湖南砂矿金刚石包裹体原位测试:对金刚石成因来源的启示

丘志力 , 王 琦 , 秦社彩 袁 姝 , 孙 媛 , 陆太进,李榴芬 , 张 健

(1.中山大学 地球科学与地质工程学院, 广东 广州 510275; 2.广东省地质过程与矿产资源探查重点实验室,广东 广州 510275; 3.国土资源部 珠宝玉石首饰管理中心, 北京 100013)

大多数自然条件下, 金刚石独特的化学惰性使其成为一个“密封仓”, 封闭在内的包裹体不会遭受后期地质作用改造, 可以借助包裹体反演金刚石的形成环境及物理化学条件, 提供古老岩石圈地幔成分、温压条件及金刚石成因等重要信息(Meyer, 1987;Richardson et al., 1984)。

金刚石内包裹体可分为橄榄岩型、榴辉岩型和超深系列(型)3种, 分别对应不同的生长环境(Meyer,1987; Harte and Harris, 1994; Davies et al., 2003;Stachel et al., 2009)。已有的研究显示, 湖南金刚石含有橄榄石、顽火辉石、铬透辉石、绿辉石、镁铝榴石、镁铝-铁铝榴石、高铜高氯包体、Si-Fe球粒、Si-Al玻璃等包裹体, 并认为流体参与了金刚石的形成(郭九皋等, 1989; 陈丰等, 1992; 刘观亮等, 1997;龚平等, 2005)。最近, 施倪承等(2011)发现了高压的高铬刚玉包裹体的存在, 暗示金刚石和榴辉岩捕掳体来源具关联性。但这些研究大多采用破碎/燃烧金刚石, 以获得包裹体的破坏性测试方法, 很难分析金刚石的异质性, 且破碎后金刚石的不同生长区域和包裹体之间的空间关系会丢失(Wang, 1998;Tappert et al., 2005), 本文采用激光Raman、电子探针(EMPA)和 LA-ICP-MS等原位(in-situ)分析方法, 揭示湖南砂矿金刚石的形成机制及形成条件, 进而探讨扬子克拉通岩石圈演化过程。

1 湖南砂矿金刚石来源及地质概况

湖南砂矿金刚石分布广泛, 湘、资、沅、澧等流域均有金刚石产出, 以沅江流域含量最高、质量最优(谈逸梅和容振球, 1983; 马文运, 1989)。沅水流域位于江南地轴西段的雪峰山脉北侧, 属扬子克拉通中南边缘隆起带, 该区出露的基底为中新元古界冷家溪群, 是灰绿色、绿色千枚岩与千枚状板岩组成的浅变质岩系, 厚度大于 1000 m, 岩石的同位素地质年龄为950~1100 Ma(贺灌之, 1984)。沅江中、下游主流河段位于湖南省中西部地区, 金刚石砂矿主要分布在Ⅰ-Ⅷ级阶地及现代河床沉积物中(谈逸梅和容振球, 1983; 章人骏, 1985; 马文运, 1989)。

湖南位于扬子克拉通南缘, 基底主要由元古宇岩石组成(Chen and Jahn, 1998), 具备相对稳定的古老结晶基底, 与盛产金刚石的西澳准地台基本相似。根据深部地球物理资料, 湖南中西-西北部绝大部分地区的岩石圈厚度曾达到150~300 km, 且在常德-桃源、大庸(张家界)以及涟源-邵阳三地区形成了岩石圈厚度增大区(250~300 km), 暗示部分地质时期区内岩石圈处于较稳定的状态, 这种稳定性高、刚性强、厚度大的岩石圈有利于地幔中金刚石的生成、生长和富集(饶家荣, 1999; 董斌等, 2006,2009①董斌. 2009. 对湖南金刚石原生矿找矿工作与方向的再思考//扬子地台金刚石找矿工作研讨会交流材料汇编.; 张令明等, 2007)。湖南岩石圈断裂发育, 区内有NNE向鄂湘黔、湘桂、NE向城步-桃江(古俯冲碰撞带)、NW 向安仁-常德(转换断裂)、以及近EW 向黔湘赣等 5条岩石圈断裂分布。在地壳或基底断裂交汇处, 幔源基性-超基性岩、火山岩及煌斑岩, 乃至钾镁煌斑岩成群成带分布, 多地已发现含微粒金刚石的钾镁煌斑岩、似钾镁煌斑岩, 特别是在望城麻田发现了含微粒金刚石的超基性火山岩,这些均显示出湖南钾镁煌斑岩和金刚石之间具有一定的联系(董斌等, 2006, 2009①; 张令明等, 2007)。

