***

Памяти Муамара Каддафи,
одного из лидеров Свободной Африки,
зверски замученного палачами НАТО
во имя «гуманности» и «демократии»

Метаморфогенные алмазы Кумдыкольского месторождения (Кокчетавский массив, Казахстан): метасоматический генезис с начальным космогенно-импактным вкладом
С.А. Вишневский

Введение.  Микроалмазы Кокчетавского массива (Казахстан), известные в пределах Кумдыкольского месторождения и так называемой Барчинской алмазоносной зоны, относятся к метаморфогенному типу этого ценного полезного ископаемого. Оба указанных проявления уникальны по своей алмазоносности: в одном только Кумдыкольском месторождении запасы алмазов составляют ~600 т, а их содержания варьируют от десятков до сотен карат на тонну (Лаврова и др., 1999; Шумилова, 2003), что среди всех других земных находок этого минерала сопоставимо только с алмазоносностью импактитов Попигайской астроблемы. В этом же рудном районе известны и другие алмазо-проявления подобного типа, среди которых можно отметить как достоверные (Большой Шат), так и недостаточно изученные (Екимова и др., 1992а). К сожалению, следует отметить, что открытие этого принципиально нового и практически важного типа месторождений алмазов в пределах Кокчетавского массива стало предметом многолетних, подчас с налётом ортодоксальности, дискуссий среди геологов. Напомним, что поводом для этих дискуссий служат разногласия по поводу модели генезиса кокчетавских алмазов: высоко-барическая она или низко-барическая, с соответствующей интерпретацией истории геологического развития региона. Между тем, решение этой проблемы имеет важное значение не только для целей прогноза и поиска новых нетрадиционных месторождений алмазов разного типа, но и для правильного понимания некоторых особенностей геологической эволюции земной коры.

История изучения Кокчетавских месторождений.  На перспективы кимберлитовой алмазоносности Северного Казахстана ранее указывалось Есеновым и др. (1968); в этой же работе впервые сообщается о мелких (70–200 мкм) алмазах кубического и октаэдрического габитуса, выделенных сотрудниками Симферопольского института минеральных ресурсов из шлиховых проб в 1967 г. Эти алмазы, которые, как впоследствии выяснилось, не имели никакого отношения к кимберлитам, стали той первой находкой, обеспечившей выявление алмазных месторождений нового типа. Алмазы были обнаружены при обогащении и термохимическом разложении шлиховых проб из палеогеновых песков на основе оригинальной методики, которая разработана Кашкаровым и др. (1968) и позволяет эффективно обогащать крупно-объёмные пробы рыхлого материала. В этот же период (1969–70 г.г.) и теми же методами аналогичные алмазы были найдены в Павлодарском Прииртышье, Тургайском прогибе и в районе Томского вала (Полканов, 2009). Специфика этих алмазов, которая резко отлична от кимберлитовых проявлений, позволила предположить наличие нетрадиционных коренных источников данного минерала в указанных районах (Кашкаров, Полканов, 1972). В дальнейшем это предположение подтвердилось, когда после целенаправленных поисков и опробования в Кокчетавском массиве были обнаружены коренные алмазоносные породы, которые оказались новым типом месторождений данного минерала (Розен и др., 1972; Екимова и др., 1981; Лаврова, 1991). Это выдающее открытие было сделано усилиями целого ряда практических геологов и научных работников. Среди исследователей, внёсших важный вклад в изучение Кумдыкольского и других месторождений района, можно отметить сотрудников Института Минеральных Ресурсов г. Симферополя (И.Ф. Кашкаров, Ю.А. Полканов и др.), Кокчетавской геолого-разведочной экспедиции (А.А. Заячковский и др.), ЦНИГРИ (Л.Д. Лаврова, Т.Е. Екимова и др.), а также сотрудников ряда академических институтов (Н.Л. Добрецов, Ф.А. Летников, А.А. Маракушев, В.А. Милашев, Н.В. Соболев, В.С. Шацкий, Т.Г. Шумилова и др.). Повторимся снова, что различные представления указанных лиц о генезисе месторождения оказались подчас диаметрально противоположными и стали предметом длительной дискуссии, которая продолжается до сих пор.

Краткий очерк геологии Кокчетавского массива приведён по данным Розена (1972; 1982), Лавровой и др. (1999), Шумиловой (2003) и других авторов. Ядром докембрийского фундамента Кокчетавского массива является ранне-протерозойский эклогито-гнейсо-сланцевый комплекс пород зерендинской серии мощностью до 9000 м, которые испытали региональный метаморфизм амфиболитовой и гранулитовой фаций. Согласно Розену (1972; 1982 и др.), основание этой серии сложено силлиманит-гранат-биотитовыми гнейсами с будинами-включениями амфиболитизированных эклогитов и линзами доломитовых мраморов (берлыкская свита мощностью до 3000 м); выше по разрезу залегают светло-окрашенные слюдяные сланцы с многочисленными телами эклогитов (жолдыбайская свита мощностью не менее 2000 м); далее идут тёмно-окрашенные безэклогитовые гранат-биотитовые сланцы, чередующиеся с мраморами (даулетская свита мощностью ~1400 м); завершают разрез серии бескарбонатные двуслюдяные сланцы с прослоями кварцитов и амфиболитов, также лишённые эклогитов (уялинская свита мощностью 2800 м). С резким угловым несогласием и большим временным перерывом на породы зерендинской серии налегают поздне-протерозойские (ранне-рифейские) отложения, в основании которых находятся породы ефимовской серии (порфироиды, порфиритоиды, а также глинистые и карбонатные породы), метаморфизованные в условиях фации зелёных сланцев. В западной и восточной зонах массива разрезы отложений этой серии литологически различны, а в центральной зоне массива она отсутствует. По западной и центральной зонам массива на породы ефимовской серии и нижележащих толщ с угловым несогласием налегают вулканиты, филлиты, доломиты и кварциты боровской серии поздне-протерозойского (ранне-рифейского) возраста, мощностью до 4000 м, также подвергнутые региональному метаморфизму зеленосланцевой фации.
Древний складчатый фундамент Кокчетавского массива, сложенный породами зерендинской, ефимовской и боровской серий, характеризуется сложной системой антиклинориев, синклинориев и купольных структур. К ядрам купольных структур, сложенных породами зерендинской серии, приурочены внедрившиеся позднее крупные интрузии палеозойских гранитоидов, на долю которых ныне приходится >60 % площади массива. При этом породы данной серии смяты в складки, оси которых плавно огибают контур куполов по периферии. Породы боровской серии залегают в узких линейных грабенах, которые располагаются цепочками вдоль зон глубинных разломов северо-восточного и субширотного простирания, благодаря чему структурный план пород этой серии резко отличен от пород зерендинской толщи. В целом для пород докембрийского фундамента Кокчетавского массива характерны множественные разрывные нарушения со смещением; в гнейсах и сланцах распространена плойчатость, а для эклогитовых тел наблюдаются явления будинажа (Зайцев и др., 1972; Розен, 1972).
С резким несогласием на породах фундамента залегают платформенные отложения среднего и позднего рифея общей мощностью ~3500 м: различные сланцы с прослоями известняков; разрез этих отложений венчают массивные кварциты. Согласно Гончаренко (1979) комплекс этих пород, который знаменует начало стабильного платформенного развития региона, выделен в илектинскую серию. Породы серии заполняют наложенные депрессии и грабено-образные впадины в породах фундамента, смяты в пологие складки на стадии байкальского тектогенеза и подверглись низко-температурному зеленосланцевому метаморфизму. На этапе каледонского тектогенеза по периферии массива был заложен ряд новых грабенов, которые были выполнены вулканогенно-осадочными отложениями; этот этап сопровождался внедрением малых интрузий ультраосновных пород и крупных тел гранитоидов, упоминавшихся выше. Один из таких гранитоидных массивов — Зерендинский — слагает ядро ранне-протерозойского купола фундамента, на северном склоне которого в породах зерендинской серии располагается Кумдыкольское месторождение и другие алмазо-проявления массива. Самые молодые структуры, отмеченные в районе, имеют девон-карбоновый возраст и представлены наложенными мульдами и грабен-синклиналями, выполнение которых началось кислыми вулканитами и завершилось угленосно-осадочными породами карбона.
Несмотря на сложное блоковое строение Кокчетавского массива, ряд его структурно-формационных комплексов имеет линейное простирание и связан с системами долго-живущих глубинных разломов. Вдоль одного из таких разломов — Красномайского — располагаются алмазо-проявления Кокчетавского массива. В заключение обзора добавим, что сторонниками весьма модных на сегодня ультра-мобилистских гипотез (Добрецов и др., 1998; и др.), в пределах Кокчетавского массива выделяется 5 особых зон, так называемых структурно-тектонических доменов, в том числе и зона мега-меланжа, которая помещается этими авторами в центральной субширотной части массива. Здесь же отметим, что дедуктивные заключения ультра-мобилистских гипотез не раз обоснованно критиковались как применительно к конкретным структурам Кокчетавского массива (Паталаха, Белый, 1981; Лаврова и др., 1999), так и в целом по отношению к самой сущности этих гипотез уже в планетарном масштабе (Кэрри, 1991; Спорные аспекты..., 2002).

Краткий очерк Кумдыкольского месторождения алмазов и его специфики. Геология и алмазоносность месторождения хорошо изучены на основе многолетних исследований различных авторов. Ниже, по данным предшественников, приведены только некоторые основные особенности данного месторождения, которые будут важны для последующего обсуждения, а что касается более детальной характеристики объекта, то она исчерпывающим образом освещена в работах Екимовой и др. (1992а; 1992б), Лавровой и др. (1999), Шумиловой (2003) и других авторов. Согласно этим исследователям, Кумдыкольское месторождение и другие алмазо-проявления Кокчетавского массива локализованы в породах нижней части зерендинской серии вблизи Красномайского глубинного разлома. Этот разлом является юго-западной границей рудной зоны, которая включает в себя как само месторождение, так и другие алмазоносные площади района. Разломной тектоникой рудная зона ограничена также и на северо-западе, северо-востоке и юго-востоке. Месторождение расположено на юго-западном берегу озера Кумдыколь и приурочено к юго-восточному крылу опрокинутой антиклинальной складки, породы которой имеют крутое, до 60–80 градусов, моноклинальное падение на юго-восток. Рудная зона, протяжённостью ~1300 м и мощностью от 40–60 до 180–200 м, прослежена на глубину до 300 м и имеет линзовидно-блоковое строение, с крутым падением согласно общей структуре антиклинали (рис. 1).
