Новые данные о составе среды кристаллизации волокнистых алмазов из россыпей Западного Урала

Введение

Мантийные флюиды/расплавы играют важную роль в эволюции субконтинентальной литосферной мантии (SCLM), так как участвуют в процессах переноса вещества между различными мантийными доменами и оказывают влияние на их состав, реологические и окислительно-восстановительные свойства [1, 2]. Взаимодействие таких флюидов/расплавов с мантийными породами приводит к обогащению первичных породообразующих минералов несовместимыми элементами [3-5], а также к возникновению вторичных минеральных фаз, содержащих летучие [6, 7]. Согласно современным концепциям формирование алмазов связано с метасоматическими событиями, протекающими при активном участии глубинных флюидов/расплавов, взаимодействующих с мантийными эклогитами и перидотитами [8-10]. Уникальная физико-химическая устойчивость алмаза к внешним процессам обуславливает исключительную сохранность захваченного им материала, предоставляющего обширную информацию о составе, термодинамических условиях и эволюции мантии Земли. Минеральные включения и степень агрегации азота свидетельствуют о том, что подавляющее большинство алмазов (> 90 %) образовалось в субконтинентальной литосферной мантии в основании кратонов, и только менее 5 % имеют сверхглубинное (сублитосферное) происхождение [10-12]. Образование некоторых разновидностей волокнистых алмазов (кубоидов и алмазов в «оболочке»), характеризующихся низкой степенью агрегации азота, обычно связывается с процессом формирования протокимберлитового расплава [9, 13, 14]. Такие алмазы часто содержат микровключения дочерних полифазных ассоциаций алмазообразующего высокоплотного флюида (HDF), который по своим свойствам близок к расплавам с высоким содержанием летучих компонентов [9]. Микровключения в волокнистых алмазах отражают состав алмазообразующей среды, существовавшей в субконтинентальной литосферной мантии, что позволяет реконструировать состав глубинных флюидов/расплавов, ответственных за метасоматизм мантии, формирование алмазов и их последующий вынос на поверхность кимберлитами.

Уральский складчатый пояс, маркирующий географическую границу между Европой и Азией, сформировался в позднем палеозое в результате образования суперконтинента Пангея [15]. Урал является одним из ключевых регионов добычи полезных ископаемых в России. Алмазоносные россыпи западного склона Среднего и Северного Урала известны с 1829 г., когда здесь был обнаружен первый задокументированный российский алмаз. Последующие разведочные работы середины XX в. привели к открытию промышленных россыпей в Красновишерском районе Пермского края. Основным источником алмазов в этих россыпях является такатинская свита, относящаяся к эмсскому ярусу нижнего девона (393-407 млн лет) [16]. Она сложена кварцевыми песчаниками с прослоями слабо сцементированных алмазоносных конгломератов и гравелитов в базальном горизонте [17]. Несмотря на добычу алмазов на территории Урала, их коренные источники до сих пор не обнаружены. Предполагается, что эти источники могут быть перекрыты мощным осадочным чехлом Восточно-Европейского кратона [16]. Время внедрения транспортирующего мантийного расплава, определенное ⁴⁰Ar/³⁹Ar методом по включениям клинопироксена в алмазах, составило 472±28 млн лет (O_1-2), что указывает на промежуток приблизительно в 65 млн лет между внедрением коренного источника и формированием алмазоносной такатинской свиты [18]. Такие оценки превышают возраст (D₃-C₁) промышленно алмазоносных кимберлитовых тел Сибирского кратона и севера Восточно-Европейского кратона (Архангельской алмазоносной провинции) [19, 20]. Отсутствие достоверных выходов коренных источников алмазов на Урале привело к возникновению ряда альтернативных гипотез, среди которых наиболее известной и дискуссионной является гипотеза алмазоносных «туффизитов» [21].

В настоящее время основные публикации, посвященные алмазам из россыпей Урала, описывают их морфологические и спектроскопические характеристики [22-24]. Только несколько исследований затрагивают изучение состава минеральных включений в таких алмазах, указывающих на значительное преобладание эклогитового парагенезиса [18, 25]. В настоящей работе представлены результаты первого исследования состава микровключений флюидов/расплавов в волокнистых алмазах из россыпей Красновишерского района (Средний/Северный Урал). В совокупности с характеристиками дефектно-примесного состава эти результаты были использованы для реконструкции состава и эволюции алмазообразующих сред в мантии восточной окраины Восточно-Европейского кратона.

Методы

Два кубоида из россыпей Красновишерского района [24] были предварительно разрезаны лазером и отполированы на алмазном диске параллельно плоскостям {100} до пластинок толщиной 0,5-0,8 мм. Один алмаз в «оболочке» был отполирован параллельно плоскости {110}. Фотографии алмазов в режиме катодолюминесценции (CL) были получены в Лаборатории эволюции палеоокеанов и мантийного магматизма Новосибирского государственного университета с помощью холодного катода CITL Mk5, установленного на поляризационном микроскопе Carl Zeiss Axio Scope.A1, при 20 кВ и 1 мA.