2 实验样品与测试方法

本文收集的 24颗金刚石样品来自湖南沅水流域, 都属于宝石级, 净度较高。金刚石样品通过激光划线切割, 使包裹体尽可能地出露或接近表面, 并采用原位测试方法, 保证结果不受裂隙和外部杂质元素的影响。显微激光拉曼光谱分析采用了两种型号的拉曼光谱仪, 分别是英国RENISHAW inVia和法国 LABHR-VIS LabRAM HR800, 激光波长分别为514 nm和633 nm, 扫描范围100~4200 cm–1, 扫描次数3次, 每次6~40 s。电子探针测试采用仪器型号为日本JXA-8100, 测试条件: 电压15 kV, 电流1×10–8A, 束斑 1 μm, 检出角 40°, 校正 ZAF, 标样为中国GSB、美国 SPI, 测试温度 24 ℃, 湿度 30%, 标准为GB/T 15617-2002。激光剥蚀-电感耦合等离子体质谱测试采用的激光剥蚀系统型号为德国 GeoLas 200M, ICP-MS型号为Agilent 7500, 激光束直径40 μm,激光剥蚀能量 35~65 mJ, 频率 6 Hz。测试时使用NIST610, NIST612, BCR-2G 和BHVO-2G等做标样,微量元素数据处理时用Si作内标。

3 结果及讨论

3.1 金刚石包裹体的种类及比例统计

测试结果显示, 湖南沅水流域砂矿金刚石中橄榄岩型(P型)和榴辉岩型(E型)包裹体的比例基本相当, 与前人采用其他测试方法获得的结论一致(刘观亮等, 1997), 其中 2颗金刚石中存在共生的橄榄岩型和榴辉岩型包裹体组合, 这在辽宁50号和山东蒙阴胜利 1号金伯利岩筒的金刚石中也发现过(苗青,1996; Wang, 1998)。表1显示湖南沅水流域砂矿金刚石的橄榄岩型包裹体包括橄榄石、顽火辉石、镁铁辉石、镁铝榴石等, 其中橄榄石包裹体出现的频率较高，顽火辉石次之。

橄榄石包裹体大多数为无色透明的浑圆球状、柱状或哑铃状外形, 晶面上常被黑色石墨斑点覆盖(图1a), 部分晶体与石墨、裂隙相连接。对橄榄石包裹体进行成分分析(表 2、3), 结果显示明显富镁,Mg#=91~94(平均 93), 均属于镁橄榄石, 以低 FeO(6.14%~8.52%)、高 NiO(>0.3%)、Ca、Mn、Cr 和Co为特征。

表1 湖南沅水流域砂矿金刚石中包体矿物种类及数量Table 1 Paragenesis and abundance of mineral inclusions in Hunan diamonds

图1 湖南金刚石中矿物包裹体(微分干涉相差显微镜照片)Fig.1 Mineral inclusions in the diamonds from Hunan

表2 湖南金刚石中部分包裹体的电子探针分析(%)Table 2 Electron microprobe results of mineral inclusions in the Hunan diamonds (%)

橄榄岩型顽火辉石包裹体, 晶体呈膝状、柱状单独存在, 部分和延伸微小的裂隙有联系、显示规则阶梯状晶面(图 1b), 拉曼谱峰组合主要有 349、407、668、689、1020 和 1037 cm–1。