Рудовмещающие породы месторождения имеют довольно пёстрый состав и сложены разнообразными гнейсами (гранат-биотитовыми, биотитовыми, двуслюдяными, гранат-амфиболовыми), плагиогнейсами и мигматитами; сюда добавляются различные кристалло-сланцы, кальцифиры, мрамора; практически повсеместно, хотя и неравномерно, в гнейсах и сланцах заключены будины эклогитов, амфиболитов, гранито-гнейсов и гранитов. Широко распространено множество различных (гранат-пироксеновых, пироксен-кварцевых, антофиллитовых и других) метасоматических и контактово-метасоматических пород с заметной долей карбонатной составляющей.
Руды в пределах зоны образуют систему высоко-алмазоносных линейных тел, которые сопрягаются друг с другом по простиранию и падению, но разделены между собой безрудными или слабо-алмазоносными породами. Обращает на себя внимание тот факт, что алмазоносные и «пустые» прослои тонко чередуются, что было бы невозможно в случае механического перемешивания «высоко-барических» и обычных метаморфитов. Пост-рудными разломами породы зоны разбиты на ряд блоков, по которым произошло смещение границ богатых алмазами тел.
В пределах рудной зоны распределение алмазоносных тел не проявляет литологического контроля, и оруденение наложено н а  в с е  т и п ы  п о р о д 
с у б с т р а т а, хотя основная часть алмазов сосредоточена в метасоматизированных гнейсах. При этом, чётким критерием алмазоносности тех или иных пород является их интенсивный метасоматоз. Безрудные участки обычно сложены неизменёнными гранат-биотитовыми гнейсами или линзами инъекционных гранитов. В таких участках отмечено почти полное отсутствие графита и резкое преобладание закисного железа над окисным. По мере перехода к высоко-алмазоносным породам в них появляется графит и нарастает интенсивность гидратного изменения породы; при этом биотит переходит в хлорит, полевые шпаты переходят в серицит, начинаются изменения граната, появляется эпидот и цоизит. В высоко-алмазоносных породах интенсивное метасоматическое изменение захватывает и гранат, который переходит в хлорит+серицит. В таких породах появляются повышенные содержания графита (0,12–0.65 масс. %), серы (0.03–0.5 масс. %), Fe2O3 (2.10–2.60 масс. %), РЗЭ, а также обнаружены повышенные количества флюида, который представлен Н2О, СО2, а также метаном и другими углеводородными газами; одновременно в таких породах снижено содержание щелочей K и Na. Мощность пачек высоко-алмазоносных пород составляет от 5 до 15 м.
Распределение алмазов в рудоносных породах и их минералах проявляет интересную закономерность: там, где есть гранат, наибольшее количество алмазов тяготеет к его зёрнам (в самом гранате, в трещинах по гранату либо в апогранатовых серицит-хлоритовых агрегатах). Тем не менее, алмазы содержатся также почти во всех породообразующих минералах того или иного рудного тела: в пироксене, флогопите, биотите, кварце, полевых шпатах, амфиболе, цирконе, хлорите, сериците, карбонате. Кроме того, было установлено (Лаврова и др., 1999), что как алмаз-содержащие, так и «пустые» гранаты аналогичны между собой по широкому диапазону своих составов, вариации которых зависят от степени метасоматической переработки породы. Таким образом, не существует гранатов определённого состава, которые характеризовали бы так называемый «алмазный» парагенезис по Соболеву и др. (1989). Это же касается остальных алмаз-содержащих минералов – флогопита, кварца, биотита, пироксена и других, которые также обладают широким диапазоном своих составов, по вариациям которых эти минералы не отличаются от своих «безалмазных» аналогов.
Для зёрен кумдыкольских алмазов типично преобладание скелетных, кубоидных, а также кривогранных кристаллов сфероидной или неправильной формы; зёрна октаэдрического габитуса редки. Такое доминирование несовершенных форм, а также мелкие размеры алмазов (в среднем, <50 мкм) указывает на то, что их кристаллизация (рост) происходила в неравновесных и подчас метастабильных условиях, в среде с высокой концентрацией углерода. Об этом же говорят включения, а также «рубашки» сингенетичного графита, которые встречаются в алмазе. Морфология и размер алмазных зёрен проявляют корреляцию с составом вмещающих пород: в гранат-пироксеновых гнейсах — это кубические и самые крупные, до 1 мм, алмазы; в гранат-биотитовых гнейсах — кубоиды, скелетные и комбинационные алмазы; во флогопит-пироксен-карбонатных рудах — самые несовершенные и мелкие (до 1 мкм) алмазы. Специфика габитусных форм кумдыкольских алмазов отличает их от других природных проявлений этого минерала. Сюда же добавляется отсутствие следов окислительного растворения, которое столь свойственно для кимберлитовых и импактных алмазов, побывавших в силикатном расплаве. Внутреннее строение кумдыкольских алмазов нередко обладает волокнистой структурой, присутствием центрального зародыша, зональностью и признаками нормального механизма образования (Шефталь, 1977), но без следов слоевого роста.
На месторождении установлена тесная связь алмазов и графита, которая прослежена на разных уровнях пространственной, вещественной и структурной организации углеродистого вещества (Шумилова, 2003). При этом между содержаниями алмаза и графита наблюдается заметная степень корреляции, с коэффициентом R=0.46. Прослеживается также положительная связь между содержаниями углеродистого вещества и фосфора (R=0.50), а также углеродистого вещества и Fe2O3 (R=0.41). Между тем, содержание углерода не проявляет никакой связи с содержаниями других главных компонентов метасоматических реакций, таких как Na2O, K2O, SiO2, Al2O3, CO2, MgO, CaO и прочие петрогенные окислы.
Типоморфной особенностью кумдыкольских алмазов является их высокое, от 3.4 х 10-4 до 3 х 10-3 см3/г, содержание гелия и аномально-высокое соотношение изотопов этого элемента в них, 3Не/4Не от 4.68 х 10-1 до 1.96 х 10-8 (Лаврова и др., 1999). Согласно Шуколюкову и др. (1993), такие изотопные характеристики гелия не имеют мантийной специфики и связаны с особыми условиями образования этих алмазов. Изотопия кумдыкольских алмазов по азоту и углероду также аномальна. Среднее значение дельта15N в них составляет +10.9 ‰, в то время как для алмазов из других источников — дельта15N = – 2.08 ‰. Среднее значение дельта13С для кумдыкольских алмазов составляет – 17.2 ‰, в то время как для алмазов из других источников — дельта13С = – 6.23 ‰ (Лаврова и др., 1999). Как отмечают эти авторы, такие результаты изотопных исследований указывают на доминирующее участие корового вещества в процессе образования кумдыкольских алмазов.
По данным изотопной геохронологии, алмазоносные породы зерендинской серии на месторождении подверглись нескольким циклам метасоматических изменений, связанных с теми разно-возрастными магматическими процессами, которые имели место в пределах Кокчетавского кристаллического массива. Согласно Jagoutz et al. (1989), Claoue-Long et al. (1991) и Shatsky et al. (1999), наиболее древние из таких изменений для гнейсов зерендинской серии датируются возрастами от 1950–1980 млн лет (U–Pb система, по цирконам) до 1200–1400 млн лет (Rb–Sr система), а для эклогитов месторождения — 1800–2300 млн лет (Sm–Nd система, также по цирконам), что по мнению Лавровой и др. (1999) отражает возраст регионального метаморфизма пород зерендинской серии. Следующий и наиболее значительный цикл изменения пород алмазоносной рудной зоны произошёл в кембрийское время и согласно Sm–Nd, U–Pb, SHRIMP и другим изотопными системам, датируется возрастом порядка 530 млн лет (данные Claoue-Long et al., 1991; Шацкого и др., 1993; Shatsky et al., 1999; и других авторов). Как отмечают Лаврова и др. (1999), именно с изменениями этого цикла связана алмазоносность пород рудной зоны месторождения. При этом особо подчёркивается, что те зерендинские и другие докембрийские породы района, которые не подверглись метасоматозу данного цикла с возрастом 520–530 млн лет, являются пустыми по отношению к алмазной минерализации. Такая специфика распределения руд указывает, что алмазоносность месторождения не связана с региональным метаморфизмом. Предшествовавший кембрийскому алмазо-образующему метасоматозу Красномайский щёлочно-ультраосновной комплекс с возрастом порядка 570 млн лет (Sm–Nd систематика) можно рассматривать как предрифтовый магматизм, который протекал в зонах глубинных разломов (Лаврова и др., 1999). Из главных пост-алмазоносных магматитов района следует отметить многофазные гранитные интрузии Зерендинского комплекса с возрастами от 430 до 450 млн лет (Магматизм …, 1988).

Дискуссионность генезиса месторождения.  Дискуссия о генезисе Кумдыкольского месторождения алмазов продолжается уже более 30 лет и, как отмечают Лаврова и др. (1999), количество гипотез со временем только умножается. Согласно подробному обзору этой проблемы, сделанному данными авторами, ключевым моментом во всех случаях является вопрос о генезисе алмазов, и при всём своём разнообразии все эти гипотезы можно разделить на три группы: 1) мантийная (алмазы кристаллизовались в эклогитах и перидотитах мантии, а вмещающие породы были гранитизированы в условиях земной коры); 2) мантийно-коровая (алмазы кристаллизовались в кислых гнейсах, которые были предварительно погружены в мантию в результате субдукции, где подверглись метаморфизму сверхвысоких давлений); 3) коровая (алмазы возникали в земной коре при весьма умеренных температурах и давлениях).
