксен, оливин, гранат), а не карбонаты (Girnis et al., 2011). В таком случае при снижении температуры эволюция карбонатно-силикатных расплавов может приводить к образованию богатых щелочами карбонатных жидкостей (Safonov et al., 2009). Такое фракционирование, которое должно привести к дифференциации материнского расплава до карбонатного, обогащенного Са и щелочами, может быть рассмотрено и для объяснения закономерностей, выявленных в настоящей работе для алмазов из месторождения им. М.В. Ломоносова.

В любом случае, разные механизмы образования и эволюции алмазообразующих сред подразумевают их сосуществование в определенном мантийном объеме, в котором происходит их миграция и взаимодействие c веществом материнского субстрата. О.Г. Сафоновым с соавторами (Safonov et al., 2007) экспериментально обоснована модель взаимодействия хлоридно-карбонатных расплавов с силикатными породами мантии с образованием серии карбонатно-силикатных расплавов. Предполагается, что высокомагнезиальные и низкомагнезиальные флюиды/расплавы в волокнистых алмазах могли образоваться при взаимодействии с перидотитовыми и эклогитовыми субстратами соответственно (Weiss et al., 2015). Выявленные вариации состава микровключений в алмазах из месторождения им. М.В. Ломоносова могут быть результатом подобного взаимодействия.

ВЫВОДЫ

В данной работе впервые проведено изучение микровключений в кристаллах алмаза из месторождения им. М.В. Ломоносова. Были отобраны 10 алмазов с микровключениями, III (кубического габитуса) и IV (алмазов в «оболочке») разновидностей по классификации Ю.Л. Орлова (1984). Установленный диапазон степени агрегации азота в алмазах не подтверждает их непосредственную связь с кимберлитовым магматизмом, но, возможно, они находились в мантии недолго и при более высоких температурах. Оценка состава микровключений в изученных алмазах свидетельствует о ведущей роли карбонатно-силикатных расплавов с широким диапазоном в них концентраций главных компонентов (карбонатов, силикатов, воды). Определенные межэлементные соотношения существенно различаются для высокосиликатных и высококарбонатных составов. Для объяснения выявленных вариаций могут быть рассмотрены механизмы генерации и эволюции алмазообразующих сред, включая частичное плавление карбонатизированных эклогитов и перидотитов, несмесимость и/или смешение жидкостей разного состава, а также взаимодействие с минералами субстрата, включая процессы фракционирования.

Источник финансирования

Работа поддержана грантом Российского Фонда Фундаментальных Исследований (проект 17-55-50062_ЯФ).

×

About the authors

G. Yu. Kriulina

Lomonosov Moscow State University

Author for correspondence.
Email: galinadiamond@gmail.com

Faculty of Geology

Russian Federation, 119991 Moscow, Leninskie Gory, 1

A. V. Iskrina

Lomonosov Moscow State University

Email: grigoryeva_av888@mail.ru

Faculty of Geology

Russian Federation, 119991 Moscow, Leninskie Gory, 1

D. A. Zedgenizov

Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, Siberian Branch of the Russian Academy of Sciences

Email: galinadiamond@gmail.com
Russian Federation, 630090 Novosibirsk, Koptyuga Avenue, 3

A. V. Bobrov

Lomonosov Moscow State University; Vernadsky Institute of Geochemistry and Analytical Chemistry, Russian Academy of Sciences; D.S. Korzhinskii Institute of Experimental Mineralogy of Russian Academy of Sciences

Email: grigoryeva_av888@mail.ru

Faculty of Geology

Russian Federation, 119991 Moscow, Leninskie Gory, 1; 119991 Moscow, Kosygina str., 19; 142432 Chernogolovka, Moscow region, Acad. Osip’yan str., 4

V. K. Garanin

Lomonosov Moscow State University; Mineralogical Museum of the Russian Academy of Sciences

Email: grigoryeva_av888@mail.ru
Russian Federation, 119991 Moscow, Leninskie Gory, 1; 117071 Moscow, Leninsky Prospekt, 18 k. 2