橄榄岩型石榴石包裹体含量少, 仅在一颗样品中发现了两粒沿同一方向排列的镁铝榴石, 包裹体晶棱圆化, 晶形为拉长的菱形十二面体(图 1c)。根据镁铝榴石包裹体的 LA-ICP-MS成分分析(表 3)计算所得，该包裹体富 Cr2O3(9.45%), 属于铬镁铝榴石,贫CaO(4.54%)、低FeO(4.05%), TiO2含量极低(0.01%),Mg#为88, Cr/Al原子比为0.19, 在Cr2O3-CaO图解中投点, 落入方辉橄榄岩-纯橄榄岩区(G10)。根据Cr/Al比值(0.19)可以估计金刚石源区的亏损程度(Stachel and Harris, 1997), 暗示该类金刚石的源区属于强亏损的地幔。高 Cr石榴石是克拉通橄榄岩的标志矿物(Sobolev, 1977), 与原岩在尖晶石稳定区域部分熔融的化学亏损有关, 岩石的 Cr/Al比值在部分熔融或堆积形成期间不会改变, 因此, 该高Cr石榴石的存在不支持金刚石地幔柱来源的观点(Stachel et al., 2006)。

表3 湖南金刚石部分包裹体的LA-ICP-MS分析(μg/g)Table 3 LA-ICP-MS results of mineral inclusions in the diamonds from Hunan (μg/g)

湖南沅水流域砂矿金刚石中的榴辉岩型包裹体主要有镁铝-铁铝榴石、柯石英、绿辉石、蓝晶石、锐钛矿和金红石等, 最丰富的是柯石英和镁铝-铁铝榴石, 其次是金红石和绿辉石等。

榴辉岩型镁铝-铁铝榴石包裹体呈拉长柱状晶形或钉头状外形, 孤立或线状分布, 拉曼峰位置均发生了不同程度的漂移, 以大于1000 cm–1的较强峰为特征。

榴辉岩型绿辉石包裹体呈浅灰绿色, 其中一颗晶形完好, 晶面上有呈小圆片状的石墨附着物(图1d), 拉曼谱峰组合主要有 353、553、681、1031 cm–1,普遍存在漂移。电子探针成分分析结果显示(表 2),绿辉石低 MgO(7.34%~7.60%), Mg#为 62~69, Cr2O3含量非常低(0.01%~0.04%), 相对富 Na2O(5.94%~6.28%)和 K2O(0.24%~0.26%), Al2O3含量较高(10.61%~10.74%), Na/(Na+Ca)=0.473~0.489, Al/(Al+Fe)=0.677~0.691。较高钾含量单斜辉石的出现说明其源区属于高压环境(Harlow and Davies, 2004)。

本次研究发现了多个柯石英包裹体, 多呈孤立分布, 为无色板状和浑圆状晶体, 板状晶体显示较平直的边棱, 晶形较为完整, 能观察到特征的晶面横纹, 浑圆状晶体具有多个曲面, 表明它经历了溶蚀改造。激光拉曼原位分析显示, 这些包裹体具有132、152、182、274、430 和 529 cm–1等柯石英的特征峰。一些学者利用柯石英包裹体拉曼强峰521 cm–1的漂移估算了金刚石的形成压力(Sobolev et al.,2000)。本研究中据柯石英包裹体拉曼强峰521 cm–1的漂移Δν=8.4 cm–1, 估算出相应的压力为2.90 GPa。电子探针测试显示, 柯石英几乎全部由SiO2(99.89%)组成(表 2)。

此外, 本次研究发现一颗金刚石中含有蓝晶石包裹体, 其横截面为长条状, 边棱弯曲圆滑, 表现出明显的熔蚀特征, 具有典型的蓝晶石激光拉曼特征峰(301, 487, 902和954 cm–1)。在其周围还分布着几颗熔蚀更为严重的类似的晶体包体。阴极发光图像显示, 蓝晶石及附近的矿物包体均位于金刚石生长环带的中心, 环带较为连续均匀, 推测这几颗矿物包裹体都是在金刚石形成初期捕获的, 应该为原生包裹体(另文讨论)。