Дефектно-примесный состав алмазов был изучен в Институте геологии и минералогии им. В.С.Соболева СО РАН с использованием ИК-спектрометра Bruker Vertex 70, совмещенного с ИК-микроскопом HYPERION 2000. Регистрация спектров осуществлялась в волновом интервале 600-4500 см^–1 с накоплением сигнала в 60 сканов при спектральном разрешении 1 см^–1 и апертуре 50 × 50 мкм. Концентрации азотных дефектных центров рассчитывались с использованием коэффициентов N_C (ppm) = 37,5 × α₁₃₄₄ (см⁻¹), N_A = 16,5 × α₁₂₈₂, N_B1 = 29,4 × α₁₁₇₀ [26]. Содержание водородсодержащих дефектов (N₃VH) оценивалось по коэффициенту поглощения пика на 3107 см^–1 [27]. Обработка спектров производилась в программном обеспечении OPUS spectroscopy (версия 5.0, Bruker, США) и SpectrExamination (разработчик О.Ковальчук, НИГП ПАО АЛРОСА). Значения отношения CMF = CO₂ / (H₂O + CO₂) в микровключениях были вычислены по максимальной интенсивности полос поглощения воды (~3420 см^–1) и карбонатов (~1450 см^–1) с использованием коэффициентов, приведенных в работе [28].

Состав микровключений проанализирован с использованием энергодисперсионного спектрометра (ЭДС) Oxford Instruments X-Max 80, установленного на сканирующем электронном микроскопе TESCAN MIRA LMS, в Центре коллективного пользования УрО РАН «Геоаналитик» (Институт геологии и геохимии им. академика А.Н.Заварицкого УрО РАН). Идентификация приповерхностных микровключений проводилась в режиме обратного рассеяния электронов (BSE) при воздействии сфокусированного электронного пучка (20 кэВ, 0,8 нА). Накопление сигнала каждого спектра происходило в течение 30 с. Данные обрабатывались с помощью программного обеспечения Aztec v3.2. Химический состав микровключений в каждом образце рассчитывался методом усреднения 20-25 анализов индивидуальных микровключений, нормированных на 100 мас.% (со стехиометрически подобранным кислородом без учета углерода).

Состав минерального включения клинопироксена был получен на оснащенном пятью волновыми спектрометрами электронно-зондовом микроанализаторе Cameca SX100 в Центре коллективного пользования УрО РАН «Геоаналитик» при токе пучка 20 нА и ускоряющем напряжении 15 кэВ. Калибровка элементов осуществлялась с использованием минеральных стандартов диопсида (Mg, Ca), жадеита (Na, Al) и гематита (Fe).

Обсуждение результатов

Среди алмазов из россыпей западного Приуралья значительно преобладают (70-90 %) кривогранно-округлые кристаллы – додекаэдроиды (тетрагексаэдроиды) [29], являющиеся конечной формой растворения алмазов [30]. Отмечены также немногочисленные находки кривогранных алмазов кубического габитуса [24]. В исследованных нами кубоидах (602-66, 685-66) центральная часть представлена прозрачной зоной, которая характеризуется совместным ростом пирамид <100> и <111> (рис.1, а, б). Внешняя насыщенная микровключениями зона демонстрирует концентрическую зональность, соответствующую пирамиде роста <100>. На катодолюминесцентных изображениях двух алмазов также фиксируются системы тонких субпараллельных полос, вероятно отражающих направление пластической деформации кристаллов. Алмаз в «оболочке» состоит из четырех ростовых зон (рис.1, в): (i) внутреннего сильно люминесцирующего октаэдрического ядра с прямолинейной зональностью, отражающей послойный (тангенциальный) рост; (ii) внешнего слабо люминесцирующего ядра с прямолинейной зональностью; (iii) внутренней «оболочки», демонстрирующей концентрическую зональность, маркирующую переход к кубическому росту <100>; (iv) внешней «оболочки», состоящей из волокон, направление роста которых соответствует <111>. Внешняя «оболочка» характеризуется тусклой желто-зеленой люминесценцией и желтым цветом в проходящем свете. Микровключения алмазообразующих флюидов/расплавов были обнаружены как в третьей, так и в четвертой зоне.

Азот является наиболее распространенной структурной примесью в алмазе [26]. Форма вхождения азота зависит от температуры и времени отжига алмаза в мантийных условиях [31, 32]. Наиболее распространены алмазы, содержащие А (два атома азота в соседних позициях) и высокоагрегированные В1 (четыре атома азота, окружающие вакансию) азотные дефектные центры в разном взаимном соотношении (тип Ia) [33]. Гораздо реже встречаются алмазы, содержащие низкотемпературные С (единичный атом азота) дефектные центры (тип Ib) или содержащие азот в концентрациях ниже пределов обнаружения методом ИК-спектроскопии (тип IIa) [33]. В россыпях Урала преобладают алмазы типа IaAB, концентрация В1-центров (% B1 = 100 × B1/(B1 + A) в которых составляет 30-60 %, а содержание азота варьирует в пределах 400-900 ppm [23, 29, 34]. Некоторые алмазы кубического габитуса также в незначительных концентрациях содержат низкоагрегированные С-центры [24].