Согласно мантийной гипотезе, которая разивалась Ефимовым и др. (1982), Розенковым (1986), а затем Маракушевым с коллегами (Маракушев и др., 1998), в пределах Кокчетавского массива существовал палеорифт, на стадии раскрытия которого произошло внедрение мафит-ультрамафитовых алмазоносных расплавов; возникшие породы в дальнейшем были выжаты в верхние горизонты земной коры, где подверглись интенсивной гранитизации и замещению. Однако, оказалось, что мантийная природа эклогитов не подтверждается, а кроме того, эклогиты и пироповые серпентиниты месторождения являются «пустыми» в плане алмазоносности, в то время как алмазоносные гранат-пироксеновые породы имеют метасоматическое происхождение (Удовкина, 1985; Печников и др., 1994; и др.). Одни только эти факты, как отмечают Лаврова и др. (1999), отвергают данную модель мантийного генезиса кумдыкольских алмазов.
Мантийно-коровое образование алмазов по Летникову (1983) предполагает две версии: а) образование алмазов в мантии с последующим «дорастанием» в земной коре; б) образование алмазов в зонах сдвиговых деформаций, где в плоскостях разломов на контакте трущихся поверхностей могут возникать микрозоны сверхвысоких температур и давлений, в которых зарождаются микро-зёрна алмазов. Первая версия почти аналогична мантийной и встречает те же возражения, что и последняя: почти исключительная алмазоносность кислых гнейсов ею не объясняется. Механизм второй версии, который в природе пока не установлен, требует, по крайней мере, наличия псевдотахилитовых жил, которые фиксировали бы те узкие зоны сдвиговой деформации, где могло происходить предполагаемое резкое повышение температуры (и давления) с локальным плавлением пород. Между тем, таких псевдотахилитовых жил на месторождении не наблюдается.
Главная версия мантийно-корового происхождения алмазов базируется на базе традиционных представлений об их кристаллизации в условиях сверхвысоких давлений в зоне верхней мантии (Соболев, Шацкий, 1987; 1988). Сторонниками этой версии (Chopin, 1984; Chopin, Sobolev, 1995; и др.) введено понятие метаморфизма сверх-высоких давлений, как специфического вида регионального метаморфизма пород континентальной коры, которые попадают в зону верхней мантии согласно ультра-мобилистским гипотезам тектоники плит (субдукция). Применительно к Кокчетавскому массиву предполагается, что эти породы погружались на глубины >100–125 км, а по Добрецову и др. (2006), — даже до 150–200 км; параметры такого метаморфизма оцениваются температурами >900 оС и давлениями >4 ГПа (а по Добрецову и др., 2006, — температурами до 1100–1200 оС и давлениями до 4-7 ГПа, соответственно). Индекс-минералами этих изменений считаются коэсит и алмаз (Chopin, Sobolev, 1995), а также высоко-калиевый клинопироксен, высоко-кальциевый гранат, высоко-кремнезёмный фенгит и высоко-глинозёмистый сфен. Ультра-высокобарическая концепция генезиса кокчетавских пород стала выдвигаться после того, как в этих породах были найдены алмазы (Розен и др., 1972; Екимова и др., 1981; Шацкий и др., 1991; и др.), а также коэсит (Соболев и др., 1991). До этих находок кокчетавские эклогиты считались возникшими в условиях «автоклавного» эффекта при умеренных Р–Т параметрах метаморфизма, с давлениями ~0.6–1 ГПа и температурами ~600–700 oC (Добрецов, 1974; Cоболев и др., 1985; Соболев, Шацкий, 1986). Согласно ультра-высоко-барической гипотезе, после того, как в субдуцированных и соответственно метаморфизованных толщах произошла кристаллизация алмаза в поле своей стабильности, породы были затем быстро (а по геологическим меркам — практически мгновенно, со скоростями даже до 1 м/год) эксгумированы назад в приповерхностную часть земной коры, где подверглись ретроградному метаморфизму амфиболитовой фации, который наблюдается в алмазоносных породах месторождения. Сторонниками ульта-мобилистских гипотез подобная субдукция, а затем скачкообразный возврат массивов горных пород в прежнее положение вполне допускаются (Добрецов и др., 2006), хотя гипотезы подобного рода встречают обоснованные возражения целого ряда геологов и геофизиков (Кэри, 1991; Спорные вопросы тектоники..., 2002). Ниже мы добавим и свой комментарий на этот счёт.
        Из последних новаций в рамках мантийно-коровой гипотезы можно отметить работы ряда авторов (De Corte et al., 2000; Корсаков, Шацкий,2004; Korsakov et al., 2010; и ссылки здесь). По-прежнему, оставаясь на позициях высоко-барического роста алмаза в поле своей "стабильности" (имеется в виду система чистого углерода), эти авторы считают, что такой рост происходил во флюидно-расплавных системах, с приоритетным участием СОН-флюидов. 
Критическое рассмотрение мантийно-коровой модели образования алмазов по Соболеву и Добрецову, сделанное Лавровой и др. (1999), Шумиловой (2003) и другими авторами, показало, что эта модель имеет множественные противоречия и не способна объяснить целый ряд геологических, геохимических и минералогических фактов. В частности, глубина погружения исходных пород обоснована не геологическими доказательствами, а только расчётом тех литостатических давлений, которые определяют высоко-барическую стабильность алмаза в системе чистого углерода. Между тем, представление об алмазе как об исключительно высоко-барическом минерале в свете современных данных уже не соответствует действительности (см. ниже). Среди ряда основных возражений против этой гипотезы можно отметить следующие: 1) Сугубо локальная алмазоносность Кумдыкольского месторождения (~0.3 кв. км) совершенно не сопоставима с масштабом проявления того регионального метаморфизма ультра-высоких давлений (~400 кв. км, согласно Dobretsov et al., 1995), который призван эту алмазоносность объяснить. Сразу же возникает вопрос: а почему не является алмазоносной вся зона такого метаморфизма? 2) Реально возможного, а тем более столь быстрого механизма эксгумации пород из зоны мантии пока не известно. 3) Экстремально-быстрый и выборочный подъём тех узко-локальных алмазоносных зон, которые сейчас тонко переслаиваются с безалмазоносными разностями, весьма проблематичен. 4) Основным типом руд на месторождении являются не алмазоносные эклогиты, на долю которых приходится не более 6 % руд, а те гнейсы, которые подверглись интенсивному метасоматозу. Прочие породы месторождения, которые не затронуты метасоматозом, являются пустыми или убого-алмазоносными, а что касается неизменённых эклогитов, то они вообще не содержат алмазов. Почему эти эклогиты, которые побывали в мантии, так избирательно безрудны? 5) Алмазы содержатся практически в любых минералах из пород рудной зоны, хотя проявляют чёткое предпочтение к гранату и пироксену. Тем не менее, представление о реликтовой природе этих алмазов, которые согласно обсуждаемой гипотезе были вынесены с мантийных глубин (где давления достигали 4 ГПа), и контейнерная сохраняющая роль граната, пироксена и циркона в данном процессе не подтверждаются: алмазы часто не имеют связи с этими минералами и встречаются в биотите, кварце и других минералах; известны они даже в прожилках кальцита (Лаврова и др., 1999). 6) Прямым доказательством мантийного генезиса алмаза была бы его связь с калиевым клино-пироксеном, но такая связь отсутствует, что признают и авторы мантийно-коровой версии (Перчук и др., 1986). 7) Данные по калий-содержащим клинопироксенам, включения которых изредка встречаются в гранате (Соболев и др., 1989), независимо от интерпретации этих авторов, указывают на давления величиной ~2 ГПа (Шумилова, 2003, с. 261). 8) Включения калий-содержащего клинопироксена и фенгита, которые встречаются в гранатах совместно с алмазом и рассматриваются как представители «алмазного» парагенезиса (Соболев и др., 1989), обладают совершенно разными Р–Т–Х условиями кристаллизации, в том числе и по водосодержанию: данный пироксен возникает в безводных расплавах, в то время как для фенгита необходимы водонасыщенные системы, и устойчивость этого минерала определяется не просто давлением, а давлением воды (РН2О). Эти и прочие возражения подробно рассмотрены Лавровой и др. (1999), Шумиловой (2003) и другими авторами.
        Добавим, что гипотеза мантийно-корового происхождения кумдыкольских алмазов на основе ультра-мобилистских гипотез и так называемой субдукции предполагает «затягивание» более лёгкого материала земной коры в область мантийных глубин, а затем его быструю эксгумацию обратно. В этой связи коснёмся некоторых вопросов реологии и влияния силы тяжести в процессах подобного рода. Во-первых, как отмечается в ряде работ (Спорные…, 2002; Шумилова, 2003; и др.), реального механизма такого «затягивания», а затем обратного подъёма вещества, особенно быстрого, пока не известно. Здесь же добавим, что в любых моделях подобных мега-масштабных коллизий, которые происходили с участием силы тяжести или иных, медленно, но постоянно действующих сил, всегда необходимо учитывать, что горные породы любой прочности в процессе подобных деформаций ведут себя как текучие жидко-подобные системы. Поэтому оперирование такими понятиями как «жёсткая» плита земной коры («слэб»), которая целостно погружается в мантию, в случае мега-масштабных процессов уже не приемлемо: модели подобного рода были бы справедливы только для абсолютно твёрдого тела. Хорошим подтверждением на этот счёт являются данные астрономии. Давно известно, что только мелкие спутники планет или астероиды, чей размер не превышает первых десятков км, могут обладать неправильной формой, когда прочность пород ещё доминирует над силой собственной силы тяжести этих тел. Планеты диаметром более 200–300 км, уже независимо от прочности своих пород, приобретают правильную сферическую форму под действием собственной гравитации, хотя для таких планет эта сила намного меньше, чем сила тяжести на Земле. Влияние гравитации касается не только общей сферичности достаточно массивных небесных тел, но и таких деталей мелкого рельефа их поверхности как высота гор или глубина впадин. Соответствующие расчёты, сделанные для нашей планеты (Шумилов, 2005), показывают, что максимальная высота гор на Земле не может превышать 14–15 км, что в настоящее время можно видеть на примере Тибетско-Гималайской зоны с х о ж д е н и я (но не столкновения! - примеч. автора) литосферных плит. Если даже опустить все проблемы, касающиеся субдукционного «затягивания» коровых пород в область мантии и обратиться только к гипотезе быстрой, со скоростями до 1 м/год, эксгумации пород кокчетавского «клина» из зоны мантийных глубин в приповерхностную часть земной коры, то с помощью даже простейших расчётов, сопоставляя такие скорости подъёма с нормальным темпом эрозии горных пород, легко видеть, что согласно ультра-мобилистским сценариям, в районе месторождения Кумдыколь должны были образоваться горы с запредельно-большой для нашей планеты высотой ~100 км. Принципиальная невозможность такого процесса (Шумилов, 2005) ещё раз подчёркивает несостоятельность ультра-мобилистских гипотез и, тем более, их применимость к проблеме генезиса алмазов месторождения Кумдыколь в рамках мантийно-коровых гипотез.
