Obsah
1 Diamant: struktura, fyzikální vlastnosti, pole stability 3
2 Prostředí vzniku diamantů 5
2.1 Diamanty z pláště 5
2.2 Diamanty v ofiolitech 5
2.3 Diamanty v UHP metamorfovaných horninách z kolizních orogenů 5
2.3.1 Místa nálezů diamantů v UHP metamorfovaných horninách ve světě 6
2.4 Historické nálezy diamantů na území České republiky 7
3 Metody výzkumu mikrodiamantů 8
3.1 Skenovací elektronová mikroskopie (SEM) 8
3.2 Transmisní elektronová mikroskopie (TEM) a technika fokusovaného
iontového svazku (FIB) 8
3.3 Mikroskopie atomárních sil (AFM) 9
3.4 Ramanova spektroskopie 9
4 Morfologie diamantů 11
4.1 Monokrystalické plášťové diamanty 11
4.1.1 Oktaedr 11
4.1.2 Krychle 12
4.1.3 Dodekaedr 14
4.1.4 Nepravidelné tvary 14
4.1.5 Agregáty, paralelní srůst, dvojčatění 14
4.1.6 Diamanty s vláknitým obalem 15
4.2 Monokrystalické diamanty z UHPM hornin 16
4.3 Polykrystalické plášťové diamanty 19
4.4 Polykrystalické diamanty z UHPM hornin 20
5 Textury na povrchu diamantu 23
5.1 Textury na povrchu plášťových diamantů 23
5.1.1 Textury na oktaedrických krystalových plochách 23
5.1.2 Textury na plochách krychle/hexaedru 25
5.1.3 Textury na zaoblených dodekaedrických krystalových plochách 25
1
5.1.4 Textury nezávislé na konkrétních krystalových plochách 26
5.2 Textury na povrchu diamantů z UHPM hornin 26
6 Inkluze v plášťových diamantech 28
7 Minerály v asociaci s diamanty a inkluze v diamantech z UHPM hornin 29
8 Grafit v asociaci s diamantem v UHPM horninách 31
9 Agregace dusíku 33
10 Ramanova spektroskopie mikrodiamantu 34
11 Literatura 36
2
1 Diamant: struktura, fyzikální vlastnosti, pole stability
Uhlík (prvek, nekov) vytváří v přírodě časté polymorfní modifikace. Nej častější jsou grafit a
diamant.
Struktura
V krystalové mřížce diamantu na sebe každý atom uhlíku s jeho hybridním orbitalem sp3
váže
tetraedricky 4 další atomy uhlíku s vaznými úhly 109°28', takže zde vzniká velmi silná
kovalentní vazba, kdy jsou jednotlivé atomy od sebe konstantně vzdáleny (a=l,54 Á; obr. 1).
Z krystalografického hlediska se tak diamant řadí do kubické soustavy (osní kříž má tři
vzájemně kolmé stejnocenné osy), jeho symetrie je tedy nejvyšší možná. Krystal diamantu má
prvky symetrie 4/m 3 2/m (grupa Fd 3m), což ho řadí do hexaoktaedrického oddělení. Pro
toto oddělení jsou možné tyto tvary: oktaedr (osmistěn), hexaedr (krychle), hexaoktaedr
(48stěn), tetragontrioktaedr (24 stěn deltoidový), trigontrioktaedr (24stěn trojúhelníkový),
tetrahexaedr (24stěn krychlový) a rombododekaedr (dvanáctistěn kosočtverečný)
(Goldschmidt 1916, Kvasnytsya 2013).
Obr. 1: Strukturní model mřížky diamantu,
vyznačena vzdálenost C-C. Harlow a Davies
(2005).
Fyzikální vlastnosti
Stěpnost diamantu je dokonalá podle {111}. Diamant má diamantový lesk (velmi silný
nekovový lesk) a je elektricky nevodivý. Má také nejvyšší možnou tvrdost, tedy T=10,
vysoký index lomu a silnou disperzi světla.
Pole stability
Diamant je stabilní při tlacích vyšších než 4 GPa a teplotách nad 1000 °C (Kennedy a
Kennedy 1976, Day 2012). Tyto podmínky odpovídají hloubkám okolo 120-150 km (v
závislosti na geotermálním gradientu) (Ernst 1976 in Nasdala 2016) (obr. 2). Provedené
3
experimenty ukazují, že může vznikat metastabilní diamant v poli stability grafitu (Simakov
2010).
Obr. 2: Fázový P-T diagram pro uhlík. Pole stability diamantu podle různých autorů (Day 2012).
Procesy vzniku
Diamanty byly syntetizovány při vysokých PT podmínkách za přítomnosti katalyzátoru kovového
rozpouštědla (Bundy et al. 1955), z COH superkritických fluid (Akaishi a Yamaoka
2000), a přímo z grafitu bez katalyzátoru (Irifune et al. 2003).