Алмаз 685-66 характеризуется относительно однородным дефектно-примесным составом (рис.2, г-е). Он относится к типу IaA и содержит исключительно А-центры. Общее содержание азота варьирует в узком интервале 239-256 ppm. Коэффициент поглощения полосы 3107 см^–1, свидетельствующей о присутствии водородсодержащих дефектов (N₃VH), демонстрирует незначительные вариации от 3,4 до 4,1 см^–1 [27]. Такие дефекты также проявляются в виде отчетливых пиков на 1405 и 2786 см^–1 [26].

Алмаз 602-66 содержит небольшое количество B1-дефектов (3-8 %) при общем содержании азота 210-417 ppm (рис.2, г-е). Центральная часть образца обогащена азотом и В1-центрами относительно краевых зон. Такая же закономерность проявляется и в коэффициенте поглощения пика 3107 см^–1 (2,4-7,1 см^–1), что свидетельствует о реализации условий роста, способствующих вхождению в структуру алмаза как азота, так и водорода.

Ядро алмаза 16595 демонстрирует неоднородное распределение концентраций азота и В1-дефектов (рис.2, а-в). Внутреннее ядро характеризуется высокой степенью агрегации (34-44 % В1) и низкими содержаниями азота (413-500 ppm), что указывает на его более длительный отжиг в мантийных условиях [31]. Внешнее ядро обогащено азотом (678-1007 ppm), а содержание В1-центров в нем составляет 19-20 %. Коэффициент поглощения пика, соответствующего В2-дефектам (platelets), состоящим из слоев межузельных атомов углерода [35], зависит от степени агрегации азота и изменяется в интервале от 3,2 до 13,2 см^–1. Положение пика В2 в агрегированном внутреннем ядре соответствует длине волны 1363 см^–1, в то время как во внешнем ядре положение полосы В2 смещается на 1370-1372 см^–1. Положение максимума отражает линейный размер слоев B2-дефектов, что указывает на их больший диаметр во внутреннем ядре по сравнению с внешним [35]. Коэффициент поглощения пика 3107 см^–1 варьирует от 0,4 до 4,9 см^–1. Внутренняя «оболочка» алмаза 16595 характеризуется низкими концентрациями азота 678-896 ppm и В1-дефектов (6-8 %). В ней также отмечены низкие коэффициенты поглощения водородного пика (0,3-0,9 см^–1). Внешняя желто-зеленая «оболочка» содержит A и низкоагрегированные С азотные дефектные центры. При этом концентрации С-центров (100 × С/(А + С) и азота при движении к краю увеличиваются от 3 % и 987-1003 ppm до 15-17 % и 1104-1141 ppm соответственно.

Дефектно-примесный состав изученных алмазов указывает на их различия во времени и/или температуре пребывания в мантийных условиях. Согласно Re-Os систематике включений эклогитовых сульфидов в алмазах из россыпей Урала, возраст их формирования составляет 1280±310 млн лет, в то время как предположительный возраст внедрения транспортирующего мантийного расплава (выноса алмазов на поверхность), определенный ⁴⁰Ar/³⁹Ar методом по включениям эклогитового клинопироксена в алмазах, составляет 472±28 млн лет [18]. Следовательно, с учетом указанных погрешностей время отжига кривогранно-округлых додекаэдрических алмазов в мантийных условиях, вероятно, было ограничено интервалом в 470-1146 млн лет. Для оценки температур пребывания в мантии нами были взяты значения в 500 млн и 1 млрд лет (рис.3, б). При таких временных рамках алмаз 602-66 испытывал отжиг при температурах ~1090-1120 °С, что выше значений, полученных для алмаза 685-66 (~1000-1040 °С) [31]. Такое различие может быть обусловлено как более высокими температурами отжига, так и более длительным пребыванием образца 602-66 в мантийных условиях. Дефектно-примесный состав ядра алмаза 16595 указывает на отжиг при температурах ~1110-1170 °С, при этом для внутреннего агрегированного ядра характерны повышенные значения (~1150-1170 °С) по сравнению с внешним ядром (~1110-1140 °С). Состав внутренней «оболочки» отражает температуру пребывания в интервале от ~1080 до 1100 °С. Внешняя «оболочка» содержит С-центры, быстро трансформирующиеся в поле стабильности алмаза в более высокоагрегированные А-центры [32]. Это указывает на то, что формирование внешней «оболочки» происходило незадолго до ее выноса на поверхность мантийным транспортирующим расплавом. При оценке пребывания в 100 тыс. лет температура отжига внешней «оболочки» составляет ~1040-1100 °С, что сопоставимо с интервалом, полученным для внутренней «оболочки» (рис.3, а) [32]. Таким образом, в случае относительно постоянного температурного режима во время роста разных зон алмаза временной разрыв между образованием внешней и внутренней «оболочки» мог составлять более 400 млн лет. При более высоких температурах (1170-1250 °С) время отжига внешней «оболочки» сокращается от 100 до ~1 тыс. лет. На основе характеристик дефектно-примесного состава можно выделить три генерации содержащих микровключения алмазов, образование которых было связано с тремя независимыми метасоматическими событиями, разорванными друг от друга во времени. Эти генерации состоят из алмазов, содержащих исключительно А-центры (A-тип; образец 685-66); А и В1-центры (В-тип; образец 602-66 и внутренняя «оболочка» образца 16595); А и С-центры (С-тип; внешняя «оболочка» образца 16595). Подобная систематика волокнистых алмазов была также выделена для Северо-Атлантического кратона (NAC) [14].