Подводя итог сделанному обзору мантийных и мантийно-коровых гипотез, рассмотренных выше, можно отметить, что все они основаны на идее о высоко-барическом генезисе алмаза (и коэсита), для которого принимается, что он кристаллизовался в поле своей Р–Т стабильности. Основой здесь служат хорошо известные диаграммы фазовых состояний углерода по Bundy (1963) и другим авторам. Однако, как отмечают Лаврова и др. (1999), такие диаграммы справедливы только для системы чистого углерода, где алмаз действительно является высоко-барическим минералом. Абсолютизация этого факта по отношению ко всем другим природным алмазо-образующим системам, например, к системе С–О–Н, где область стабильности алмаза определяется уже не давлением, а иными, стехиометрическими, кинетическими и другими факторами (Руденко и др., 1993), становится неправомерной. Тем не менее, эта абсолютизация способствовала появлению расхожего мнения об алмазе как об исключительно высоко-барическом минерале. Между тем, подобные заключения уже не отвечают действительности в свете современных данных. Согласно этим данным (Летников, 1983; Каминский, 1984; Шумилова, 2003; и др.), эндогенные алмазы и алмазы вообще могут возникать в очень широком диапазоне физических параметров процесса, с давлениями от глубоко-вакуумных до 100 ГПа и с температурами от комнатных до 4–5 тыс. оС. Таким образом, процессы образования алмаза в системе чистого углерода подчас весьма отличны по своим параметрам от тех, которые протекают в реальных мульти-фазных природных системах с участием флюидов и различных катализаторов. Полигенез алмаза сегодня хорошо обоснован, и представления об исключительно мантийном высоко-барическом генезисе этого минерала являются уже устаревшими. Из последних сообщений на данную тему можно отметить эксперименты по образованию алмаза даже в пламени обычной свечи (Zixue et al., 2011), в свете которых исключительно «высоко-барическая» модель уже носит характер курьёза.
Не исключено, что такая же генетическая поливариантность существует и для коэсита – другого главного индекс-минерала, который широко используется в схемах ультра-мобилистских гипотез как доказательство метаморфизма сверх-высоких давлений. Пример с алмазом показывает, что подобное использование Р–Т параметров системы чистого кремнезёма в моделях реконструкции природных процессов с участием коэсита также может оказаться некорректным. Здесь возможны различные исключения. Как одно из таких уже известных исключений такого рода, когда реальный вариант образования коэсита в системе SiO2 не совпадает со статической версией его появления в этой системе, можно привести хорошо изученный парадокс ультра-барического образования этого минерала в ударно-взрывных процессах. Если в статике коэсит возникает при давлениях ~2 ГПа и выше (в зависимости от температуры – см. Минералы, 1974), то в динамике (ударно-волновой вариант) для его образования требуются давления от 30 до 60 ГПа (Stoffler, Langenhorst, 1994). Иными словами, даже в системе чистого кремнезёма одни только вариации скорости и градиента деформации способны кардинально изменять Р–Т параметры образования этого минерала. Соответственно, в условиях реальных мульти-фазных эндогенных систем, в присутствии различных катализаторов (или депрессантов), весьма возможен и такой вариант, когда Р–Т параметры образования коэсита будут существенно отличны от таковых, которые следуют на основе статической диаграммы чистого кремнезёма и приняты как базис при обосновании обсуждаемых гипотез. Наконец, вполне реальны и такие варианты образования коэсита в коровых условиях, когда область его статической Р–Т стабильности в системе чистого кремнезёма может создаваться в некоторых локальных зонах земной коры вследствие автоклавных эффектов или в результате тектонических процессов, например, в зонах скалывающих деформаций и плоскостного срыва горных пород. Как показали исследования разных авторов (Трофимов, 1980; Летников, 1983; Дергачёв, 1986; Шумилова, 2003), в таких тектоногенных и иных зонах могут создаваться давления до 19 ГПа, что вполне объясняет появление единичных зёрен не только коэсита, но и других высоко-барических минералов в тех породах, которые в целом не подвергались высоко-барическому нагружению по всему своему объёму.

Согласно коровой гипотезе образования месторождения Кумдыколь, его алмазы образовались при весьма умеренных температурах и давлениях в пределах земной коры (Екимова и др., 1992б; Лаврова 1991; Печников, 1993; Печников и др., 1994; Лаврова и др., 1999). В известной мере, с этой гипотезой согласуются также представления Милашева (1994), согласно которому часть алмазов месторождения также образовалась в условиях сравнительно низких температур и давлений. Коровая гипотеза была предложена коллективом сотрудников ЦНИГРИ (Екимовой, Лавровой, Печниковым и др.) ещё в 1982 г., но по соображениям секретности первые результаты этих исследований были опубликованы позднее (Лаврова, 1991; и др.). Важный вклад в разработку коровой гипотезы сделан работами Шумиловой (1996; 2003; и др.).
Детальные исследования этих и других авторов показали, что коровая гипотеза наиболее полно и последовательно объясняет почти все главные особенности Кумдыкольского месторождения и аналогичных алмазо-проявлений района. Согласно Лавровой и др. (1999), Шумиловой (2003) и другим геологами, эти особенности следующие: 1) Имеется чёткая связь руд с тектоническими зонами сложного строения. 2) Алмазоносность рудной зоны месторождения контролируется системой круто-падающих тектонических нарушений северо-восточного простирания. 3) Алмазное оруденение связано с любыми метаморфическими породами разного состава, которые подверглись метасоматозу по зонам указанных тектонических нарушений. 4) Алмазы встречаются практически во всех породообразующих минералах вмещающих руды пород, а также в межзерновых интерстициях этих минералов. 5) Имеется тесная пространственная и структурная сопряжённость алмаза и графита, которая включает в себя распределение обоих минералов в рудной зоне и служит признаком их сингенетичной связи в породах месторождения. 6) Морфологическое разнообразие алмазов и большое количество двойников среди кубических индивидов, а также мелкие размеры кристаллов, их внутренняя структура и высокое содержание примесей указывают на быстрый рост этих кристаллов в неравновесных условиях. 7) Образование алмаза объясняется его осаждением из флюидной фазы. Согласно сторонникам коровой гипотезы, к этим особенностям можно сделать следующие дополнения.
По пунктам 1 – 4: на месторождении не выявлено «особого» алмазного парагенезиса породообразующих минералов, равно как нет и некой единой алмазоносной прото-породы в составе зерендинской серии, которая дала бы впоследствии всю гамму метасоматических пород месторождения. В процесс алмазо-образования была вовлечена сложная толща разных по составу метаморфических пород, которые попали в зону благоприятной тектоно-флюидной проницаемости, где подверглись метасоматозу с осаждением алмаза (Лаврова и др., 1999).
По пунктам 5, 6: тесная генетическая связь графита с алмазом позволяет оценить условия образования последнего на основе типоморфных признаков углеродистого вещества, которое имеется на месторождении. Как показали детальные структурные, термические, ИК-спектрометрические и другие исследования такого плана (Шумилова, 2003), это вещество представляет смесь плохо-окристаллизованного (с доминированием листового мотива в разупорядоченной структуре), хорошо окристаллизованного, а также уплотнённого графита и углеродной аморфной фазы. Согласно опыту изучения углеродистого вещества в иных геологических обстановках, подобные графиты обычно возникают в условиях низких и средних ступеней регионального метаморфизма. Поэтому, по мнению Шумиловой (2003), генетическая связь кумдыкольских алмазов с такими графитами указывает на то, что алмазо-образующий метасоматоз на этом месторождении протекал в условиях относительно низких давлений и температур, близких к Р–Т условиям зеленосланцевой фации регионального метаморфизма. Особенно важно отметить то, что морфологические особенности минералов углерода на месторождении не несут тех типоморфных признаков, которые характерны для этих минералов в породах со следами интенсивного динамо-метаморфизма.
По пункту 7 относительно кристаллизации алмаза из флюидной фазы: как считает Шумилова (2003), алмазо-образование в породах месторождения было связано с выделением углерода из газовой фазы и протекало на первой стадии метасоматоза, когда из «сухого» углерод-содержащего флюида отлагался только свободный углерод в форме алмаза, графита и их тесных сочетаний. Этот углерод выделялся в результате реакций между СО, СО2, СН4 и другими газами, которые присутствовали в составе флюида на этой стадии метасоматоза. Возможность «сухого» алмазо-образующего метасоматоза такого типа хорошо изучена и предполагалась ещё Иванкиным, Иншиным (1977) и Летниковым (1983). В дальнейшем, теория химического отложения графита и алмаза из газов была рассмотрена Руденко и др. (1993), Bachmann et al. (1991) и другими авторами. Согласно экспериментам Bachmann et al. (1991), реакции хемогенного осаждения алмаза и графита в системе Н–С–О жёстко контролируются определённым соотношением участвующих флюидных компонентов, а что касается других параметров системы, включая температуру, то они второстепенны. При этом, даже в случае благоприятного состава флюидной системы, область собственно алмазного осаждения, как показали расчёты Руденко и др. (1993), занимает узкое промежуточное положение между областью углеводородов, при конденсации которых образуется преимущественно графит, и областью газов с высоким окислительным потенциалом (Н2О, О2, СО2), в которой ни алмаз, ни графит не могут отлагаться, так как здесь происходит их полное окисление. В реальных мульти-компонентных системах при процессах подобного осаждения важная роль принадлежит также различным катализаторам и депрессантам, и, в первую очередь, калию. Лишь в очень узком интервале его концентраций, как показали эксперименты Руденко и др. (1993), имеет место наращивание алмаза, в то время как за пределами этого интервала калий выступает депрессантом-растворителем. Поэтому не случайно на месторождении наблюдается максимальная отрицательная корреляция между содержаниями алмаза и К2О. Можно привести и другие примеры природных систем, одной из которых являются перегретые импактные расплавы из больших астроблем, где эпитаксиальное нарастание «алмаза на алмаз» возможно только в очень узком диапазоне параметров Р–Т–Х эволюции данной системы (Вальтер и др., 1992). В обычных же случаях степень растворения/коррозии импактных алмазов в таких расплавах прямо коррелирует с содержанием K, а также Na, OH– и других агентов (Вишневский и др., 1997). В целом, как отмечено Лавровой и др. (1999, стр. 190), исследователям ещё предстоит решать задачи по выяснению тех конкретных природных факторов (таких как действие катализаторов и различных компонентов, а также процессов, определяющих обмен веществ и уровень неравновесности в открытых системах), при которых происходило метасоматическое образование графита и алмаза из газовой фазы в реальных условиях Кумдыкольского месторождения.