4
2 Prostředí vzniku diamantů
Diamanty se mohou vyskytovat v mnoha prostředích. Nejznámějšími jsou diamanty z pláště,
odkud jsou vynášeny k povrchu kimberlitickými magmaty buď samostatně, nebo jako součást
xenolitů plášťových hornin. Mohou být ale také vázány na ultravysokotlaké metamorfované
(UHPM) horniny, lze je nalézt i v ofiolitech, případně i v impaktních kráterech,
mezihvězdném prachu a meteoritech (Huss 2005).
2.1 Diamanty z pláště
Diamanty z pláště pochází z hloubek od 80 do 1700 km (Dobrzhinetskaya a Wirth 2016), tzn.
až z tranzitní zóny či dokonce ze spodního pláště. Informace o tlacích (tzn. hloubkách),
teplotách a složení pláště poskytují inkluze zachované v inertním diamantu.
2.2 Diamanty v ofiolitech
Obecně toto prostředí kvůli své geotektonické pozici a malé hloubce není vhodné pro vznik
diamantu, avšak i zde se mikro-nanodiamanty našly, např. v pohoří Polární Ural (Yang et al.
2014) a v Tibetu (Howel et al. 2015).
2.3 Diamanty v UHP metamorfovaných horninách z kolizních orogenů
UHPM horniny s diamanty vznikají při kolizi kontinent-kontinent v důsledku subdukce
velkého objemu vrchní části kontinentální kůry pod stabilní nesubdukující desku (Ernst 2006)
až do hloubek 120-150 km, kde je už uhlík stabilní ve formě diamantu (Sobolev a Shatsky
1990). Následný rychlý výstup UHPM hornin k povrchu umožnil zachování inkluzí coesitu a
mikrodiamantů v granátu, pyroxenu, zirkonu, kyanitu a dalších minerálech (Dobrzhinetskaya
2012, Liou et al. 2014). Těmito nálezy se tak vyvrátila domněnka, že jsou horniny
kontinentální kůry příliš lehké, a tudíž nemohou subdukovat do velkých hloubek.
(Dobrzhinetskaya 2012).
Klasické UHPM lokality s mikrodiamanty v kolizních orogenech obsahují obvykle
metasedimenty, ve kterých jsou uzavřené polohy nebo čočky eklogitů a granátických
peridotitů, tzn. v horninách pocházejících jak z pláště, tak z kůry. Mikrodiamantů je víc
v metasedimentech než v eklogitech a granátických peridotitech hlavně proto, že
metasedimenty jsou bohatší na organický uhlík a fluida, což jsou, podle experimentálních
studií a pozorování v nanoinkluzích, zdroje vhodné pro vznik diamantu. Všechny známé
5
diamantonosné metasedimenty vznikly v konvergentním prostředí v paleozoiku-mesozoiku
(480-180 Ma). (Dobrzhinetskaya 2012).
2.3.1 Místa nálezů diamantů v UHP metamorfovaných horninách ve světě
Od 90. let 20. stol., kdy se poprvé objevila v západní literatuře zmínka o nálezu
mikrodiamantů v metamorfovaných sedimentech z kokčetavského masivu v Kazachstánu
(Sobolev a Shatsky 1990), se počet míst nálezů celosvětově rapidně navýšil. Mapa lokalit je
znázorněna na obr. 3.
Obr. 3: Mapa lokalit s výskytem coesitu a diamantu. Čísla u lokalit odpovídají značení v seznamu
lokalit v textu. Upraveno podle Liou et al. (2014).
1. V Asii jsou potvrzené nálezy mikrodiamantů z těchto oblastí:
a) Čína: Dabie-Sulu v Qinling a oblast severního Qaidamu (Xu et al. 1992, Yang et al.
2003),
b) Indonésie: Sulawesi (Parkinson a Katayama 1999),
c) Kazachstán: kokčetavský masiv (Sobolev a Shatsky 1990),
d) Rusko: Maksyutov komplex, jižní Ural (Leech a Ernst 1998).
2. V Evropě a Africe to jsou následující oblasti:
a) Norsko: Western Gneiss Region (Dobrzhinetskaya et al. 1995),
b) Skandinávské kaledonidy (Janák et al. 2013, Majka et al. 2014),
c) Český masiv:
6
1. Německá část saxothuringika (Massonne 1999)
2. Česká část saxothuringika (Kotková et al. 2011)
3. Kutnohorské krystalinikum (Perraki a Faryad 2014)
d) Řecko: Rodopy - Kimi komplex (Mposkos a Kostopoulos 2001, Perraki et al. 2006),
e) Itálie: západní Alpy (Frezzotti et al. 2011),
f) Slovinsko: Pohorje (Janák et al. 2015),
g) Francie: Centrální masiv (Thiéry et al. 2015),
h) jihovýchodní Španělsko a severozápadní Afrika: Betic-Rif Cordillera (Ruiz Cruz a Sanz
de Galdeano 2012, 2013),
i) severovýchodní Alžírsko: Edough Massif (Caby et al. 2014).