Все многообразие составов микровключений алмазообразующих флюидов/расплавов из различных регионов мира ограничено тремя конечными членами: (i) высоко-Мg карбонатным, богатым карбонатами Fe, Mg и Ca; (ii) хлоридным, обогащенным K и Cl; (iii) силикатным, характеризующимся повышенными концентрациями Si, Al, K и H₂O [9, 13, 14]. Между силикатным и высоко-Mg карбонатным конечными членами также выделяется промежуточная группа низко-Mg карбонатных флюидов/расплавов. Промежуточные составы силикатно-хлоридного тренда в настоящее время не задокументированы (рис.4, а).

Формирование алмазов В-типа отражает древнее метасоматическое событие в субконтинентальной литосферной мантии восточной окраины Восточно-Европейского кратона. Изученные алмазы В-типа демонстрируют заметные различия в составе захваченных флюидов/расплавов (рис.4, 5). Алмаз 602-66 (В-тип) содержит микровключения низко-Mg карбонатных флюидов/расплавов. Основу таких микровключений составляют двухвалентные катионы (CaO + MgO + FeO + + ВаО = 44,7 мас.%), находящиеся преимущественно в карбонатных фазах, о чем свидетельствует повышенное значение отношения СMF = 0,25, определенное с помощью ИК-спектроскопии (см. таблицу). ИК-спектроскопия также выявила присутствие дополнительных полос поглощения, соответствующих кальциту (877 см^–1; 834 см^–1). Среди двухвалентных катионов в микровключениях образца 602-66 незначительно преобладает CaO (см. рис.4, б). Содержание SiO₂ и K₂O составляет 21,5 и 15 мас.%, соответственно. Концентрации других компонентов (Al₂O₃, TiO₂, Na₂O, P₂O₅, SO₃ и Cl) не превышают 5,75 мас.%. Внутренняя «оболочка» алмаза 16595, также относящаяся к В-типу, во время роста захватила алмазообразующие флюиды/расплавы силикатного состава. Они характеризуются преобладанием SiO₂ (44,8 мас.%), Al₂O₃ (8,31 мас.%), CaO (11,9 мас.%) и K₂O (11,3 мас.%). CaO значительно доминирует над другими двухвалентными катионами и, вероятно, накапливается в составе фосфатов и карбонатов. Низкое значение отношения CMF = 0,03 указывает на более высокую концентрацию воды в составе этих микровключений.

Состав микровключений флюидов/расплавов в алмазах из россыпей Красновишерского района

Различия в составе между микровключениями из разных алмазов В-типа могут отражать особенности кристаллизации кубоидов и алмазов в «оболочке». Известно, что щелочной карбонатный расплав является благоприятной средой для нуклеации алмазов [41]. Возможность зарождения алмаза в силикатном флюиде/расплаве существенно зависит от содержания H₂O и СO₂ и достигает минимума в сухих системах [41]. Дефектно-примесный состав кубоида 602-66 указывает на его формирование в рамках одного метасоматического события. В связи с необходимостью нуклеации его рост происходил в наиболее благоприятных щелочных водосодержащих карбонатных средах. Древнее ядро в образце 16595, вероятно, выступало в качестве затравки и способствовало росту внутренней «оболочки» из менее пригодных насыщенных летучими силикатных флюидов/расплавов. Подобная закономерность также отмечена для кубоидов и алмазов в «оболочке» из других регионов мира [13, 39].

Микровключения флюидов/расплавов в кубоиде 685-66 (А-тип) характеризуются составами, близкими к описанным в алмазе 602-66 (см. таблицу). Основными компонентами таких микровключений являются СaO (20,8 мас.%), MgO (17,4 мас.%), SiO₂ (15,2 мас.%), K₂O (14,6 мас.%) и FeO (10,2 мас.%). Они также демонстрируют повышенные концентрации Na₂O (5,76 мас.%) и P₂O₅ (5,63 мас.%). Отношение CMF = 0,43 указывает на значительное преобладание карбонатов в составе дочерних фаз. Ключевым отличием от алмаза 602-66 (В-тип) является более карбонатный состав захваченных флюидов/расплавов, обладающих более высоким содержанием MgO, Na₂O, СaO и CO₂ и пониженной концентрацией SiO₂ (рис.4, 5).