Тем не менее, согласно теоретическим обоснованиям и фактическим доказательствам, которые приведены в работах Екимовой и др. (1992а; 1992б), Лавровой и др. (1999), Шумиловой (1996; 2003), следует отметить, что генезис Кумдыкольского месторождения в рамках коровой гипотезы с метасоматическим алмазо-генезом объясняется наилучшим образом и хорошо согласуется со всей гаммой геолого-минералогических особенностей месторождения. Вместе с тем, эта гипотеза, при всей логичности и убедительности её доводов, встречает обоснованное сомнение в вопросе о стартовой причине массового образования зародышевых алмазных фаз, на которые в дальнейшем происходило метасоматическое (или иное другое) наращивание алмаза. Могли ли эти фазы спонтанно возникнуть на начальных стадиях такого метасоматоза? Или они уже предварительно имелись в породах? Эта проблема, хотя и в неявном виде, но является ключевой для коровой гипотезы, и поэтому Лаврова и др. (1999), Шумилова (2003) и другие авторы уделяют ей большое значение, рассматривая несколько версий вне-мантийного образования затравочных алмазных частиц в зоне месторождения.
Одной из таких версий является тектоническая. Выше уже говорилось (Летников, 1983; Дергачёв, 1986), что в результате динамо-тектонических процессов в некоторых локальных очагах вдоль плоскостных срывов в горных породах могут возникать скалывающие напряжения с амплитудой до 19 ГПа. Процессы такого рода могут объяснять возможность появления затравочных алмазных частиц в зонах дислокаций. Далее, на основе этих частиц, при конденсации углеродного вещества из циркулирующих флюидов, возможно образование относительно крупных кристаллов алмаза за счёт их дорастания, что, как мы уже упоминали выше, не противоречит современной теории алмазо-образования. Однако, такая версия, по мнению Шумиловой (2003), хорошо объясняет возможность появления о т д е л ь н ы х (выделено мною) затравочных алмазных частиц в дислоцированных средах, но роль тектоники в массовом образовании алмазных зародышей не могла быть доминирующей. Согласно Шумиловой (2003), главной ролью тектонического фактора при образовании месторождения было создание высоко-проницаемых зон глубинного заложения, по которым происходила миграция флюидных компонентов алмазо-образующего метасоматоза. По поводу данной версии мы также не можем не отметить, что если тектонический фактор и мог быть причиной образования единичных затравочных алмазных частиц, но объяснить с его помощью появление колоссального количества таких частиц во всей зоне пород месторождения невозможно. В этом аспекте тектоническая версия неудовлетворительна и проблему алмазных зародышей не решает.
Другая версия образования зародышевых частиц алмаза в зоне месторождения при коровых Р–Т параметрах процесса — хемогенно-каталитическая. Она подробно рассматривается Лавровой и др. (1999) с использованием данных Руденко и др. (1993) и Bachmann et al. (1991). При этом, согласно Руденко и др. (1993), появление зародышевых центров алмазной кристаллизации может быть связано с образованием двумерных эпитаксиальных плёнок алмазной структуры на гранях тех некоторых кристаллов, где имеется низкий коэффициент поверхностного натяжения и наблюдается некоторое кристалло-структурное подобие подложки по отношению к алмазу. В результате, воздействие силового поля этой подложки на атомарный углерод способно инициировать его отложение с наращиванием изоморфной решётки алмаза. Такие реакции структурного осаждения плёнок алмазного углерода могут протекать в ограниченном объёме закрытых микро-систем вплоть до установления местного равновесия. Но если образование зародышей алмаза подобным путём возможно только в закрытой системе, то, как указывают Лаврова и др. (1999), дальнейший их рост с образованием крупных кристаллов алмаза происходил только в открытой системе, с постоянным подводом питающих газообразных компонентов. При этом, согласно Кулаковой и др. (1980), в зависимости от макро-кинетики процесса, возможны различные комбинации нарастания, в том числе либо массовый рост всех зародышей алмаза, либо растворение мелких зародышей и рост более крупных алмазных индивидов. Отметим, что хемогенно-каталитическая версия зарождения алмазных затравок в породах месторождения также требует особого сочетания ряда благоприятных условий и параметров (наличие граней кристаллов со специфическими свойствами; доступ к ним углерод-содержащего флюида определённого состава; закрытость системы). Далее, когда затравка уже возникла, флюидная система должна стать открытой, чтобы начался процесс наращивания алмаза. В единичных, довольно благоприятных случаях реализация подобной версии возможна, но для образования зародышей на любых минералах и по всей зоне месторождения эта версия маловероятна. Трудно представить себе некий всеобъёмлющий процесс, который мог бы стимулировать повсеместное образование колоссального количества алмазных зародышей таким способом в составе столь сложной и многокомпонентной совокупности горных пород разного состава, каковой было рудное тело месторождения. Поэтому массовое образование алмазных зародышей в рамках хемогенно-каталитической версии также остаётся проблематичными.
Между тем, современные данные о происхождении и распространении алмазов в природе хорошо объясняют проблему алмазных зародышей на месторождении. В свете этих данных, массовое образование таких частиц именно на начальной стадии алмазо-формирующего метасоматоза уже не представляет некоторого категорического стартового императива, который так необходим для обоснования обсуждаемой коровой гипотезы. Выше уже говорилось о выраженной полигении алмаза, способного возникать в широком диапазоне Р–Т параметров. Кроме высоко-барических эндогенных проявлений алмаза в кимберлитах и лампроитах, которые стали уже классическими, сегодня известны по крайней мере ещё три других источника этого минерала в природе.
1. Мелкие и микроскопические алмазы импактного происхождения, которые представляют ударно-метаморфические параморфозы по углеродитому веществу метеоритов (Вдовыкин, 1967; 1970) и земных пород (Вальтер и др., 1992; Вишневский и др., 1997) и пользуются широким распространением в породах земной коры.
2. Особую и весьма обширную в плане своего повсеместного присутствия группу представляют так называемые «коллоидные» алмазы. Эти алмазы представляют кубические кристаллики величиной от 0,4 до 7 нм (Lewis et al., 1987а; Huss, 1990; Newton et al., 1995), с аномально-лёгким изотопным составом углерода (дельта13СPDB до – 30... – 40 ‰ согласно Lewis et al., 1987b; Ash et al., 1988), аномальным изотопным составом азота (дельта15N от – 343 до – 1000 ‰ по Levis et al., 1989) и примесью аномального водорода. Предполагается, что такие алмазы представляют продукты конденсации углерода из «межзвёздного» газа. «Коллоидные» алмазы широко распространены в метеоритах, а, следовательно, и в породах земной коры, к которым метеоритное вещество постоянно поступало и поступает.
3. Аналогичную группу представляют «коллоидные» и субмикронные алмазы импактного происхождения. Алмазы этой группы, величиной от 3–5 нм до 2 мкм, обладают кубической структурой и широкими вариациями изотопного состава углерода, начиная от «межзвёздных» до «земных» значений. «Коллоидные» и субмикронные алмазы импактного происхождения обнаружены в породах земных астроблем и в горизонтах импакто-кластических выбросов регионального или глобального распространения, которые связаны с этими ударно-взрывными структурами. Примерами здесь могут послужить астроблемы Рис (ФРГ) и Чикскулуб (Мексика), а также импакто-кластические выбросы из последней астроблемы, которые образуют мел-палеогеновый пограничный горизонт в Центральной и Северной Америке (Gilmour et al., 1992; Hough et al., 1995; Abbot et al., 1996; Montanari and Koeberl, 2000). Ряд исследователей предполагает, что такие алмазы образовались по механизму химической конденсации углерода из плазмы в огненном шаре взрывного облака соответствующих импактных событий. Однако, такой способ, как отмечают другие исследователи (Burki et al., 1996), имеет ряд серьёзных физико-химических ограничений, и более вероятным здесь был бы процесс гомогенной нуклеации, который снимает целый ряд таких ограничений по температуре, составу и давлению газовой смеси в облаке взрыва.