References

  1. Бобров А.В., Литвин Ю.А. (2009) Перидотит-эклогит-карбонатитовые системы при 7,0-8,5 ГПа: концентрационный барьер нуклеации алмаза и сингенезис его силикатных и карбонатных включений. Геология и геофизика 50 (12), 1571-1587.
  2. Богатиков О.А., Гаранин В.К., Кононова В.А., и др. (1999) Архангельская алмазоносная провинция (геология, петрография, геохимия и минералогия). М.: Изд-во МГУ, 524 с.
  3. Зедгенизов Д.А., Рагозин А.Л., Шацкий В.С. (2007) Особенности состава среды алмазообразования: по данным изучения микровключений в природных алмазах. Записки РМО 136, 159-172.
  4. Зедгенизов Д.А., Рагозин А.Л., Шацкий В.С., Араухо Д., Гриффин В.Л. (2011) Карбонатные и силикатные среды кристаллизации волокнистых алмазов из россыпей северо-востока сибирской платформы. Геология и геофизика 52 (11), 1649-1664.
  5. Зедгенизов Д.А., Похиленко Н.П., Гриффин В.Л. (2015) Карбонатно-силикатный состав алмазообразующих сред волокнистых алмазов из месторождения Снэп-Лейк (Канада). ДАН 461 (3), 322-326.
  6. Криулина Г.Ю. (2012) Конституционные характеристики алмаза из месторождений Архангельской и Якутской алмазоносных провинций. Дис. канд. геол.-мин. наук. Москва: МГУ, 192 с.
  7. Литвин Ю.А., Жариков В.А. (1999) Экспериментальное моделирование генезиса алмаза: кристаллизация алмаза в многокомпонентных карбонат-силикатных расплавах при 5-7 ГПа, 1200-1570°С. ДАН 367 (3), 808-811.
  8. Орлов Ю.Л. (1984) Минералогия алмаза. М.: Издательство «Наука», 170 с.
  9. Скузоватов С.Ю., Зедгенизов Д.А., Шацкий В.С., Рагозин А.Л., Купер К.Э. (2011) Особенности состава облакоподобных микровключений в октаэдрических алмазах из кимберлитовой трубки Интернациональная. Геология и геофизика 52 (1), 107-121.
  10. Скузоватов С.Ю., Зедгенизов Д.А., Рагозин А.Л., Шацкий В.С. (2012) Состав среды кристаллизации алмазов в оболочке из кимберлитовой трубки Сытыканская (Якутия). Геология и геофизика 53 (11), 1556-1571.
  11. Скузоватов С.Ю., Зедгенизов Д.А., Ракевич А.Л., Шацкий В.С., Мартынович Е.Ф. (2015) Полистадийный рост алмазов с облакоподобными микровключениями из кимберлитовой трубки Мир: по данным изучения оптически-активных дефектов. Геология и геофизика 56 (1-2), 426-441.
  12. Титков С.В., Горшков А.И., Солодова Ю.П., Рябчиков И.Д., Магазина Л.О., Сивцов А.В., Гасанов М.Д., Седова Е.А., Самосоров Г.Г. (2006) Минеральные микровключения в алмазах кубического габитуса из месторождений Якутии по данным электронной микроскопии. ДАН 410 (2), 255-258.
  13. Ширяев А.А., Израэли Е.С., Хаури Э.Г., Захарченко О.Д., Навон О. (2005) Химические, оптические и изотопные особенности волокнистых алмазов из Бразилии. Геология и геофизика 46 (12), 1207-1222.
  14. Arima M., Nakayama K., Akaishi M. (1993) Crystallization of diamond from a silicate melt of kimberlite composition in high-pressure and high-temperature experiments. Geology 21, 968-970.
  15. Boyd S.R., Pineau F., Javoy M. (1994) Modeling the growth of natural diamonds. Chem. Geol. 116, 29-42.
  16. Dalton J.A., Presnall D.C. (1998) The continuum of primary carbonatitic-kimberlitic melt compositions in equilibrium with lherzolite: data from the system CaO-MgO-Al2O3-SiO2-CO2 at 6 GPa. J. Petrol. 39, 1953-1964.
  17. Girnis A.V., Bulatov V.K., Brey G.P. (2011) Formation of primary kimberlite melts ― constraints from experiments at 6-12 GPa and variable CO2/H2O. Lithos. 127, 401-413.
  18. Hammouda T. (2003) High-pressure melting of carbonated eclogite and experimental constraints on carbon recycling and storage in the mantle. Earth Planet. Sci. Lett. 214, 357-368.
  19. Izraeli E.S., Harris J.W., Navon O. (2001) Brine inclusions in diamonds: a new upper mantle fluid. Earth. Planet. Sci. Lett. 187 (3-4), 323-332.
  20. Izraeli E.S., Harris J.W., Navon O. (2004) Fluid and mineral inclusions in cloudy diamonds from Koffiefontein, South Africa. Geochim. Cosmochim. Acta 68, 2561-2575.
  21. Klein-BenDavid O., Izraeli E.S., Hauri E., Navon O. (2004) Mantle fluid evolution — a tale of one diamond. Lithos 77, 243-253.
  22. Klein-BenDavid O., Wirth R., Navon O. (2006) TEM imaging and analysis of microinclusions in diamonds: a close look at diamond-growing fluids. Am. Mineral. 91, 353-365.
  23. Klein-BenDavid O., Logvinova A.M., Schrauder M., Spetius Z.V., Weiss Y., Hauri E.H., Kaminsky F.V., Sobolev N.V., Navon O. (2009) High-Mg carbonatitic microinclusions in some Yakutian diamonds - a new type of diamond-forming fluid. Lithos, 112S, 648-659.
  24. Litasov K.D., Safonov O.G., Ohtani E. (2009) Origin of Cl-bearing silica-rich melt inclusions in diamond: experimental evidences for eclogite connection. Geology 38, 1131-1134.