其他类型的包裹体包括石墨、金刚石和硫化物等, 石墨在所有矿物包裹体种类中所占比例最高,呈云朵状及片状成群出现, 或呈线状分布在微裂隙中, 或聚集成薄膜状斑点/块覆盖在晶体包裹体的晶面上。

3.2 金刚石形成温压条件

Griffin et al. (1989)证实在幔源橄榄岩型捕虏体中 Ni在共生的橄榄石和石榴石之间的分配受温度控制, 可用石榴石中的Ni含量直接表示为T的函数:1000/T(K)= -0.435lg(Nignt/30)+0.83, 该方程在假定Niol=3000×10–6(相关系数r=-0.98)时获得的温度的精度为±50 ℃。我们在湖南金刚石样品20-HN-02中发现镁铝榴石与橄榄石共生矿物对, 其Nignt=52.71 μg/g,根据上述公式估算出湖南金刚石源区温度为1108.97 ℃。

与此同时, 湖南金刚石中含有较多的同生橄榄石包裹体, 而橄榄石的拉曼峰位移程度与其形成压力相关(Rosenfeld and Chase, 1961; Wang et al., 1993;Izraeli et al., 1999)。在拉曼位移压力计计算公式中,将郭九皋等(1989)利用辉石估算的湖南金刚石源区温度1326.85 ℃作为下限温度T01, 将本文根据橄榄石和石榴石温度计获得的较低的温度作为金刚石源区的上限温度T02,利用橄榄石包裹体12颗个测点的拉曼位移数据估算出了湖南金刚石的源区压力范围(P01,P02)(表4)。结果显示, 湖南金刚石的源区压力范围分别为 4.05~5.05 GPa和 4.77~5.83 GPa(除去177-HN-01异常高值), 相应的形成深度为133~167 km和157~192 km, 变化较大。

表4 湖南金刚石中的橄榄石拉曼压力计Table 4 The estmated pressures of the inclusion olivines in the Hunan diamonds using Raman barometry

Evans and Qi (1982)、Clark and Davey (1984)等对金刚石中氮的转变过程及影响因素和动力学机制的研究显示, 不同氮聚集态值(如A中心或B中心)是其聚集温度、地幔存留时间和N的丰度值的函数。假设金刚石形成初始状态时全部是NA, 经过漫长的地质年代后其 N含量 NT=exp(ln(B/100-B)+81600/T-lnA-lntm), 其中, NT代表钻石中的总氮含量(图2纵坐标),B代表NB的百分比数,A代表NA的百分比数,tm为钻石在地幔中的赋存时间,T代表钻石在地幔中生长及保存的平均温度, lnA=13.51(Taylor et al.,1990)。假设湖南沅水流域砂矿金刚石的地幔存留时间为1 Ga和500 Ma(两种假设条件下对相同数据进行计算获得结果相差很小), 金刚石存留温度分别集中在 1050~1180 ℃和 1250~1327 ℃两个区间, 并主要集中在低温区(图2), 它与利用包裹体估算的形成温度接近, 但与华北克拉通内金刚石形成的温压条件有显著差别。已有的研究显示, 华北克拉通金刚石形成的温度和压力分别为1000~1200 ℃和5~7 GPa(路凤香等, 1991; 董振信, 1991; 苗青, 1996; 池际尚, 1996;Wang, 1998; Zhang et al., 1999; Wang and Gasparil,2001; 殷莉等, 2008)。显然, 与华北克拉通的金刚石相比, 扬子克拉通金刚石形成的温度变化范围略大,形成压力更小, 深度偏浅。实际上橄榄石和石墨包裹体共存也表明湖南金刚石形成深度可能位于石墨与金刚石稳定区转换带附近。此外, 一部分金刚石的形成温度较高, 可能暗示其来源于地幔温度相对较高的深部, 暗示了湖南沅水砂矿金刚石可能存在不同深度的源区, 扬子克拉通岩石圈的地幔热结构与华北克拉通有差异。