Возвращаясь к вопросу о происхождении природных алмазов, необходимо отметить, что «коллоидные» космогенные алмазы широко распространены в метеоритах, а, следовательно, и в породах земной коры, к которым метеоритное вещество постоянно поступало и поступает. Это же относится и к «коллоидным» импактным алмазам, которые, с учётом массированных космических бомбардировок нашей планеты в прошлом, также должны иметь чрезвычайно широкое распространение в породах земной коры. Более подробный обзор на тему «коллоидных» и субмикронных алмазов из метеоритов и импактитов приведён в работах ряда авторов (Вальтер и др., 1992; Вишневский и др., 1997). Отметим, что идея о космогенной природе мелких алмазов в земной коре не нова и высказывалась ещё Вернадским (Вернадский, 1955, с. 359), а в дальнейшем получила развитие в работах Витриченко и Полканова (1972), Полканова (2006) и других авторов. При этом, как указывает Полканов (2006), количество космогенно-импактных алмазов в отложениях земной коры может быть связано с метеоритной активностью соответствующих геологических периодов, а определение содержаний таких алмазов в датированных осадочных толщах может стать инструментом для оценки метеоритной активности в разные геологические периоды. Здесь, как отмечает этот автор, науке ещё предстоит шагнуть в малоизведанную область тонких, <50 мкм, алмазов, которыми могут быть обогащены некоторые горизонты осадочных отложений. Добавим в этой связи, что по данным украинских геологов (Кашкаров и др., 1968; Кашкаров, Полканов,1972; Полканов, 2009), мелкие алмазы самого разнообразного генезиса, в том числе и те, происхождение которых пока не установлено, широко распространены в современных рыхлых отложениях (а, следовательно, и в различных осадочных породах земной коры). Наконец, природа тонко-дисперсных алмазов в породах земной коры может оказаться гораздо более разнообразной, чем те космогенно-импактные варианты, которые рассмотрены выше. Полигения алмаза допускает возможность образования иных, как экзогенных (в результате пожаров?), так и внутрикоровых источников тонкодисперсной фазы этого минерала. Из примеров здесь можно указать уже упомянутый факт образования таких алмазов в пламени свечи (Zixue et al., 2011), или находку тонко-дисперсных алмазов радиогенного происхождения, которые возникли в осадочных породах из органического вещества под действием радиоактивного распада урана (Дубинчук и др., 1976). Данные (Zixue et al., 2011) позволяют уверенно считать, что, начиная с верхнего палеозоя, когда на планете широко распространился растительный покров, самым массовым и повсеместным источником земных тонко-дисперсных алмазов могли стать пожары различного происхождения. В результате, начиная с этого времени, возможность метасоматического образования месторождений алмазов кумдыкольского типа в соответствующих породах и геотектонических обстановках должна была значительно увеличиться при всех прочих равных условиях. Однако, возвращаясь к месторождению Кумдыколь, которое имеет ранне-палеозойский возраст, нужно отметить, что для него наиболее обоснованным остаётся импактно-космогенный источник алмазных зародышей.
Таким образом, импактно-космогенные или иные алмазы в классе потенциальных зародышей, которые необходимы для метасоматического образования руд кумдыкольского типа, должны иметь широкое (если не повсеместное!) распространение в самых различных осадочных породах земной коры. Однажды возникнув или попав на нашу планету из космоса, эти алмазы могли затем пережить многократное экзогенное переотложение, насыщая самые различные по возрасту и составу породы. Особо отметим в этой связи, что алмазы «коллоидной» размерности (3–5 нм) более устойчивы, чем графит (Badziag et al., 1990). В  эндогенных условиях импактно-космогенные (и другие) тонко-дисперсные алмазы зародышевого типа способны сохраняться в достаточно широком диапазоне температур и давлений при контактовом, региональном и высоко-барическом метаморфизме (Vishnevsky, Raitala, 2000). Р–Т параметры такого метаморфизма отвечают как минимум зелено-сланцевой и андалузит-мусковитовой фациям регионального метаморфизма (350 – 600 оС, 0.1 – 1 ГПа, см. схему фаций метаморфизма по Добрецову и др., 1972). Такое заключение подтверждается находками импактных алмазов в астроблеме Садбери (Masaitis et al., 1997), которая имеет возраст ~1850 млн лет и породы которой подверглись зеленосланцевой стадии регионального метаморфизма. Более того, можно предполагать, что импактные и космогенные алмазы, захваченные растущим гранатом, пироксеном и другими метаморфогенными минералами и защищённые таким образом от воздействия агрессивных химических агентов, были способны сохраниться в условиях и более высоких стадий регионального метаморфизма, о чём свидетельствуют, например, находки импактных алмазов в эклогитах (Головня и др., 1977).
Суммируя вышесказанное, можно заключить, что «коллоидные» и субмикронные алмазы космогенно-импактного (или иного) происхождения, широко распространённые в различных, в том числе и метаморфических, породах земной коры, могли послужить теми зародышевыми частицами, в которых нуждается гипотеза метасоматического генезиса Кумдыкольского месторождения алмазов. Представляя реликты прежних эпизодов развития нашей планеты, они были способны пережить всю серию процессов экзогенно-эндогенного литогенеза на стадии геологической эволюции земной коры и, в конце концов, могли оказаться тем затравочным материалом для метасоматического нарастания алмаза, когда началось образование Кумдыкольского месторождения.

Заключение.
А) Среди всех вариантов генезиса кумдыкольских алмазов, которые предполагались в ходе многолетних дискуссий по этому месторождению, гипотеза метасоматического внутри-корового образования при умеренных давлениях и температурах (Екимова и др., 1992а; Лаврова и др., 1999; Шумилова, 2003) выглядит наиболее аргументированно и логично. Важное преимущество этой гипотезы состоит и в том, что в её основе лежат не дедуктивные заключения и предположения, а широко распространённые и хорошо известные процессы разломной тектоники, глубинного флюидо-переноса, наложенного метасоматоза, а также экспериментально подтверждённая возможность каталитического роста алмазов в Р–Т условиях земной коры. Представления всех прочих гипотез непоследовательны и нередко ошибочны, вступают в противоречие с наблюдаемыми фактами и подчас опираются не только на сугубо теоретическую базу, но и на устаревшие данные. Кроме того, мантийные гипотезы не подкреплены реально возможными геодинамическими реконструкциями и механизмами тех процессов, которые могли иметь место в недрах планеты согласно ультра-мобилистским представлениям. В особенности это касается проблемы погружения пород земной коры в мантию и их быстрой обратной эксгумации.
Б) Дискуссионным звеном гипотезы корового алмазо-образующего метасоматоза является проблема появления затравочных алмазных частиц, на которых произошло нарастание алмаза в зоне месторождения. Те экзотические варианты источника таких частиц, которые предлагались ранее (динамо-метаморфическая и хемогенно-каталитическая версии), в лучшем случае могут объяснить появление лишь единичных затравок такого рода, но никак ни создание тех мириадов зародышей, которые были бы нужны для образования месторождения по гипотезе флюидной конденсации алмазного углерода согласно Лавровой и др. (1999) и Шумиловой (2003). В то же время, версия о «коллоидных» и субмикронных алмазных затравках космогенно-импактного типа, которые должны присутствовать практически повсеместно в самых различных (если не в любых!) осадочных и метаморфических породах земной коры, на наш взгляд, полностью снимает данный вопрос. В свете современных данных о полигении алмаза и широком поле Р–Т параметров его образования при различных природных процессах, такая версия вполне обоснована. Добавим, что кроме космогенно-импактных вариантов реально существуют и другие, пока слабо изученные процессы массового образования тонко-дисперсной алмазной фазы зародышевого типа в породах земной коры (см., например, данные Дубинчука и др., 1976; или Zixue et al., 2011). Возможны и иные, ещё неизвестные процессы такого рода. Для проверки космогенно-импактной природы зародышевых алмазных частиц на Кумдыкольском месторождении, которая на сегодня представляется наиболее обоснованной, большой интерес представляет углубленное изучение тех ядерных центров роста, которые присутствуют во многих зёрнах кокчетавских алмазов. Морфология и специфика кристаллической структуры этих «ядер», особенности их химического состава, включая изотопию, и другие данные могут пролить решающий свет на их происхождение.
В) В условиях широкого распространения космогенно-импактных (или иных) тонко-дисперсных алмазных частиц в породах земной коры, процессы глубинного тектогенеза и флюидного «дыхания» планеты могли обеспечить образование месторождений алмазов кумдыкольского или близкого к ним типа в самых различных геологических обстановках и на самых разных стадиях геологической эволюции Земли. Такие месторождения возможны в разных регионах планеты, в чём можно согласиться с мнением Шумиловой (2003) и Полканова (2009). В частности, согласно Полканову (2009), морфологически-сходные с кумдыкольскими алмазы широко распространены в различных отложениях Павлодарского Прииртышья, в районе Томского вала и в Днепрово-Донецком регионе, что указывает на наличие здесь разновозрастных коренных источников. Коровое метасоматическое образование предполагается Шумиловой (2003) для алмазов из Шумихинского гнейсового купола на Среднем Урале, описанных Кейльманом и Лукиным (1993), а также для алмазов из метаморфических пород массива Дабе Шан в Китае, хотя последнее месторождение, по мнению китайских авторов (Xu Shutlong et al., 1992), имеет мантийное высокобарическое происхождение и возникло по ультра-мобилистскому сценарию, аналогичному кумдыкольской мантийно-коровой версии. К внутрикоровым метасоматическим продуктам предположительно относятся также некоторые алмазы из графитистых сланцев Либерии (Шумилова, 2003). В рамках коровой метасоматической гипотезы с участием углеводородных газов можно предполагать также образование некоторых проблематичных алмазо-проявлений Сибирской платформы (Епифанов, Родин, 1991). Добавим, что во всех этих случаях широкое распространение тонко-дисперсной алмазной фазы зародышевого типа в породах земной коры послужило бы положительным стимулирующим фактором.
Г) Методы экспрессного поиска метаморфогенных месторождений алмазов кумдыкольского и сходных с ним типов в самых различных углерод-содержащих породах бывшего СССР и в мире, предложенные Лавровой и др. (1999), Шумиловой (2003) и другими коллегами, хорошо обоснованы и логичны. Повторимся вслед за этими авторами, что для выявления таких новых месторождений алмазов необходимо: 1) предварительное широко-масштабное обследование рыхлых толщ с целью выделения ареалов рассеяния таких алмазов (для чего потребуются опытные обогатители-поисковики, вооруженные методиками симферопольских геологов); 2) локализация коренных источников алмазов для таких ареалов (для чего потребуются разведчики с целеустремлённостью и настойчивостью казахстанских геологов); 3) детальные работы по геологии и разведке выявленных источников (для чего потребуются квалифицированные научно-производственные коллективы, которые пока ещё имеются в пределах бывшего СССР). Особо, к сожалению, будет стоять вопрос о выделении соответствующих средств на проведение необходимых исследований, так как современное состояние отечественной геологии пока не внушает особого оптимизма в этом аспекте. Сюда же неизбежно добавятся трудности сугубо субъективного плана, которые проистекают из многолетних дискуссий о генезисе Кумдыкольского месторождения.