2.4 Historické nálezy diamantů na území České republiky
Na území ČR se našly dva diamanty, první, dlažkovický diamant (oktaedr) o hmotnosti 0,28
karátů a rozměrech 4x2,5 mm (Schafarik 1870), byl nalezený na pyropovém rýžovisku u
Dlažkovic roku 1869. O druhém, tzv. chrášťanském diamantu, pochází první zmínka z r. 1927
(Ježek 1927). Tvarem je to oktaedr, má rozměr 3x2,9x2,6 mm a hmotnost 0,11 karátu.
Předpoklad, že tyto diamanty pocházejí z terciérních komínových brekcií („kimberlitů"
obsahujících xenolity granátických peridotitů), se nepotvrdil (Kopecký et al. 1967). Vrtným
průzkumem se ukázalo, že granátické peridotity společně s granulity byly vyzdviženy
k povrchu před vznikem terciérních brekcií (Kotková et al. 2011).
7
3 Metody výzkumu mikrodiamantů
Rychlý vývoj nových analytických metod (skenovací elektronová mikroskopie - SEM,
transmisní elektronová mikroskopie - TEM a technika fokusovaného iontového svazku - FIB,
mikroskopie atomárních sil - A F M , Ramanova spektroskopie) v současné době umožnil
studovat mikrodiamanty a jejich nanoinkluze.
3.1 Skenovací elektronová mikroskopie (SEM)
Pomocí skenovacího elektronového mikroskopu (SEM) lze charakterizovat morfologii
diamantu. Důležitá je přitom příprava vzorku tak, aby diamant vystupoval nad povrch
hostitelské fáze. Pro znemožnění kontaminace vzorku diamantovými abrazivy byla vyvinuta
metoda leštění bez diamantových past (např. AI2O3) a také metoda naleptání hostitelské fáze
pomocí koloidního SÍO2 o velikosti zrna 0,06 um s pH=10 (Dobrzhinetskaya et al. 2006), kdy
dojde k vystoupení zrna diamantu na povrch. Tímto způsobem lze získat snímky povrchu
diamantu, kde lze rozlišit i jemné morfologické tvary. Snímky lze pořizovat bez pokovení
vzorku, avšak pokovení uhlíkem či zlatem zlepšuje kvalitu zobrazení a umožňuje tak lépe
popisovat morfologii krystalu.
3.2 Transmisní elektronová mikroskopie (TEM) s technikou fokusovaného
iontového svazku (FIB)
Vhodným nástrojem k pozorování preparátů do tloušťky 100 nm při vysokém zvětšení a s
velkou rozlišovací schopností je transmisní elektronová mikroskopie. Její nespornou výhodou
je možnost analyzovat minerální fázi současně z chemického i strukturního hlediska, a to s
rozlišením od několika mikronů až po angstromy. Detektor zabudovaný v mikroskopu
používá pro své zobrazení pružně a nepružně rozptýlené elektrony - výsledkem je pak
kontrastní obraz. Pružný rozptyl elektronu souvisí s atomovým číslem rozptýleného atomu, a
tak výsledný obraz dává informaci o chemickém složení minerální fáze. Pomocí elektronové
difrakce lze určit symetrii krystalové mřížky. Strukturní informace o vzorku poskytuje světlé
pole (bright field - BF) a tmavé pole (dark field - DF) (Karlík 2005).
Aby bylo možné studovat inkluze, minerální strukturu a/nebo charakter hranic mezi
zrny, musí mít vzorek tloušťku přibližně 100 nm. K přípravě takového vzorku se využívá
techniky fokusovaného iontového svazku (FIB). Vzorky jsou ze standardních leštěných
výbrusů či nábrusů vymílány (neboli odprašovány) (Jáger 2017) soustředěným svazkem ionů
tekutého kovu (obvykle gallia). Odemletím materiálu okolo definované oblasti vznikne tenká
8
folie (obr. 4). Vzorek může být pomocí FIB připraven z jakéhokoli jemnozrnného minerálu
umístěného na podkladě z různých materiálů (např. pryskyřice, sklo, keramika)
(Dobrzhinetskaya 2012).
Obr. 4: Příprava fólie pomocí fokusovaného iontového svazku (FIB): a) křížky - referenční body při
odemílání; jamky - odemletý materiál z obou stran budoucí folie b) vzorek připravený k vyzdvihnutí odemletý
zprava, zleva i zespodu - velikost 15x5x0,05 pim. Dobrzhinetskaya (2012).