图2 湖南金刚石NB-NT等温线散点图(假设tm分别为1 Ga和500 Ma)Fig.2 NB vs NT isotherm plot of the diamonds from Hunan

3.3 金刚石包裹体对其成因来源的启示

湖南沅水流域砂矿金刚石的橄榄石包裹体 Mg#在 90.5~93.7之间(表 2), 形成时扬子克拉通的岩石圈地幔与华北克拉通一样, 属于难熔地幔或过渡型地幔(Zhang et al., 1999; Zhang et al., 2006; 郑建平,2009)。湖南金刚石内橄榄岩型和榴辉岩型包裹体的比例基本相似(刘观亮等, 1997; 董斌, 2009①; 本文),这与华北克拉通金刚石以橄榄岩型包裹体为主有明显差异, 表明扬子克拉通和华北克拉通金刚石形成时地幔环境有所不同。金刚石中橄榄岩型和榴辉岩型包裹体比例相近的矿区较为罕见, 西澳 Ellendale岩区是罕见的个例之一(Jaques et al., 1986)。该矿区最大的两个钾镁煌斑岩岩筒(Ellendale 4和Ellendale 9)产出的金刚石内榴辉岩型包裹体的比例明显较一般金伯利岩高, 暗示相当数量的金刚石形成可能与地壳俯冲作用相关(Griffin et al., 1988; Davies et al.,2003; Tappert et al., 2005)。橄榄岩型和榴辉岩型包裹体一颗金刚石内共生, 且全体包裹体中二者比例接近以及原生蓝晶石包裹体的存在均表明在湖南金刚石形成过程中有更多的地壳物质参与, 也就是说有更多的地壳物质循环至地幔, 对岩石圈地幔进行了改造。湖南金刚石碳同位素变化范围大且相对富集轻碳同位素(刘观亮和李志昌, 1997; Chen et al.,2013)支持上述观点。

4 结论及认识

通过对湖南沅水流域砂矿 24颗宝石级金刚石内包裹体矿物的激光拉曼光谱、电子探针及LA-ICP-MS原位分析, 初步获得如下几点认识:

(1) 进一步证实湖南金刚石内橄榄岩型和榴辉岩型包裹体比例近似及二者可共存于同一金刚石中。

(2) 根据橄榄石-石榴石矿物对 Ni温度计, 计算湖南金刚石形成温度约为 1109 ℃, 结合前人获得温度, 估算压力范围为4.05~5.83 Gpa，估算的深度范围约为133~192 km。

(3) 橄榄岩型包裹体证实了扬子克拉通的金刚石形成于难熔的岩石圈地幔, 而原生蓝晶石、绿辉石、柯石英等高压变质矿物及高压刚玉的发现(施倪承等, 2011)证实, 在湖南金刚石形成过程中循环至岩石圈地幔深部的陆壳物质可能发挥了重要作用。

致谢: 野外工作曾得到湖南常德 413地质队马文运、李子云和董斌等几任总工的大力支持与帮助;室内测试过程中得到西北大学大陆动力学国家重点实验室柳小明研究员、西安地质矿产研究所电子探针仪器室刘亚非老师, 国土资源部珠宝玉石首饰管理中心北京宝石研究所陈华研究员等的帮助; 同时感谢中国地质大学(武汉)陈美华教授、中国科学院广州地球化学研究所牛贺才研究员对论文完善给予的建议及意见。

:

陈丰, 王明再, 王三学, 丁振华, 郭九皋, 王智, 雷平, 张玉霞. 1992. 金刚石中首次发现高铜高氯包体. 科学通报, 39(19): 1782–1784.