  25. Logvinova A.M., Wirth R., Fedorova E.N., Sobolev N.V. (2008) Nanometer-sized mineral and fluid inclusions in cloudy Siberian diamonds: new insights on diamond formation. Eur. J. Mineral. Special issue on Diamonds, 20, 317-331.
  26. Logvinova A., Zedgenizov D., Wirth R. (2019) Specific multiphase assemblages of carbonatitic and Al-rich silicic diamond-forming fluids/melts: ТЕМ observation of microinclusions in cuboid diamonds from the placers of northeastern Siberian craton. Minerals 9 (1), 50.
  27. Navon O. (1991) High internal pressure in diamond fluid inclusions determined by infrared absorption. Nature 353, 746-748.
  28. Navon O., Hutcheon I.D., Rossman G.R., Wasserburg G.J. (1988) Mantle-derived fluids in diamond microinclusions. Nature 335, 784-789.
  29. Navon O., Klein-BenDavid O., Weiss Y. (2008) Diamond-forming fluids: their origin and evolution. 9th Intern. Kimb. Conf. Ext. Abstr. CD-ROM. 9IKC-A-00121.
  30. Pal’yanov Yu.N., Sokol A.G., Borzdov Yu.M., Khokhryakov A.F., Sobolev N.V. (1999) Diamond formation from mantle carbonate fluids. Nature 400, 417-418.
  31. Palyanov Yu.N., Shatsky V.S., Sobolev N.V., Sokol A.G. (2007) The role of mantle ultrapotassic fluids in diamond formation. PNAS 104 (22), 9122-9127.
  32. Palyanov Yu.N., Sokol A.G. (2009) The effect of composition of mantle fluids/melts on diamond formation processes. Lithos 112, 690-700.
  33. Safonov O.G., Perchuk L.L., Litvin Yu.A. (2007) Melting relations in the chloride-carbonate-silicate systems at high-pressure and the model for formation of alkalic diamond-forming liquids in the upper mantle. Earth Planet. Sci. Lett. 253, 112-128.
  34. Safonov О.G., Chertkova N.V., Perchuk L.L., Litvin Yu.А. (2009) Experimental model for alkalic chloride-rich liquids in the upper mantle. Lithos 112S, 260-273.
  35. Schrauder M., Navon O. (1994) Hydrous and carbonatitic mantle fluids in fibrous diamonds from Jwaneng, Botswana. Geochim. Cosmochim. Acta 58 (2), 761-771.
  36. Schrauder M., Koeberl C., Navon O. (1996) Trace element analyses of fluid-bearing diamonds from Jwaneng, Botswana. Geochim. Cosmochim. Acta 52, 761-771.
  37. Skuzovatov S., Zedgenizov D., Howell D., Griffin W.L. (2016) Various growth environments of cloudy diamonds from Malobotuobia kimberlite field (Siberian craton). Lithos 265, 96-107.
  38. Tomlinson E., De Schrijver I., De Corte K., Jones A.P., Moens L., Vanhaecke F. (2005) Trace element composition of submicroscopic inclusions in coated diamond: a tool for understanding diamond petrogenesis. Geochim. Cosmochim. Acta 69, 4719-4732.
  39. Tomlinson E.L., Jones A.P., Harris J.W. (2006) Co-existing fluid and silicate inclusions in mantle diamond. Earth Planet. Sci. Lett. 250, 581-595.
  40. Weiss Y., Griffin W.L., Elhlou S., Navon O. (2008) Comparison between LA-ICP-MS and EPMA analysis of trace elements in diamonds. Chem. Geol. 252 (3-4), 158-168.
  41. Weiss Y., Kessel R., Griffin W.L., Kiflawi I., Klein-BenDavi O., Bell D.R., Harris J.W., Navon O. (2009) A new model for the evolution of diamond forming fluids: Evidence from microinclusion-bearing diamonds from Kankan, Guinea. Lithos 112S, 660-674.
  42. Weiss Y., McNeill J., D. Pearson G., Nowell G. M., Ottley C. J. (2015) Highly saline fluids from a subducting slab as the source for fluid-rich diamond. Nature 524, 339-349.
  43. Wyllie P.J., Ryabchikov I.D. (2000) Volatile components, magmas, and critical fluids in upwelling mantle. J. Petrol. 41 (7), 1195-1206.
  44. Yaxley G.M., Brey G.P. (2004) Phase relations of carbonate-bearing eclogite assemblages from 2.5 to 5.5 GPa: Implications for petrogenesis of carbonatites. Contr. Miner. Petrol. 146, 606-619.
  45. Zedgenizov D.A., Harte B., EdIMF, Shatsky V.S., Politov A.A., Rylov G.M., Sobolev N.V. (2006) Directional chemical variations in diamonds showing octahedral following cuboid growth. Contr. Miner. Petrol. 151 (1), 45-57.
  46. Zedgenizov D.A., Rege S., Griffin W.L., Kagi H., Shatsky V.S. (2007) Composition of trapped fluids in cuboid fibrous diamonds from the Udachnaya kimberlite: LAM-ICPMS analysis. Chem. Geol. 240, 151-162.
  47. Zedgenizov D.A., Ragozin A.L., Shatsky V.S., Araujo D., Griffin W.L., Kagi H. (2009) Mg- and Fe-rich carbonate–silicate high-density fluids in cuboid diamonds from the Internationalnaya kimberlite pipe (Yakutia). Lithos 112S, 638-647.
  48. Zedgenizov D.A., Malkovets V.G., Griffin W.L. (2017) Composition of diamond-forming media in cuboid diamonds from the V. Grib kimberlite pipe (Arkhangelsk province, Russia). Geochem. J. 51, 205-213.

