О наличии постмагматической стадии формирования алмазов в кимберлитах

Введение

В настоящее время большинство алмазов обнаружено в вулканогенных породах – кимберлитах и лампроитах, содержащих включения глубинных мантийных и коровых пород. Полувековой период изучения кимберлитов и самих алмазов позволил получить широкий спектр их петрографо-минералогических и геохимических характеристик. Однако, несмотря на длительный период системного изучения кимберлитов, многие аспекты их геологии, генезиса и состава остаются нерешенными, недостаточно изученными или дискуссионными. В настоящее время большинство исследователей связывают образование алмазов только с мантией. В последние годы появились данные об образовании алмазов в собственно вулканах [1, 2], серпентинитах и хромитах, относящихся к породам океанической коры [3-5]. В работе [5] была показана возможность образования наноалмазов в серпентинитах в равновесии с лизардитом при температурах 150-300 °C и давлении около 2 кбар. Микроалмазы были открыты в хромитах в равновесии с антигоритом при температурах 350-650 °C и давлениях 0,1-1,6 ГПа [3, 4]. При этом высокобарические минералы в этих породах не были обнаружены. В итоге Э.М.Галимов и Ф.В.Каминский пришли к выводу о том, что алмазы могли быть синтезированы как метастабильная фаза, на относительно небольших глубинах при низких температурах (500-700 °C) и давлениях [1].

Методология

При изучении кимберлитовых тел установлена многофазность кимберлитового вулканизма и фациальная неоднородность образований, слагаемых кимберлитовые трубки [6]. Для кимберлитов в настоящее время выделяют две основные глубинные среды формирования алмазов – перидотитовую (~65 %) и эклогитовую (~33 %), и в меньшем количестве промежуточную, связанную с мантией [7, 8]. Выделены минералы-спутники, ассоциирующие с кимберлитовыми алмазами, обладающие специфическими составами, объединенные в «алмазную ассоциацию», в которую входят гранат, хромшпинелид, пикроильменит, оливин и пироксены. Они извлекаются из концентрата тяжелой фракции кимберлитов и могут отражать степень их потенциальной алмазоносности. Данные критерии являются эмпирическими и основаны на больших статистических выборках. При этом для некоторых минералов алмазной ассоциации они не всегда достоверны. Однако рядом исследователей кроме глубинных алмазных ассоциаций выделялась и малоглубинная, связанная с образованием Ti-содержащего хромита, серпентина, кальцита, апатита и флогопита из собственно кимберлита [9]. Подтверждением ее является то, что абсолютный возраст алмазов варьирует от возрастов древней мантии до кимберлитового [6, 10]. При этом алмазы с эклогитовым парагенезисом являются более молодыми по отношению к перидотитовым [11]. Исследования физических свойств алмазов говорят о зональном строении, состоящем из центральной, периферической и промежуточной областей [12].

Обсуждение

Образование органики и углерода в серпентинитах ультраосновных породи кимберлитах

Широкое проявление инъекционно-метасоматических и наложенных постмагматических процессов в трубках обуславливает распространение эпигенетических структур, маскирующих первоначальный облик породы. Эпигенетические включения определены во многих алмазах в виде заполнения трещин и продуктов замещения первичных фаз [13]. Они включают серпентин, кальцит, доломит, амфибол, акмит, графит, гематит, магнетит, каолинит, перовскит, Mn-ильменит, сульфиды, ксенотим, гетит, апатит, слюду (флогопит, биотит), микроклин, селлаит, шпинель и тальк [14-16]. Серпентин многократно фиксировался в алмазах как эпигенетический минерал. С.Б.Тальникова [17] описала минеральную ассоциацию серпентин-хромит-кальцит-сульфиды в якутском алмазе из трубки Удачная при отсутствии трещин на поверхности алмаза. Автор считает, что такая ассоциация является протогенетической и была захвачена алмазом из кимберлита во время его роста в земной коре. Известны три основные модификации серпентина: лизардит, хризотил и антигорит [18]. Экспериментальные исследования показывают, что антигорит может быть устойчивым до давлений 60 кбар [19]. При процессах серпентинизации может идти образование восстановленного водорода и углеводородных флюидов с органическими веществами. Это возможно по реакции гидратации оливина с образованием серпентина, магнетита и водорода [5]:

Продукты этой реакции (серпентин и магнетит) отмечены в эпигенетических включениях алмаза [20]. Реакция может вести к образованию углеводородов по известным реакциям Фишера – Тропша (FTT):

где 1 < = n < + ∞.