Внешняя «оболочка» образца 16595 (С-тип) содержит С-центры, неустойчивые в поле стабильности алмаза [32]. Их присутствие указывает на то, что формирование внешней «оболочки» происходило незадолго до извержения транспортирующего мантийного расплава. Микровключения алмазообразующих флюидов/расплавов характеризуются силикатно-карбонатным составом, менее обогащенным SiO₂ (36,7 мас.%) и Al₂O₃ (7 мас.%) относительно внутренней «оболочки» (рис.4, 5). В них также наблюдаются повышенные концентрации K₂O (13,8 мас.%), CaO (13,7 мас.%), FeO (9,52 мас.%) и MgO (8,63 мас.%). Низкое значение отношения CMF = 0,1 и высокие концентрации SiO₂, Al₂O₃ и K₂O свидетельствуют о преобладании воды и силикатных фаз в составе микровключений (см. таблицу).

Микровключения в волокнистых алмазах с разными характеристиками дефектно-примесного состава из россыпей Красновишерского района Среднего/Северного Урала отражают, по крайней мере, три разнесенных во времени метасоматических алмазообразующих события. Первое, более древнее, протекало при участии силикатных (в случае внутренней «оболочки» 16595) и низко-Mg карбонатных флюидов/расплавов (в случае кубоида 602-66). Второй этап алмазообразования был ассоциирован с флюидами/расплавами, схожими по составу с обнаруженными в кубоиде 602-66, но имеющими более карбонатный состав c меньшими содержаниями SiO₂ и повышенными концентрациями MgO, Na₂O, CaO и CO₂. Третий этап, предшествующий выносу алмазов на поверхность, привел к образованию внешней «оболочки» алмаза 16595 и был связан с силикатно-карбонатными флюидами/расплавами, обогащенными MgO, FeO, K₂O и CO₂ и обедненными SiO₂ относительно микровключений во внутренней «оболочке». Таким образом, если учитывать возможные различия в условиях роста между разными морфологическими типами алмазов (кубоидами и алмазами в «оболочке»), общий тренд эволюции флюидов/расплавов направлен от более силикатных в сторону более карбонатных составов. Подобный тренд также был обнаружен в алмазах с локальными неоднородностями состава микровключений из Бразилии и Гвинеи [39, 40]. Общие особенности составов флюидов/расплавов схожи с описанными в алмазах из россыпей Западноафриканского, Амазонийского и севера Сибирского кратона [36, 39, 40]. В россыпях кратона Конго с установленными кимберлитовыми источниками преобладают силикатные и силикатно-карбонатные среды, близкие к обнаруженным в образце 16595 [37, 38]. Все исследованные микровключения из алмазов Красновишерского района попадают в общий тренд составов флюидов/расплавов из кимберлитовых волокнистых алмазов (см. рис.4) [9].

Микровключения из изученных алмазов характеризуются силикатными, силикатно-карбонатными и низко-Mg карбонатными составами. Формирование таких флюидов/расплавов связывается с частичным плавлением эклогитов с разным соотношением H₂O и CO₂ [42]. Эта взаимосвязь подтверждается находками минеральных включений эклогитового парагенезиса в содержащих микровключения алмазах [13, 14, 43]. Низко-Mg карбонатные флюиды/расплавы, обнаруженные в кубоидах 602-66 и 685-66, вероятно, происходят из эклогитов, обогащенных CO₂ [42, 44]. Флюиды/расплавы, полученные из перидотитового источника, при аналогичном содержании SiO₂ характеризуются значительным преобладанием MgO над CaO [44], что не характерно для изученных микровключений. Во внутренней «оболочке» образца 16595 обнаружено минеральное включение клинопироксена (SiO₂ = 54; TiO₂ = 0,13; Al₂O₃ = 1,14; Cr₂O₃ = 0,22; FeO = 2,11; MgO = 17,3; CaO =  23,8; Na₂O = 0,43; K₂O = 0,02; MnO = 0,02; NiO = 0,05; CoO = 0,03 мас.%), по составу соответствующего пироксенитовому (вебстеритовому) парагенезису [10]. Следовательно, формирование захваченных алмазообразующих флюидов/расплавов могло быть связано с частичным плавлением пироксенитового или смешанного эклогит-пироксенитового субстрата [42, 44, 45]. Таким образом, рост кубоидов и алмазов в «оболочке» из россыпей Красновишерского района Среднего/Северного Урала связан с эклогитовыми и пироксенитовыми мантийными породами. Значительное преобладание включений эклогитового парагенезиса также характерно для уральских додекаэдроидов [18, 25]. Подобная закономерность указывает на ведущую роль субдукционных процессов в формировании алмазов, что также предполагается для россыпей севера Сибирского кратона [46].