池际尚. 1996. 华北地台金伯利岩及古生代岩石圈地幔特征. 北京: 科学出版社: 301.

董斌, 陈明珊, 肖湘辉. 2006. 湖南原生金刚石成矿地质背景及找矿方向. 矿床地质, 25(增刊): 337–340.

董振信. 1991. 金刚石中的矿物包裹体. 矿物岩石, 11(3):64–71.

龚平, 陈涛, 巫翔. 2005. 湖南含籽晶天然金刚石的同步辐射X射线衍射形貌像研究. 地质科技情报, 24(3): 31–34.

郭九皋, 陈丰, 邓兴华, 谈逸梅, 邓尔森. 1989. 湖南金刚石矿物包体的初步研究. 科学通报, (2): 130–133.

贺灌之. 1984. 沅水流域寻找金伯利岩的前景. 湖南地质,3(3): 1–11.

刘观亮, 陆琦, 翟丽娜, 郑曙. 1997. 金刚石中岩浆熔融包裹体. 华南地质与矿产, 2: 1–5.

刘观亮, 李志昌. 1997. 扬子地台钾镁煌斑岩Nd, Sr, Pb同位素特征. 地球学报——中国地质科学院院报, 18(z1): 21–23.

路凤香, 韩柱国, 郑建平, 任迎新. 1991. 辽宁复县地区古生代岩石圈地幔特征. 地质科技情报, 10: 2–20.

马文运. 1989. 沅江流域宝石级金刚石砂矿特征. 湖南地质, 8(1): 51–53.

苗青. 1996. 共生于同一金刚石中的超镁铁岩与榴辉岩矿物包裹体. 辽宁地质, (1): 39–46.

饶家荣. 1999. 湖南原生金刚石矿深部构造地质背景及成矿预测. 湖南地质, 18(1): 21–28.

施倪承, 陆琦, 李国武, 刘惠芳. 2011. 高铬刚玉湖南沅水金刚石包裹体中发现的一种高压矿物. 地学前缘,18(6): 341–346.

谈逸梅, 容振球. 1983. 湖南金刚石和宝石金刚石. 矿物岩石地球化学通讯, (1): 4–6.

殷莉, 张瑞生, 郑建平. 2008. 金刚石包裹体矿物化学特征与华北东部克拉通岩石圈地幔属性. 地质科技情报, 27(5): 21–28.

张令明, 王三丁, 肖湘辉, 王华. 2007. 湖南原生金刚石矿形成条件探讨. 国土资源导刊, 4(3): 27–30.

章人骏. 1985. 论沅水流域及其邻区金刚石原生矿的前景.湖南地质, 4(1): 1–14.

郑建平. 2009. 不同时空背景幔源物质对比与华北深部岩石圈破坏和增生置换过程. 科学通报, 54 (14): 1990–2007.

Chen H, Qiu Z L, Lu T J, Stern R, Stachel T, Sun Y, Zhang J,Ke J, Peng S Y and Qin S C. 2013. Variations in carbon isotopic composition in the subcontinental lithospheric mantle beneath the Yangtze and North China Cratons:Evidence from in-situ analysis of diamonds using SIMS.Chinese Science Bulletin, 58(1): 99–107.

Chen J and Jahn B. 1998. Crustal evolution of southeastern China: Nd and Sr isotopic evidence.Tectonophysics,284(1-2): 101–133.

Clark C D and Davey S T. 1984. One-phonon infrared absorption in diamond.Journal of Physics. C: Solid State Physics, 17: 1127–1140.

Davies R M, Griffin W L, O'Reilly S Y and Andrew A S.2003. Unusual mineral inclusions and carbon isotopes of alluvial diamonds from Bingara, Eastern Australia.Lithos, 69(1-2): 51–66.

Evans T and Qi Z D. 1982. The kinetics of the aggregation of nitrogen atoms in diamond.Proceedings of the Royal Society of London. Series A, Mathematical and Physical Sciences, 381: 159–178.