В результате этих реакций возможно образование различных органических веществ [21]. Диоксид углерода реагирует с H₂, давая начало CO, который связывается с поверхностью катализатора, образуя карбонильные группы (C=O). Последние восстанавливаются до карбида, а затем до метиленовых групп (=CH₂), которые в некоторых случаях становятся метильными группами (−CH₃). При этих процессах может идти образование метанола и спирта. Синтез метанола возможен при 320-400 °C и 100-300 атм по реакции

Далее этиловый спирт может быть синтезирован из метанола по следующей реакции:

Известно образование нано- и микроалмазов из спирта при 500 °С и 0,1 ГПа [22], а также рост алмаза на затравках при температурах 100-350 °С и давлениях 100-400 атм из органики [23] (рис.1). Серпентинизация приводит к образованию алмазов нано- и микронных размеров в диапазоне температур 150-650 °C и давления 0,1-1,6 ГПа [3-5]. Эпигенетический графит, представленный в трещинах алмазов, также может образовываться при процессах серпентинизации оливина в кимберлитах в восстановленных условиях [24]. Таким образом, серпентинизация и другие виды вторичных изменений в кимберлитах могут приводить к образованию нано- и микроалмазов, а также к росту алмаза на зародышах мантийных кристаллов в условиях малоглубинной верхней мантии и земной коры по реакциям типа [4, 5]:

С другой стороны, эти процессы могут приводить и к растворению алмаза, например при контакте восстановленных водородных флюидов с кристаллами. Серпентинитовые алмазы отличаются облегченной изотопией углерода по отношению к мантийным, так наноалмазы из серпентинитов Сицилии имеют δ¹³C = −29 ‰ [5].

Органическое вещество отмечено в алмазах из кимберлитов. Bо флюидных включениях алмазов северо-востока Сибирской платформы и россыпей Урала был диагностирован широкий спектр органики, включающий различные УВ, спирты, карбоновые кислоты, кетоны и др. [25, 26]. Для этих алмазов с эклогитовым и неопределенным типами парагенезисов отмечены показатели изотопии углерода с δ¹³C менее −20 ‰. В работе [27] исследовались примеси органического вещества, концентрации азота и его агрегированной формы методом инфракрасной спектроскопии в кристаллах алмаза трубок Юбилейная (Якутия) и Джуина (Бразилия). Кристаллы обоих участков содержат примеси графита в краевых зонах. Для якутского алмаза существует тенденция к снижению агрегированной формы азота (% Ng) от центра к краевой зоне независимо от общей концентрации азота, что соответствует снижению температуры кристаллизации. Инфракрасная спектроскопия показывает присутствие органических веществ в виде метиленовых групп СН₂ и метильных СН₃ предельных углеводородов в краевой зоне. Алмаз из района Джуина содержит высокую концентрацию полностью агрегированного азота в центральной части (около 1000 ppm) и реликты органического вещества в краевой части. Органическое вещество встречается как в богатых азотом, так и в бедных азотом зонах кристалла. Эти данные в сочетании с относительно легким изотопным составом углерода исследованных алмазов (−9,6 и −22,0 ‰ δ¹³С соответственно) показывают в основном увеличение содержания органического вещества на поздней стадии образования алмаза при понижении температуры.