Заключение

Содержащие микровключения алмазы из россыпей Красновишерского района Среднего/Северного Урала характеризуются различным дефектно-примесным составом, позволяющим выделить по крайней мере три независимых метасоматических этапа в субконтинентальной литосферной мантии восточной окраины Восточно-Европейского кратона:

1. Наиболее древний метасоматический этап привел к образованию алмазов В-типа, содержащих азот в виде А- и В1-центров. Степень агрегации (% В1) таких алмазов составляет 3-8 %, а содержание азота варьирует в пределах 210-896 ppm. Формирование алмазов В-типа было связано с низко-Mg карбонатными (для кубоида) и силикатными (для алмаза в «оболочке») флюидами/расплавами.
2. Следующий метасоматический этап привел к образованию кубоида А-типа, содержащего азот исключительно в виде А-центров в концентрациях 239-256 ppm. Этот этап протекал при активном участии низко-Mg карбонатных флюидов/расплавов, более обогащенных MgO, CaO, Na₂O и CO₂ и обедненных SiO₂ относительно микровключений из кубоида В-типа.
3. Последний метасоматический этап предшествовал извержению транспортирующего мантийного расплава на поверхность и привел к образованию внешней «оболочки» С-типа, содержащей С и А азотные дефектные центры (% С = 3-17). Общее содержание азота в «оболочке» варьирует в интервале 987-1141 ppm. Рост этой генерации алмаза генетически взаимосвязан с силикатно-карбонатными флюидами/расплавами, имеющими более карбонатный состав по сравнению с внутренней «оболочкой» В-типа.

Выявленный тренд эволюции глубинных алмазообразующих флюидов/расплавов в субконтинентальной литосферной мантии восточной окраины Восточно-Европейского кратона направлен в сторону более карбонатных составов, обогащенных MgO, СaO, Na₂O и CO₂. Источниками вовлеченных флюидов/расплавов могли являться эклогитовые и пироксенитовые мантийные субстраты с разным соотношением H₂O и CO₂. Определенные геохимические особенности алмазообразующих сред сопоставимы с флюидами/расплавами, описанными в волокнистых алмазах из россыпей и кимберлитов из разных регионов мира.