Д) Возвращаясь к базовой основе этой статьи о стимулирующей роли импактно-космогенного фактора в образовании Кумдыкольского месторождения, хотелось бы добавить, что такие новые или "экзотические" области научных знаний как «импактология», метеоритика, астрономия и планетология уже начинают вносить свои коррективы в представления ряда геологических школ и с неизбежностью будут делать это в будущем. В значительной степени это касается тех отраслей геологии, предметом которых являются проблемы рудообразования и металлогении, и которые стоят сейчас на пороге пересмотра целого ряда своих устоявшихся догматов и стереотипов. К примеру, одно только изучение роли импактных процессов в образовании месторождений полезных ископаемых уже представляет актуальную и волнующую задачу самого ближайшего будущего, поскольку мировой список месторождений, которые так или иначе связаны с астроблемами, весьма внушителен, начиная от нефти и газа и заканчивая рудами самых различных полезных ископаемых (Grieve, Masaitis, 1994). Среди гигантов мирового класса в этом списке можно упомянуть такие объекты как медно-никелевое месторождение Садбери в Канаде и золото-урановое месторождение Витватерсранд в ЮАР. В отношении последнего месторождения, по мнению автора, наиболее обоснованной выглядит гидротермально-импактная гипотеза происхождения (Вишневский, 2007). Проблемы такого рода представляют много-обещающую область исследований для новых людей с новыми идеями, и рано или поздно, но эти люди станут не последним звеном в отечественной геологии.

Благодарности. При подготовке этой статьи были учтены полезные замечания В.А. Кутолина, Т.Г. Шумиловой, Б.С. Зейлика и других коллег, которым автор выражает глубокую признательность.

Литература

Вальтер А.А., Ерёменко Г.К., Квасница В.Н. и Полканов Ю.А. Ударно-метаморфогенные минералы углерода. Киев: Наукова Думка, 1992, 172 с.
Вдовыкин Г.П. Углеродистое вещество метеоритов. М.: изд.-во Наука, 1967, 272 с.
Вдовыкин Г.П. Алмазы в метеоритах. М.: изд.-во Наука, 1970, 128 с.
Вернадский В.И. Избранные сочинения. Т. 2. Опыт описательной минералогии. М.: изд.-во Академии наук СССР. 1955. 615 с.
Витриченко Э.А., Полканов Ю.А. К проблеме космогенных алмазов. Астрономический Циркуляр. 1972. № 698. С. 2–5.
Вишневский С.А., Афанасьев В.П., Аргунов К.П. И Пальчик Н.А. Импактные алмазы: их особенности, происхождение и значение. Новосибирск: изд.-во СО РАН, 1997, 110 с (на русском и английском языке).
Головня С.В., Хвостова В.П., Макаров Е.С. Гексагональная модификация алмаза (лонсдейлит) в эклогитах метаморфических комплексов. Геохимия. 1977. № 5. С. 790–793.
Гончаренко Е.В. Платформенные формации рифея Кокчетавского массива. Известия Академии нук Казахской ССР. Серия геологическая. 1979. № 1. С. 43–46.
Дергачёв Д.Е. Алмазы метаморфических пород. Доклады АН СССР. 1986. Т. 291. № 1. С. 189–190.
Добрецов Н.Л. Глаукофан-сланцевые и эклогит-глаукофановые комплексы СССР. Новосибирск: Наука, 1974, 429 c.
Добрецов Н.Л., Тениссен К., Смирнова Л.В. Структурная и геодинамическая эволюция алмаз-содержащих метаморфических пород Кокчетавского массива (Казахстан). Геология и Геофизика. 1998. Т. 39, № 12. С. 1645–1666.
Добрецов Н.Л., Буслов М.М., Жимулёв Ф.И. и др. Венд-раннеордовикская геодинамическая эволюция и модель эксгумации пород сверхвысоких и высоких давлений Кокчетавской субдукционно-коллизионной зоны. Геология и Геофизика. 2006. Т. 47. № 4. С. 428–444.
Добрецов Н.Л., Ревердатто В.В., Соболев В.С., Соболев Н.В., Хлестов В.В. Фации метаморфизма. М.: Недра, 1972, 432 с.
Дубинчук В.Т., Коченов А.В., Пеньков В.Ф. и др. О новообразованиях в органическом веществе осадочных пород под действием радиоактивного излучения. Доклады АН СССР. 1976. Т. 231. № 4. С. 973–976.
Екимова Т.Е., Ивановская И.Н., Надеждина Е.Д. и др. Типоморфизм алмазов в породах эклогито-гнейсовых комплексов. Всесоюзное совещание по геохимии углерода. Тезисы докладов. М.: ГЕОХИ, 1981, с. 223–225.
Екимова Т.Е., Лаврова Л.Д., Надеждина Е.Д. и др. Коренная и россыпная алмазоносность Северного Казахстана. М.: ЦНИГРИ, 1992а, 168 с.
Екимова Т.Е., Лаврова Л.Д., Надеждина Е.Д. и др. Новый тип коренных месторождений алмазов. Руды и Металлы. 1992б. № 1. С. 69–80.
Епифанов В.А., Родин Р.С. Возможные пути решения проблемы поисков коренных источников алмазов на Сибирской платформе. В кн.: Геология месторождений и проявлений цветных и благородных металлов Сибири. Сборник научных трудов. Новосибирск: изд.-во СНИИГГИМС. 1991. С. 119–124.
Есенов Ш.Е., Ефимов И.А., Шлыгин Е.Д. и др. К проблеме алмазоносности Северного Казахстана. Вестник АН Казахской ССР. 1968. № 1. С. 37–45.
Ефимов И.А., Боровиковская Л.Г., Шадрина В.А. Об обнаружении алмазов в карбонатитах щёлочно-ультраосновной формации. В кн.: Геология полезных ископаемых Казахстана и проблема их изучения. Алма-Ата: изд.-во КазИМС, 1982, с. 186–187.
Зайцев Ю.А., Иванов О.Д., Шлыгин Е.Д. Улутау-Кокчетавская зона. В кн.: Геология СССР. Том ХХ. Центральный Казахстан. Книга 2. М.: Недра. 1972. С. 238–245.
Иванкин П.Ф., Иншин П.В. О взаимосвязи углерода и воды в петрогенезисе. Советская Геология. 1977. № 1. С. 35-46.
Каминский В.Ф. Алмазоносность некимберлитовых изверженных пород. М.: Недра, 1984. 173 с.
Кашкаров И.Ф., Полканов Ю.А., Ерёменко Г.К. и др. Новые данные об алмазоносности неогеновых и современных песчаных отложений некоторых районов Украины. ДАН СССР. 1968. Т. 179, № 4. С. 947–950.
Кашкаров И.Ф., Полканов Ю.А. О некоторых особенностях алмазов из титано-носных россыпей Северного Казахстана. Труды Минералогического Музея им. А.Е. Ферсмана. 1972. Вып. 21. С. 183–185.
Кейльман Г.А., Лукин В.Г. Алмазы в гнейсовом комплексе. Известия Уральского горного института. 1993. № 2. С. 92–94.
Корсаков А.В., Шацкий В.С. Механизм образования алмазов в графитовых "рубашках" в метаморфических породах высоких давлений. Доклады РАН. 2004. Т. 399. № 2. С. 232-235.
Кулакова И.И., Пушкин А.Н., Руденко А.П. И Штурман В.Л. Исследование каталитического окисления алмазов в связи с вопросами их роста-растворения в природных условиях. Комплексные исследования алмазов. Труды ЦНИГРИ. 1980. Вып. 153. С. 57–64.
Кэри У. В поисках закономерностей развития Земли и Вселенной: истоки догм в науках о Земле. М.: Мир, 1991, 447 с.
Лаврова Л.Д. Новый тип месторождений алмазов. Природа. 1991. № 12. С. 62–68.
Лаврова Л.Д., Печников В.А., Плешаков А.М. и др. Новый генетический тип алмазных месторождений. М.: Научный мир, 1999, 228 с.
Летников Ф.А. Образование алмазов в глубинных тектонических зонах. Доклады АН СССР.1983. Т. 271. № 2. С. 433–436.
Магматизм Северного Казахстана. Алма-Ата: Наука, 1988, 168 с.
Маракушев А.А., Сан Лонкан, Панеях Н.А., Зотов И.А. Гетерогенная природа алмазоносных метаморфических комплексов Кокчетава (Казахстан) и Дабешаня (Китай). Бюллетень МОИП, отдел геологический. 1998. Т. 73. Вып. 3. С. 3–9.
Милашев В.А. Среда и процессы образования природных алмазов. СПб: Недра, 1994, 144 с.
Минералы. Справочник. Диаграммы фазовых равновесий. Вып. 1. Фазовые равновесия, важные для природного минералообразования. М.: Наука, 1974, 514 с. (для коэсита – ссылка на стр. 301).
Паталаха Е.И., Белый В.А. Офиолиты и тектоника Казахстана. В кн.: Проблемы тектоники Казахстана. Алма-Ата: Наука Каз. ССР, 1981, с. 42–53.
Перчук Л.Л., Соболев Н.В., Шацкий В.С., Япаскурт В.О. Реликты калиевых клино-пироксенов из безалмазоносных пироксен-гранатовых пород Кокчетавского массива (Северный Казахстан). Доклады РАН. 1986. Т. 348. № 6. С. 790–795.
Печников В.А. Особенности локализации алмазопроявления в метаморфических породах. Разведка и Охрана Недр. 1993. № 4. С. 11–14. 
Печников В.А., Лаврова Л.Д., Екимова Т.Е., Петрова М.А. Были ли «грубые просчёты» в оценке алмазоносности метаморфического комплекса Кокчетавского массива? Бюллетень МОИП, отдел геологический. 1994. Т. 69, Вып. 5. С. 111–114.
Полканов Ю.А. Космогенные алмазы земной коры: «пришельцы» и «земляне». В кн.: Материалы 2-й Международной Конференции «Прогнозирование и поиски коренных и россыпных алмазных месторождений», Симферополь-Ялта, 20-26 сентября 2004 г. Киев: изд.-во УкрГГРИ, 2006, с. 281–288.
Полканов Ю.А. Мелкие алмазы песчаных отложений. Распространение. Свойства. Происхождение. Значение. Симферополь: СПД «Барановский А.Э.», 2009. 228 с.
Розен О.М. Кокчетавский массив. В кн.: Геология СССР. Том ХХ. Центральный Казахстан. Книга 1. М.: Недра. 1972. С. 50–57.
Розен О.М. Кокчетавский массив. Тектоника Казахстана. М.: Наука, 1982, с. 9–12.