Минералого-петрографические особенности кимберлитовой трубки Катока

При детальном минералого-петрографическом и структурном изучении трубки Катока (Ангола) были отмечены корреляционные связи процессов серпентинизации с алмазоносностью пород [28]. В данной кимберлитовой трубке исследовались минералы алмазной ассоциации, вторичное минералообразование и погоризонтное распределение концентраций алмазов. Основными минералами тяжелой фракции кимберлитов трубки являются пироп, хромдиопсид, хромшпинелид и пикроильменит. Постоянно присутствующим в пробах, но уступающим по количеству ильмениту, является пироп. Он фиксируется как в виде отдельных зерен преимущественно изометричной, реже угловатой формы, иногда осколков, так и в виде сростков с пироксеном. Размеры колеблются от долей до 3-5 мм, редко более. Поверхность чаще всего матовая, иногда с реликтами келифитовой каймы, а в зернах гранатов из вулканогенно-осадочных и эпикластических пород более обычна гладкая поверхность. Состав пиропа варьирует в значительных пределах, наиболее широко представлены лерцолитовые ассоциации (рис.2). В значительных количествах в кимберлитовых породах трубки Катока фиксируются моноклинные пироксены, представленные в основном хромдиопсидом. Форма выделений чаще всего призматическая, иногда угловатая. Размеры составляют 3-5 мм и более по длинной оси, в отдельных случаях отмечаются индивиды длиной 10-12 мм. Отмечены хромдиопсиды с содержаниями хрома более 2 мас.%, что при повышенной доли Na₂O характеризует присутствие юриитового компонента (NaCrSi₂O₆). Аналогичные пироксены свойственны пироп-хромдиопсид-хромшпинелевым сросткам из алмазоносных трубок и отвечают коэситовой фации глубинности. Другие разновидности моноклинных пироксенов, отличающиеся отсутствием оксида хрома, повышенные концентрации Al₂O₃ и Na₂O при понижении доли оксидов кальция и магния характеризуют наличие жадеитового компонента, что приближает их к омфацитам из магнезиально-железистых эклогитов. Также зафиксированы сростки клинопироксена с биотитом и роговой обманкой. Кроме отмеченных индикаторных минералов кимберлитов, спорадически встречаются хромшпинелиды. Они, как правило, входят в состав связующей массы, морфологически представлены изометричными зернами и октаэдрическими кристаллами со сглаженными вершинами. Поверхность чаще всего матовая, иногда с явными признаками магматической коррозии. Особенностью хромшпинелидов является низкая глиноземистость (Al₂O₃ менее 6 мас.%). По составу они близки к высокохромистым шпинелидам лерцолитового парагенезиса, отличаясь несколько повышенной титанистостью. В большинстве изученные шпинелиды из кимберлитов трубки Катока относятся к группе сростков с гранатами и клинопироксенами.

Характернейшим минералом кимберлитовых пород трубки Катока является пикроильменит, содержание которого в ряде случаев превышает 5 об. %, что отвечает количеству породообразующих минералов. Он представлен зернами изометричной и изметрично-угловатой формы со сглаженными углами, иногда вытянутыми индивидами. Размеры выделений колеблются от долей до 5-8, иногда до 12-15 мм. Поверхность в кимберлитовых брекчиях и туфобрекчиях матированная и лейкоксенизированная, иногда кавернозная, а в вулканогенно-осадочных и эпикластических образованиях, как правило, блестящая, гладкая со смоляно-черной окраской.

Пикроильменит относится к минералам, чутко реагирующим на изменение состава кристаллизующейся среды. В работе [32] выделяются четыре стадии образования макро-, мегакристов Ilm: астеносферный, литосферный, диатремный, приповерхностный. Заключительный, четвертый этап кристаллизации представлен Ilm основной массы. Отличительными особенностями его состава для трубки Мир является высокое содержание MgO (до 15 %) и низкое содержание Al₂O₃ (как правило, менее 0,3 %). Авторы работы [32] не исключают, что этот этап совпадает с началом процесса позднемагматической серпентинизации кимберлитов. Диагностические диаграммы (рис.3, а-в) показывают, что пикроильмениты Катоки с содержанием Al₂O₃ не более 0,3 % относятся в основном к кимберлитовому типу и обеспечивают хорошую сохранность алмазов. Проведенные расчеты температур их образования дают интервал в основном в 330-650 °С (рис.3, г).