Литература

1. O’Reilly S.Y., Griffin W.L. Mantle Metasomatism // Metasomatism and the Chemical Transformation of Rock. Heidelberg: Springer, 2013. P. 471-533. DOI: 10.1007/978-3-642-28394-9_12
2. Aulbach S., Massuyeau M., Garber J.M. et al. Ultramafic Carbonated Melt- and Auto‐Metasomatism in Mantle Eclogites: Compositional Effects and Geophysical Consequences // Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 2020. Vol. 21. Iss. 5. № e2019GC008774. DOI: 10.1029/2019GC008774
3. Skuzovatov S., Shatsky V.S., Ragozin A.L., Smelov A.P. The evolution of refertilized lithospheric mantle beneath the northeastern Siberian craton: Links between mantle metasomatism, thermal state and diamond potential // Geoscience Frontiers. 2022. Vol. 13. Iss. 6. № 101455. P. 1-17. DOI: 10.1016/j.gsf.2022.101455
4. Melnik A.E., Korolev N.M., Skublov S.G. et al. Zircon in mantle eclogite xenoliths: a review // Geological Magazine. 2021. Vol. 158. Iss. 8. P. 1371-1382. DOI: 10.1017/S0016756820001387
5. Ashchepkov I., Logvinova A., Spetsius Z. et al. Eclogite Varieties and Their Positions in the Cratonic Mantle Lithosphere beneath Siberian Craton and Archean Cratons Worldwide // Minerals. 2022. Vol. 12. № 1353. DOI: 10.3390/min12111353
6. Kargin А.V., Sazonova L.V., Nosova A.A. et al. Phlogopite in mantle xenoliths and kimberlite from the Grib pipe, Arkhangelsk province, Russia: Evidence for multi-stage mantle metasomatism and origin of phlogopite in kimberlite // Geoscience Frontiers. 2019. Vol. 10. Iss. 5. P. 1941-1959. DOI: 10.1016/j.gsf.2018.12.006
7. Mikhailenko D., Golovin A., Korsakov A. et al. Metasomatic Evolution of Coesite-Bearing Diamondiferous Eclogite from the Udachnaya Kimberlite // Minerals. 2020. Vol. 10. Iss. 4. № 383. DOI: 10.3390/min10040383
8. Stachel T., Luth R.W. Diamond formation – Where, when and how? // Lithos. 2015. Vol. 220-223. P. 200-220. DOI: 10.1016/j.lithos.2015.01.028
9. Weiss Y., Czas J., Navon O. Fluid Inclusions in Fibrous Diamonds // Reviews in Mineralogy and Geochemistry. 2022. Vol. 88. Iss. 1. P. 475-532. DOI: 10.2138/rmg.2022.88.09
10. Stachel T., Aulbach S., Harris J.W. Mineral Inclusions in Lithospheric Diamonds // Reviews in Mineralogy and Geochemistry. 2022. Vol. 88. Iss. 1. P. 307-391. DOI: 10.2138/rmg.2022.88.06
11. Walter M.J., Thomson A.R., Smith E.M. Geochemistry of Silicate and Oxide Inclusions in Sublithospheric Diamonds // Reviews in Mineralogy and Geochemistry. 2022. Vol. 88. Iss. 1. P. 393-450. DOI: 10.2138/rmg.2022.88.07
12. Smit K.V., Timmerman S., Aulbach S. et al. Geochronology of Diamonds // Reviews in Mineralogy and Geochemistry. 2022. Vol. 88. Iss. 1. P. 567-636. DOI: 10.2138/rmg.2022.88.11
13. Gubanov N., Zedgenizov D., Sharygin I., Ragozin A. Origin and Evolution of High-Mg Carbonatitic and Low-Mg Carbonatitic to Silicic High-Density Fluids in Coated Diamonds from Udachnaya Kimberlite Pipe // Minerals. 2019. Vol. 9. Iss. 12. № 734. DOI: 10.3390/min9120734
14. Elazar O., Grütter H., Weiss Y. The A B C's of metasomatism in the North Atlantic Craton during Pangea breakup; characterized by fluid inclusions in Chidliak diamonds // Lithos. 2022. Vol. 422-423. № 106725. DOI: 10.1016/j.lithos.2022.106725
15. Puchkov V.N. The evolution of the Uralian orogen // Geological Society, London, Special Publications. 2009. Vol. 327. 161-195. DOI: 10.1144/SP327.9
16. Puchkov V.N. General features relating to the occurrence of mineral deposits in the Urals: What, where, when and why // Ore Geology Reviews. 2017. Vol. 85. P. 4-29. DOI: 10.1016/j.oregeorev.2016.01.005
17. Konstantinovskii A.A. Epochs of Diamond Placer Formation in the Precambrian and Phanerozoic // Lithology and Mineral Resources. 2003. Vol. 38. № 6. P. 530-546. DOI: 10.1023/A:1027316611376
18. Laiginhas F., Pearson D.G., Phillips D. et al. Re-Os and ⁴⁰Ar/³⁹Ar isotope measurements of inclusions in alluvial diamonds from the Ural Mountains: Constraints on diamond genesis and eruption ages // Lithos. 2009. Vol. 112. S. 2. P. 714-723. DOI: 10.1016/j.lithos.2009.03.003
19. Sun J., Tappe S., Kostrovitsky S.I. et al. Mantle sources of kimberlites through time: A U-Pb and Lu-Hf isotope study of zircon megacrysts from the Siberian diamond fields // Chemical Geology. 2018. Vol. 479. P. 228-240. DOI: 10.1016/j.chemgeo.2018.01.013
20. Устинов В.Н., Микоев И.И., Пивень Г.Ф. Поисковые модели коренных месторождений алмазов севера Восточно-Европейской платформы // Записки Горного института. 2022. Т. 255. С. 299-318. DOI: 10.31897/PMI.2022.49
21. Лукьянова Л.И., Жуков В.В., Кириллов В.А. и др. Субвулканические эксплозивные породы Урала – возможные коренные источники алмазных россыпей // Региональная геология и металлогения. 2000. № 12. С. 134-157.
22. Васильев E.A., Клепиков И.В., Козлов А.В., Антонов A.В. Природа удлиненной формы кристаллов алмаза из россыпей Урала // Записки Горного института. 2019. Т. 239. С. 492-496. DOI: 10.31897/PMI.2019.5.492
23. Nefedov Y.V., Klepikov I.V. Occurrence Regularities of Nitrogen Defects in the Ural Type Crystal Diamonds from Different Regions // Key Engineering Materials. 2018. Vol. 769. P. 201-206. DOI: 10.4028/www.scientific.net/KEM.769.201