Supplementary files

Supplementary Files
Action
1. JATS XML
Download
2. Fig. 1. Representative plates of the studied diamonds: (a) - cuboid, III variety according to the classification of Yu.L. Orlova (1984); (b) - diamond in the "shell", IV variety. Images in transmitted light. Marked areas saturated with microinclusions are marked.

Download (100KB)
Indexing metadata
3. Fig. 2. Representative IR spectra of diamond in the “shell” (1787-311) and diamond of cubic habit (A207) with microinclusions from the deposit named after M.V. Lomonosov. The spectrum shows absorption bands related to structural nitrogen defects and intrinsic absorption of diamond, as well as bands associated with the presence of water, carbonates, and silicates in microinclusions.

Download (87KB)
Indexing metadata
4. Fig. 3. Variations in the composition of microinclusions in diamonds in comparison with crystals from different deposits of the world: 1 - diamonds “in the shell”; 2 - cuboids; the gray field is constructed according to published data (Navon et al., 1988; Schrauder, Navon, 1994; Izraeli et al., 2001; Shiryaev et al., 2005; Klein-BenDavid et al., 2006; Tomlinson et al., 2005; Weiss et al., 2009; Klein-BenDavid et al., 2009).

Download (194KB)
Indexing metadata
5. Continuation of Figure 3

Download (131KB)
Indexing metadata
6. Fig. 4. Variations in the composition of microinclusions in diamonds from the im. M.V. Lomonosov: 1 - diamonds "in the shell", 2 - cuboids. Also shown are variations in the composition of microinclusions in diamonds from a pipe named after V. Griba (Arkhangelsk province) (3) and in diamonds from different deposits of the world (highlighted in gray) (according to data from Zedgenizov et al., 2017).

Download (56KB)
Indexing metadata

Copyright (c) 2019 Russian Academy of Sciences

This website uses cookies

You consent to our cookies if you continue to use our website.

About Cookies