Вторичное минералообразование в кимберлитах трубки Катока представлено в основном серпентином, развивающимся по оливину и клинопироксену, а также минералами, которые образовались в основном в постмагматических и гидротермальных условиях (смектит, слюда, карбонаты, сапонит). Слюды приурочены к кимберлиту, сложенному серпентиновыми минералами, и наиболее устойчивы в низкотермальном процессе и в условиях выветривания по сравнению с другими породообразующими минералами, трансформируются в другие слоистые силикаты. В процессе разрушения слюд в данной трубке по имеющимся результатам происходят следующие трансформации: флогопит → вермикулит → сапонит. Смектиты характеризуются переменным составом, и некоторые из них содержат, кроме магния, железа и алюминия, еще и хром, наличие которого обнаружено и подтверждено рентгенометрически.

Распределение минералов группы серпентина изучалось в опорных скважинах трубки Катока [28]. Основной разновидностью здесь является псевдоизометрично-пластинчатый лизардит (1Т). Этот минерал содержится в породах либо как индивидуальный компонент, либо его слои входят в структуру упорядоченного лизардит-сапонитового смешанослойного образования [40] при определенных петрофизических свойствах пород и гидрогеохимических особенностях среды минералообразования. Кроме того, в определенных количествах фиксируются антигорит и хризотил. Волокнистые образования серпентина визуально не обнаружены. Серпентиновыми минералами в нижних горизонтах геологических разрезов трубки почти полностью сложены кимберлитовые породы. Серпентин, относящийся к минералам семейства 1:1, состоит в структурном отношении из идеализированных Si-O-тетраэдрической и Mg-OH-октаэдрической сеток с возможным частичным замещением в минералах Si на Fe³⁺ и особенно Mg на Fe²⁺ и Fe³⁺, включая также некоторые другие элементы. Указанные сетки соединяются между собой водородной связью с периодом по оси с ~ 7,30 Å в процессе преобразования практически без слюдистых разностей кимберлитов или содержащих лишь небольшое количество слюды.

На ранних стадиях преобразования серпентина возникают в основном последовательно трансформирующиеся фазы сапонита от ферро до оксиферри форм, через промежуточные, обогащенные вначале Mg(Fe-Mg), а затем Fe(Mg-Fe) формы. В отдельных случаях процесс изменения серпентина, присутствующего в рассматриваемых породах в основном в виде лизардита и иногда клинохризотила, сопровождается возникновением метастабильного упорядоченного лизардит-сапонитового смешанослойного образования. В дальнейшем общей направленностью продуктов преобразования серпентина является образование нонтронитоподобных фаз. Судя по соотношению рефлексов со значением ~ 7,30 Å серпентина и ~ 12-15 Å или ~ 18 Å сапонита на дифрактометрических кривых как воздушносухих образцов пород, так и при насыщении препаратов органическими наполнителями, в частности глицерином, содержание разбухающего минерала на этой стадии изменения кимберлитов является второстепенным. Это показывает, что за счет продуктов деструкции серпентина в кимберлитах трубки Катока происходит лишь частичная генерация сапонита, а значительное количество Mg вследствие дефицита в системе минералообразования рассматриваемых кимберлитов Si, способного связать Mg в силикатную слоистую структуру сапонита, выносится из изменяющейся породы.

При анализе модели распределения минералов группы серпентина в объеме трубки отмечается четкая его приуроченность к кимберлитам диатремовой фации и полное отсутствие в породах кратерной фации. На верхних горизонтах серпентин содержится в кимберлитовых брекчиях кольцевой структуры с максимальными значениями в западной и юго-западной частях трубки. С глубиной его содержание несколько уменьшается и характеризуется практически равномерным распределением в основной массе, за исключением горизонта 650 м, где в западной части месторождения количество серпентина не превышает 10 %. Распределение содержания алмазов по разведанным горизонтам трубки Катока показывает аналогичную тенденцию: значимые концентрации также приурочены к породам кольцевой структуры и диатремовой фации.