24. Klepikov I.V., Vasilev E.A., Antonov A.V. The Defect-Impurity Composition of Diamond Crystals with 〈100〉Growth Pyramids from Placers of the Krasnovishersk District, the Urals // Geology of Ore Deposits. 2020. Vol. 62. № P. 743-753. DOI: 10.1134/S107570152008005X
25. Sobolev N.V., Logvinova A.M., Tomilenko A.A. et al. Mineral and fluid inclusions in diamonds from the Urals placers, Russia: Evidence for solid molecular N₂ and hydrocarbons in fluid inclusions // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2019. Vol. 266. P. 197-219. DOI: 10.1016/j.gca.2019.08.028
26. Zaitsev A.M. Optical Properties of Diamond. Heidelberg: Springer, 2001. 502 p. DOI: 10.1007/978-3-662-04548-0
27. Goss J.P., Briddon P.R., Hill V. et al. Identification of the structure of the 3107 cm⁻¹ H-related defect in diamond // Journal of Physics: Condensed Matter. 2014. Vol. 26. № № 145801. DOI: 10.1088/0953-8984/26/14/145801
28. Weiss Y., Kiflawi I., Navon O. IR spectroscopy: Quantitative determination of the mineralogy and bulk composition of fluid microinclusions in diamonds // Chemical Geology. 2010. Vol. 275. Iss. 1-2. P. 26-34. DOI: 10.1016/J.CHEMGEO.2010.04.010
29. Vasilev E.A., Klepikov I.V., Lukianova L.I. Comparison of Diamonds from the Rassolninskaya Depression and Modern Alluvial Placers of the Krasnovishersky District (Ural Region) // Geology of Ore Deposits. 2019. Vol. 61. № P. 598-605. DOI: 10.1134/S1075701519070134
30. Harris J.W., Smit K.V., Fedortchouk Y., Moore M. Morphology of Monocrystalline Diamond and its Inclusions // Reviews in Mineralogy and Geochemistry. 2022. Vol. 88. Iss. 1. P. 119-166. DOI: 10.2138/rmg.2022.88.02
31. Taylor W.R., Jaques A.L., Ridd M. Nitrogen-defect aggregation characteristics of some Australasian diamonds: Time-temperature constraints on the source regions of pipe and alluvial diamonds // American Mineralogist. 1990. Vol. 75. № 11-12. P. 1290-1310.
32. Taylor W.R., Canil D., Milledge H.J. Kinetics of Ib to IaA nitrogen aggregation in diamond // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1996. Vol. 60. Iss. 23. P. 4725-4733. DOI: 10.1016/S0016-7037(96)00302-X
33. Green B.L., Collins A.T., Breeding C.M. Diamond Spectroscopy, Defect Centers, Color, and Treatments // Reviews in Mineralogy and Geochemistry. 2022. Vol. 88. Iss. 1. P. 637-688. DOI: 10.2138/rmg.2022.88.12
34. Fedorova E.N., Logvinova A.M., Luk’yanova L.I., Sobolev N.V. Typomorphic characteristics of the Ural diamonds (from FTIR spectroscopy data) // Russian Geology and Geophysics. 2013. Vol. 54. № 12. P. 1458-1470. DOI: 10.1016/j.rgg.2013.10.013
35. Speich L., Kohn S.C., Wirth R. et al. The relationship between platelet size and the B′ infrared peak of natural diamonds revisited // Lithos. 2017. Vol. 278-281. P.419-426. DOI: 10.1016/j.lithos.2017.02.010
36. Зедгенизов Д.А., Рагозин А.Л., Шацкий В.С. и др. Карбонатные и силикатные среды кристаллизации волокнистых алмазов из россыпей северо-востока Сибирской платформы // Геология и геофизика. 2011. Т. 52. № С. 1649-1664.
37. Kosman C.W., Kopylova M.G., Stern R.A. et al. Cretaceous mantle of the Congo craton: Evidence from mineral and fluid inclusions in Kasai alluvial diamonds // Lithos. 2016. Vol. 265. P. 42-56. DOI: 10.1016/j.lithos.2016.07.004
38. Timmerman S., Yeow H., Honda M. et al. U-Th/He systematics of fluid-rich ‘fibrous’ diamonds – Evidence for pre- and syn-kimberlite eruption ages // Chemical Geology. 2019. Vol. 515. P. 22-36. DOI: 10.1016/j.chemgeo.2019.04.001
39. Weiss Y., Kessel R., Griffin W.L. et al. A new model for the evolution of diamond-forming fluids: Evidence from microinclusion-bearing diamonds from Kankan, Guinea // Lithos. Vol. 112. P. 660-674. DOI: 10.1016/j.lithos.2009.05.038
40. Ширяев А.А., Израэли Е.С., Хаури Э.Г. и др. Химические, оптические и изотопные особенности волокнистых алмазов из Бразилии // Геология и геофизика. 2005. Т. 46. № 12. С. 1207-1222.
41. Luth R.W., Palyanov Y.N., Bureau H. Experimental Petrology Applied to Natural Diamond Growth // Reviews in Mineralogy and Geochemistry. 2022. Vol. 88. Iss. 1. P. 755-808. DOI: 10.2138/rmg.2022.88.14
42. Elazar O., Frost D., Navon O., Kessel R. Melting of H₂O and CO₂-be aring eclogite at 4-6 GPa and 900-1200 °C: implications for the generation of diamond-forming fluids // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2019. Vol. 255. P. 69-87. DOI: 10.1016/j.gca.2019.03.025
43. Klein-BenDavid O., Logvinova A.M., Schrauder M. et al. High-Mg carbonatitic microinclusions in some Yakutian diamonds – a new type of diamond-forming fluid // Lithos. 2009. Vol. 112. S. 2. P. 648-659. DOI: 10.1016/j.lithos.2009.03.015
44. Hammouda T., Keshav S. Melting in the mantle in the presence of carbon: Review of experiments and discussion on the origin of carbonatites // Chemical Geology. 2015. Vol. 418. P. 171-188. DOI: 10.1016/j.chemgeo.2015.05.018
45. Kogiso T., Hirschmann M.M., Pertermann M. High-pressure Partial Melting of Mafic Lithologies in the Mantle // Journal of Petrology. 2004. Vol. 45. № P. 2407-2422. DOI: 10.1093/petrology/egh057
46. Shatsky V.S., Zedgenizov D.A., Ragozin A.L., Kalinina V.V. Diamondiferous subcontinental lithospheric mantle of the northeastern Siberian Craton: Evidence from mineral inclusions in alluvial diamonds // Gondwana Research. 2015. Vol. 28. Iss. 1. P. 106-120. DOI: 10.1016/j.gr.2014.03.018