Griffin W L, Jaques A L, Sie S H, Ryan C G, Cousens D R and Suter G F. 1988. Conditions of diamond growth: A proton microprobe study of inclusions in West Australian diamonds.Contributions to Mineralogy and Petrology, 99(2): 143–158.

Harlow G E and Davies R. 2004. Status report on stability of K-rich phases at mantle conditions.Lithos, 77(1–4): 647–653.Harte B and Harris J W. 1994. Lower mantle mineral associations preserved in diamonds.Mineralogical Magazine, 58A: 384–385.

Izraeli E S, Harris J E and Navon O. 1999. Raman barometry of diamond formation.Earth and Planetary Science Letters, 173(3): 351–360.

Jaques A L, Lewis J D and Smith C B. 1986. The kimberlites and lamproites of Western Australia. Washington: US Government Printing Office: 268.

Meyer H O A. 1987. Inclusions in diamond // Nixon P H. Mantle xenoliths. New York: John Wiley and Sons Ltd: 501–522.

Richardson S H, Gurney J J, Erlamk A J and Harris J W.1984. Origin of diamonds in old enriched mantle.Nature, 310: 198–202.

Rosenfeld J L and Chase A B. 1961. Pressure and temperature of crystallization from elastic effects around solid inclusions in minerals?American Journal of Science,259(7): 519–541.

Sobolev N V. 1977. Deep-seated inclusions in kimberlites and the problem of the composition of the upper mantle.Washington: American Geophysical Union: 264.

Sobolev N V, Fursenko B A, Goryainov S V, Shu J, Hemley R J, Mao H K and Boyd F R. 2000. Fossilized high pressure from the Earth's deep interior: The coesite-indiamond barometer.Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America,97(22): 11875–11879.

Stachel T and Harris J W. 1997. Syngenetic inclusions in diamond from the Birim field (Ghana)—A deep periodtitic profile with a history of depletion and re-enrichment.Contributions to Mineralogy and Petrology, 127(4): 336–352.

Stachel T, Banas A, Muehlenbachs K, Kurszlaukis S and Walker E C. 2006. Archean diamonds from Wawa(Canada): Samples from deep cratonic.Contributions to Mineralogy and Petrology, 151(6): 737–750.

Stachel T, Harris J W and Muehlenbachs K. 2009. Sources of carbon in inclusion bearing diamonds.Lithos, 112S: 625–637.Tappert A R, Stachel T, Harris J W, Muehlenbachs K and Brey G P. 2005. Diamonds from Jagersfontein (South Africa):Messengers from the sublithospheric mantle.Contributions to Mineralogy and Petrology, 150(5): 505–522.

Taylor W R, Jaques A L and Ridd M. 1990. Nitrogen-defect aggregation characteristics of some Australasian diamonds.American Mineralogist, 75: 1290–1310.

Wang W. 1998. Formation of diamond with mineral inclusions of “mixed” eclogite and peridotite paragenesis.Earth and Planetary Science Letters, 160(3): 831–843.

Wang S Y, Sharm S K and Cooney T F. 1993. Micro-Raman and infrared spectral study of forsterite under high pressure.American Mineralogist, 78(5-6): 469–476.

Wang W and Gasparik T. 2001. Metasomatic clinopyroxene inclusions in diamonds from the Liaoning Province, China.Geochimica et Cosmochimica Acta, 65(4): 611–620.

Zhang A, Griffin W L, Ryan C G and Andrew A S. 1999.Conditions of diamond formation beneath Liaoning and Shandong provinces, China: Parageneses, temperatures and the isotopic composition of carbon. The Nixon Volume, 2: 940–947.

Zhang S B, Zheng Y F, Wu Y B, Zhao Z F, Gao S and Wu F Y. 2006. Zircon U-Pb age and Hf isotope evidence for 3.8 Ga crustal remnant and episodic reworking of Archean crust in South China.Earth and Planetary Science Letters, 252(1): 56–71.