Заключение

Анализ вторичных минералогических особенностей трубки Катока показал корреляционные связи минералов группы серпентинов с алмазоносностью пород. Значимые корреляции по методу Спирмена (r_[s] = 0,33) были получены только для антигорита, что превышает степень корреляции для пиропа (см. таблицу). Отмеченные корреляции значимы на уровне p < 0,05000. Взаимосвязь алмазоносности с серпентином могла бы быть объяснена тем, что серпентин – продукт изменения оливина – типичного минерала-спутника алмаза. В работе [40] показано, что серпентинизация оливинсодержащих пород происходит в основном при температурах не выше 500 °С, при максимальных температурах оливин замещается антигоритом, при более низких – лизардитом, а в конце может выделяться и хризотил. В случае связи алмазов с оливином алмазоносность должна была бы максимально коррелировать с общим содержанием серпентина.

Ранговые корреляции Спирмена

Однако максимальная корреляция установлена с наиболее высокотемпературной и высокобарической фазой серпентина, антигоритом, что указывает на возможность образования алмазов вместе с ней. Исходя из диаграммы устойчивости фаз серпентинита и экспериментов по образованию и наращиванию алмазов из органических смесей (см. рис.1), можно прийти к выводу, что на поздних стадиях формирования кимберлитов трубки Катока имел место рост алмазов, связанный со вторичными процессами образования антигорита в диапазоне температур 300–650 °С. На этой стадии состав флюидов варьирует от восстановленных до окисленных, и происходит образование различных органических веществ. Рост алмазов происходил здесь в основном на существующие кристаллы из флюидной фазы при участии образующихся в данных условиях УВ, спиртов и карбоновых кислот, фиксируемых в алмазных включениях. Об этом свидетельствует увеличение содержания органического вещества на более поздней стадии образования алмазов [27] и присутствие углеводородов, спиртов и другой органики в газово-жидких включениях алмазов северо-востока Сибирской платформы, Урала и Африки. Диапазон температур и давлений устойчивости антигорита соответствует условиям образования органики (спиртов и УВ) для синтеза алмазов, условиям синтеза и наращивания алмазов из ОВ [22, 23] и образованию микроалмазов при серпентинизации [3, 4].

Выводы

На основе перечисленных фактов можно выделить постмагматическую гидротермальную кимберлитовую стадию алмазообразования, которая возможна для условий малоглубинной верхней мантии и земной коры и ассоциируется со вторичным минеральным образованием по исходным минералам кимберлитов и ксенолитов. Для такой стадии в качестве индикационного минерала выделяется антигорит.