Розен А.М., Зорин Ю.М., Заячковский А.А. Обнаружение алмаза в связи с эклогитами в докембрии Кокчетавского массива. Доклады АН СССР. 1972. Т. 203, № 3. С. 674–677.
Розенков В.С. Некоторые вопросы эндогенной минерагении алмазов некимберлитовых пород. В кн.: Алмазоносные некимберлитовые породы Казахстана. Алма-Ата: 1986, с. 5–13.
Руденко А.П., Кулакова И.И., Скворцова В.Л. Химический синтез алмаза. Аспекты общей теории. Успехи Химии. 1993. Т. 62. № 2. С. 99–117.
Соболев Н.В., Шацкий В.С. Проблемы генезиса эклогитов метаморфических комплексов. Геология и Геофизика. 1986. № 9. С. 3–11.
Соболев Н.В., Шацкий В.С. Включения минералов углерода в гранатах метаморфических пород. Геология и Геофизика. 1987. № 7. С. 77–80.
Соболев Н.В., Шацкий В.С. Акцессорные алмазы в высоко-барических метаморфических породах земной коры. В кн.: Состав и процессы глубинных зон континентальной литосферы. Новосибирск: Наука, 1988, с. 77–78.
Соболев Н.В., Томиленко А.А., Шацкий В.С. Условия метаморфизма пород зерендинской серии Кокчетавского массива. Геология и Геофизика. 1985. № 4. С. 55–58.
Соболев Н.В., Шацкий В.С., Заячковский А.А. и др. Алмазы в метаморфических породах Северного Казахстана. В кн. Геология метаморфических комплексов. Свердловск: изд.-во УРО РАН, 1989, с. 21–35.
Соболев Н.В., Шацкий В.С., Вавилов М.А. и др. Включение коэсита в цирконе алмазосодержащих гнейсов Кокчетавского массива. Доклады АН СССР. 1991. Т. 321. № 1. С. 184–188.
Спорные аспекты тектоники плит и возможные альтернативы. Сборник научных статей под ред. В.Н. Шолпо. М.: ОИФЗ РАН, 2002, 236 с.
Трофимов В.С. Геология месторождений природных алмазов. М.: Недра, 1980, 304 с.
Удовкина Н.Г. Эклогиты СССР. М.: Наука, 1985, 286 с.
Шацкий В.С., Соболев Н.В., Заячковский А.А. и др. Новые проявления микроалмазов в метаморфических породах как доказательство регионального характера метаморфизма сверхвысоких давлений в Кокчетавским массиве. Доклады АН СССР. 1991. Т. 321. № 1. С. 189–193.
Шацкий В.С., Ягоутц И., Козьменко О.А. и др. Возраст и генезис эклогитов Кокчетавского массива. Геология и Геофизика. 1993. Т. 34. № 12. С. 47–58.
Шефталь Н.Н. Нормальный механизм роста. В кн.: Процессы реального кристалло-образования. М.: Наука, 1977, с. 22–30.
Шуколюков Ю.А., Плешаков А.М., Лаврова Л.Д. Беспрецедентно-высокое 3Не/4Не отношение в алмазе из метаморфической породы Кокчетавского массива, Казахстан. Петрология. 1993. Т. 1. № 1. С. 110–119.
Шумилов В.Н. Закон Архимеда и землетрясения. Киев: Ника-Принт, 2005, 304 с. См. также публикации этого автора в Интернете: Шумилов В.Н. Главные движущие силы землетрясений, дрейфа континентов и горообразования. Прогнозирование землетрясений и спусковые силы. (В интернете:  http://web.ru/db/msg.html?mid=1174973).
Шумилова Т.Г. Минералогия скелетных алмазов из метаморфических пород. Сыктывкар: Геопринт, 1996, 49 с.
Шумилова Т.Г. Минералогия самородного углерода. Екатеринбург: УРО РАН, 2003, 316 с.
Abbot J.I., Hough R., Gilmour I., et al. Impact diamonds in glass from Otting quarry, Ries crater, Germany. Meteoritics and Planetary Science. 1996. Vol. 31.Supplement. P. A5
Ash R.D., Arden J.W., Grady M.M., et al. Isotopically-light carbon in the Allende meteorite. Meteoritics. 1988. Vol. 23. N 3. P. 25–256.
Bachmann P.K., Leers D., Lydtin H. Towards a general concept of diamond chemical vapor deposition. Diamond and Related Materials. 1991. Vol. 1. P. 1–12.
Badziag P., Vervoerd W.S., Ellis W.P., et al. Nanometre-size diamonds are more stable then graphite. Nature. 1990. Vol. 343. #6255. P. 244–245.
Bundy F.P. Direct conversion of graphite to diamond in static pressure apparatus. Journal of Chemical Physics. 1963. Vol. 38. N 3. P. 618–623.
Burki P.R., Leutwyler S. Matsui Y., et al. Homogeneous nucleation of diamond particles at atmospheric pressure. Meteoritics and Planetary Science. 1996. Vol. 31. Supplement. P. A25–A26.
Chopin C. Coesite and pure pyrope in high-grade blue schists of Western Alps: a first record and some consequences. Contributions to Mineralogy and Petrology. 1984. Vol. 86. P. 107–118.
Chopin C., Sobolev N.V. Principal mineralogical indicators of ultra-high pressure in crustal rocks. In: R.G. Coleman, X. Wang (eds.), Ultra-high pressure metamorphism. Cambridge: Cambridge University Press, 1995, p. 96–131.
Claoue-Long I.S., Sobolev N.V., Shatsky V.S., et al. Zircon response to diamond-pressure metamorphism in the Kokchetav massif, USSR. Geology. 1991. Vol. 19. P. 710–713.
De Corte K., Korsakov A., Taylor W.R. , et al. Diamond growth during ultrahigh-pressure metamorphism of the Ko0kchetav Massif, Norhtern Kazakhstan. The Island Arc. 2000. Vol. 9. P. 284-303.
Dobretsov N.L., Sobolev N.V., Shatsky V.S., et al. Geotectonic evolution of diamondiferrous paragneisses, Kokchetav Complex, Northern Kazakhstan: the geologic enigma of ultra-high pressure crustal rocks within Paleozoic fold belt. The Island Arc. 1995. N 4. P. 267–279.
Grieve R.A.F., Masaitis V.L. The economic potential of terrestrial impact structures. International Geology Review. 1994. Vol. 36. P. 105–131.
Gilmour I., Russel S.S., Arden J.W., et al. Terrestrial carbon and nitrogen isotopic ratios for Cretaceous-Tertiary boundary nanodiamonds. Science. 1992. Vol. 258. P. 1624–1626.
Hough R.M., Gilmour I., Pillinger C.T., et al. Diamond and silicon carbide in impact melt rocks from the Ries crater. Nature. 1995. Vol. 378. #6552. P. 41–44.
Huss G.R. Ubiquitos interstellar diamond and SiC in primitive chondrites: abundances reflect metamorphism. Nature. 1990. Vol. 347. #6289. P. 159–162.
Jagoutz E., Shatsky V.S., Sobolev N.V., et al. Pb–Nd–Sr isotopic study of the Kokchetav massif, the outcrop of of the lower lithosphere. In: F. Boyd, H. Meuer and N. Sobolev (eds.), The outcrop of the lower lithosphere. Abstracts. Workshop on diamonds (28th Internatioinal Geological Congress). Washington, USA: Carnegie Institution Geophysical Laboratory, 1989, p. 32–35.
Korsakov A.V., Perraki M., Zedgenizov D.A., et al. Diamond-graphite relationship in ultrahigh-pressure metamorphic rocks from the Kokchetav Massif, Northern Kazakhstan. Journal of Petrology. 2010. V. 51. P. 763-783.
Lewis R.S., Bright D., Steel E. Presolar diamonds (C) in carbonaceous chondrites: size distribution. Meteoritics. 1987a. Vol. 22. N 4. P. 445
Lewis R.S., Tang Ming, Wacker J.F., et al. Interstellar diamonds in meteorites. Nature. 1987b. Vol. 326. #6109. P. 160–162.
Lewis R.S., Anders E., Draine B.T. Properties, detectability and origin of interstellar diamonds in meteorites. Nature. 1989. Vol. 339. N 6220. P. 117–121.
Masaitis V.L., Shafranovsky G.I., Grieve R.A.F., et al. Discovery of impact diamonds at the Sudbury structure. In: Conference on Large Meteorite Impacts and Planetary Evolution (Sudbury–1997). LPI Contribution #922. Abstracts. Houston, USA: Lunar and Planetary Institute. 1997. P. 33.
Montanari A., Koeberl C. Impact stratigraphy. Lecture Notes in Earth Sciences, vol. 93. Berlin: Springer–Verlag, 2000, 364 p.
Newton J., Bischoff A., Arden J.W., et al. Acfer 094, a uniquely primitive carbonaceous chondrite from Sakhara. Meteoritics. 1995. Vol. 30. N 1. P. 47–56.
Shatsky V.S., Jagoutz E., Sobolev N.V., et al. Geochemistry and age of ultra-high pressure metamorphic rocks from the Kokchetav massif (Northern Kazakhstan). Contributions to Mineralogy and Petrology. 1999. V. 137. P. 185–205.
Stoffler D., Langenhorst F. Shock metamorphism in nature and experiment: basic observations and theory. Meteoritics. 1994. Vol. 29. N 2. P. 155–181.
Vishnevsky S., Raitala J. Impact diamonds as indicators of shock metamorphism in strongly-reworked Pre-Cambrian impactites. In: I. Gilmour and C. Koeberl (eds.), Impacts and the Early Earth. Lecture Notes in Earth Science, vol. 91. Berlin: Springer-Verlag, 2000, p. 229–247.
Xu Shutlong, Okay A.I., Ji Shouyan et al. Diamonds from the Dabie Shan metamorphic rocks and its implication for the tectonic setting. Science. 1992. Vol. 256. P. 80–82.
Zixue Su, Wuzong Zhou, Yang Zhang. New insight into the soot nanoparticles in a candle flame. Chemical Communications. 2011. Vol. 47. P. 4700–4702. (ссылка в Интернете http://pubs.rsc.org/en/content/articlepdf/2011/cc/c0cc05785a).