Литуратура

1. Галимов Э.М., Каминский Ф.В. Алмазы в океанической литосфере. Вулканические алмазы и алмазы в офиолитах // Геохимия. 2021. Т. 66. № 1. С. 3-14. DOI: 10.31857/S0016752521010040
2. Галимов Э.М., Севастьянов В.С., Карпов Г.А. и др. Микрокристаллические алмазы в океанической литосфере и их возможная природа // Доклады Академии наук. 2016. Т. 469. № 1. С. 61-64.
3. Farre-de-Pablo J., Proenza J.A., Gonzalez-Jimenez J.M. et al. A shallow origin for diamonds in ophiolitic chromitites // Geology. 2018. Vol. 47. № 1. P. 75-78. DOI: 10.1130/G45640.1
4. Pujol-Sola N., Garcia-Casco A., Proenza J.A. et al. Diamond forms during low pressure serpentinisation of oceanic lithosphere // Geochemical Perspective Letters. 2020. Vol. 15. P. 19-24. DOI: 10.7185/geochemlet.2029
5. Simakov S.K., Kouchi A., Mel’nik N.N. et al. Nanodiamond finding in the Hyblean shallow mantle xenoliths // Scientific Reports. 2015. Vol. 5. № 10765. DOI: 10.1038/srep10765
6. Gress M.U., Timmerman S., Chinn I.L. et al. Two billion years of episodic and simultaneous websteritic and eclogitic diamond formation beneath the Orapa kimberlite cluster, Botswana // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2021. Vol.176. № 54. DOI: 10.1007/s00410-021-01802-8
7. Соболев Н.В. Глубинные включения в кимберлитах и проблема состава верхней мантии. Новосибирск: Наука, 1974. 264 с.
8. Stachel T., Harris J.W. Formation of diamond in the Earth’s mantle // Journal of Physics: Condensed Matter. 2009. Vol. 21. № 364206. DOI: 10.1088/0953-8984
9. Гаранин В.К., Кудрявцева Г.П., Марфунин А.С., Михайличенко О.А. Включения в алмазе и алмазоносные породы. М.: МГУ, 1991. 240 c.
10. Burgess R., Layzelle E., Turner G. et al. Constraints on the age and halogen composition of mantle fluids in siberian coated diamonds // Earth and Planetary Science Letters. 2002. Vol. 197. P. 193-203. DOI: 10.1016/S0012-821X(02)00480-6
11. Shirey S.B., Richardson S.H. Start of the Wilson Cycle at 3 Ga Shown by Diamonds from Subcontinental Mantle // Science. 2011. Vol. 333. Iss. 6041. P. 434-436. DOI: 10.1126/science.1206275
12. Бескрованов В.В. Онтогения алмаза. Новосибирск: Наука, 2000. 263 c.
13. Taylor L.A., Anand M. Diamonds: time capsules from the Siberian Mantle // Geochemistry. 2004. Vol. 64. Iss. 1. P. 1-74. DOI: 10.1016/j.chemer.2003.11.006
14. Banas A., Stachel T., Muehlenbachs K., McCandless T.E. Diamonds from the Buffalo Head Hills, Alberta: Formation in a non-conventional setting // Lithos. 2007. Vol. 93. Iss. 1-2. P. 199-213. DOI: 10.1016/j.lithos.2006.07.001
15. De Stefano A., Kopylova M.G., Cartigny P. et al. Diamonds and eclogites of the Jericho kimberlite (Northern Canada) // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2009. Vol. 158. P. 295-315. DOI: 10.1007/s00410-009-0384-7
16. Korolev N.M., Kopylova M., Bussweiler Y. et al. The uniquely high-temperature character of Cullinan diamonds: A signature of the Bushveld mantle plume? // Lithos. 2018. Vol. 304-307. P. 362-373. DOI: 10.1016/j.lithos.2018.02.031
17. Tal'nikova S.B. Inclusions in natural diamonds of different habits // Sixth International Kimberlite Conference, Novosibirsk, Russia, Extended Abstracts. 1995. Vol. 6(1). P. 603-605. DOI: 10.29173/ikc1982
18. Schwartz S., Guillot S., Reynard B. et al. Pressure-temperature estimates of the lizardite/antigorite transition in high-pressure serpentinites // Lithos. 2013. Vol. 178. P. 197-210. DOI: 10.1016/j.lithos.2012.11.023
19. Ulmer P., Trommsdorff V. Phase relations of hydrous mantle subducting to 300 km // Mantle Petrology: Field Observations and High Pressure Experimentation. Geochemical Society. 1999. Vol. 6. P. 259-281.
20. Meyer H.O.A., McCallum M.E. Mineral Inclusions in Diamonds from the Sloan Kimberlites, Colorado // The Journal of Geology. 1986. Vol. 94. № 4. P. 600-612. DOI: 10.1086/629062
21. Manuella F.C., Scribano V., Carbone S. Abyssal serpentinites as gigantic factories of marine salts and oil // Marine and Petroleum Geology. 2018. Vol. 92. P. 1041-1055. DOI: 10.1016/j.marpetgeo.2018.03.026
22. Симаков С.К., Дубинчук В.Т., Новиков М.П., Дроздова И.А. Образование алмаза и алмазоподобных фаз из углеродсодержащего флюида при PT-параметрах, соответствующих процессам в земной коре // Доклады Академии наук. 2008. Т. 421. № 1. С. 98-100.
23. Патент № 2042748 РФ. Способ синтеза алмаза / Борщевский Ю.А. Опубл. 27.08.1995.
24. Pasteris J.D. Occurrence of graphite in serpentinizedolivines in kimberlite // Geology. 1981. Vol. 9. № 8. P. 356-359. DOI: 10.1130/0091-7613(1981)9<356:OOGISO>2.0.CO;2
25. Соболев Н.В., Соболев А.В., Томиленко А.А. и др. Перспективы поисков алмазоносных кимберлитов в северо-восточной части Сибирской платформы // Геология и геофизика. 2018. № 10. C. 1701-1719. DOI: 10.15372/GiG20181012
26. Sobolev N.V., Tomilenko A.A., Bul’bak T.A., Logvinova A. Composition of hydrocarbons in diamonds, garnet, and olivine from diamondiferous peridotites from the udachnaya pipe in Yakutia, Russia // Engineering. 2019. Vol.5. Iss. 3. P. 471-478. DOI: 10.1016/j.eng.2019.03.002
27. Хачатрян Г.К. Органическое вещество в алмазах из кимберлитовых источников: генетическая информативность // Руды и металлы. 2017. № 3. C. 77-84.
28. Стегницкий Ю.Б. Вещественно-индикационные параметры кимберлитов и их использование при разведке и эксплуатации месторождений (на примере трубок Нюрбинская и Катока): Автореф. дис. … канд. геол.-минерал. наук. М.: Центральный научно-исследовательский геологоразведочный институт цветных и благородных металлов, 2006. 28 c.
29. Gurney J.J. A correlation between garnets and diamonds. Kimberlite Occurrence and origin: A Basis for Conceptual Models in Exploration. University of Western Australia. 1984. Vol. 8. P. 143-166.
30. Gurney J.J. Diamomds. International Kimberlite Conference, Perth, Australia, 1986. Geological Society of Australia, 1989. Vol. 4. P. 363-367.
31. Gurney J., Helmstaedt J.H., Moore R.O. A review of the use and application of mantle geochemistry in diamond exploration // Pure and Applied Chemistry. 1993. Vol. 65. № 12. P.2423-2442. DOI: 10.1351/pac199365122423
32. Костровицкий С.И., Суворова Л.Ф., Яковлев Д.А. Эволюция состава пикроильменита из кимберлитовых трубок Якутии // Всероссийское совещание «Современные проблемы геохимии». Иркутск: Институт геохимии Сибирского отделения Российской академии наук, 2012. Т. 2. С. 90-93.
33. Ваганов В.И., Илупин И.П., Прокопчук Б.И. Кимберлиты. М.: Недра. 1990. 248 с.
34. Wyatt B.A., Baumgartner M., Anckar E., Grutter H. Compositional classification of «kimberlitic» and «non-kimberlitic» ilmenite // Lithos. 2004. Vol. 77. Iss. 1-4. С. 819-840. DOI: 10.1016/j.lithos.2004.04.025
35. Moore A.E. A model for the origin of ilmenite in kimberlite and diamond: implications for genesis of the discrete nodule (magacryst) suite // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1987. Vol. 95. P. 245-253. DOI: 10.1007/BF00381274
36. Schulze D.J., Anderson P.F.N., Hearn C.J.B. Origin and significance of ilmenite magacrysts from kimberlite // International Geology Review. 1995. Vol. 37. Iss. 9. P. 780-812. DOI: 10.1080/00206819509465427
37. Haggerty S.E. The chemistry and genesis of opaque minerals in kimberlite // Physics and Chemistry of the Earth. 1975. Vol. 9. P. 295-308. DOI: 10.1016/B978-0-08-018017-5.50027-4
38. Ashchepkov I.V., Pokhilenko N.P., Vladykin N.V. et al. Reconstruction of mantle sections beneath Yakutian kimberlite pipes using monomineral thermobarometry / Metasomatism in Oceanic and Continental Lithospheric Mantle // Geological Society. 2008. Vol. 293. P. 335-352. DOI: 10.1144/SP293.15
39. Hasterok D.S., Chapman D. Heat production and geotherms for the continental lithosphere // Earth and Planetary Science Letters. 2011. Vol. 307. Iss. 1-2. P. 59-70. DOI: 10.1016/j.epsl.2011.04.034
40. Зинчук Н.Н., Горшков А.И., Ротман А.Я. и др. Первая находка нового упорядоченного смешанослойного минерала лизардит-сапонит в кимберлитах трубки Катока // Проблемы прогнозирования, поисков и изучения месторождений полезных ископаемых на пороге XXI века. Воронеж: Изд-во Воронежского государственного университета, 2003. C.206-210.