3.3 Mikroskopie atomárních sil (AFM)
Mikroskopie atomárních sil (AFM) je rastrovací mikroskopická technika, která se používá
k trojrozměrnému zobrazování povrchů. Metoda je založena na snímání polohy malé sondy,
která je udržována v těsné blízkosti povrchu a která se pohybuje v pravidelném rastru po
povrchu (Klapetek 2012). A F M zobrazuje pouze povrch vzorku, nikoliv jeho vnitřní
strukturu, dosahuje však značného rozlišení. Vzorek nemusí být nijak speciálně připravován.
Nevýhodou je velmi omezený rozsah velikostí obrázku a pomalost snímání. V A F M je
omezen i vertikální rozsah (maximální výška vzorku bývá typicky desítky mikrometrů).
Problémy způsobuje také blízkost hrotu a vzorku (silná interakce, možnost zachycení hrotu,
znečištění hrotu, poškození vzorku) (Frank et al. 2002).
3.4 Ramanova spektroskopie
Ramanova spektroskopie se využívá k chemické a strukturní identifikaci minerálních fází. Je
to metoda vibrační molekulové spektroskopie, která využívá tzv. Ramanův jev, ke kterému
dochází při interakci laserového paprsku s elektrony zkoumaného materiálu. Laser dokáže
excitovat elektron z jeho základního stavu do vyššího energetického stavu. Při přechodu
z vyššího do nižšího energetického stavu dojde k vyzáření fotonu se stejnou vlnovou délkou,
jako měl budící laser (Rayleighův rozptyl), který nenese žádnou analytickou informaci o
zkoumaném vzorku. Pokud se elektron po excitaci vrátí do vyšší energetické hladiny, než ze
které byl excitován, dojde k vyzáření fotonu s delší vlnovou délkou, než má budící laser, pak
9
se tyto fotony nazývají Stokesovy fotony. Pokud se vrátí do nižší energetické hladiny, dojde
k vyzáření fotonu s kratší vlnovou délkou a tyto fotony se nazývají Anti-Stokesovy.
Stokesovy i anti-Stokesovy fotony a jejich vlnová délka (tzv. Ramanův rozptyl) přímo souvisí
s daným materiálem. Pro každou látku je charakteristický posun vlnové délky, a tak lze
Ramanův jev využít k nedestruktivní identifikaci chemického složení vzorku.
10
4 Morfologie diamantů
Přírodní diamanty jsou rozdělovány podle morfologie. Různorodá morfologie (např. tvar,
velikost, počet krystalů atd.) odráží podmínky, za nichž krystal vznikal, a poskytuje cenné
informace o procesech, které vedly ke vzniku diamantu. Diamanty se řadí do tří skupin: do
první skupiny spadají diamanty ve formě monokrystalu, které se skládají z jednoho
diamantového zrna, ale také některé typy agregátů, dvojčata a také další srůsty několika málo
krystalů. Druhou skupinu tvoří vláknité diamanty (radiálně paprsčité), které se skládají
z mnoha protažených vláken mikroskopické velikosti, a jejichž morfologie může připomínat
diamant monokrystalický. Tento typ může také obrůstat diamanty jiného typu. Radí se sem
ballas. Třetí skupina je vyhrazena pro diamanty polykrystalické. Ty se skládají z mnoha
krystalitů a vyskytují se obvykle v masivní formě. Patří sem borty (framesit, stewartit, a
hailstone) a karbonado (Tappert a Tappert 2011). Sunagawa (2005) nabízí klasifikaci
diamantů na základě možné korelace jejich morfologie a podmínek při růstu zrna. Diamanty
dělí na 1. monokrystalické, 2. polykrystalické (k těm řadí i vláknité diamanty) a 3. diamanty
s dvoufázovým růstem, a to a) zrna s obalem, kuboidy b) oktaedrický růst na kuboidu.
4.1 Monokrystalické plášťové diamanty
Tappert a Tappert (2011) uvádí, že většina přírodních monokrystalů se vyskytuje ve třech
základních geometrických tvarech: oktaedr {111}, krychle {100}, a rombický dodekaedr
{110}, který je považován za výsledek resorpce. Rozmanitost tvarů je dána kombinací těchto
základních geometrických forem.
4.1.1 Oktaedr
Velmi málo diamantů má tvar ideálního oktaedrického krystalu sestávajícího z osmi stejně
velkých trojúhelníkovitých ploch. Většinou najdeme diamanty nepravidelných tvarů. Tato
nepravidelnost se projevuje např. dodatečnými hranami na místě špiček rohů a/nebo hranami
o nestejné délce. Vysoký stupeň této nepravidelnosti vede ke krystalizaci protažených či
zploštělých krystalů. Několikanásobným růstem vrstev vzniká parketování (Sunagawa 2005,
Tappert a Tappert 2011). Často se také objevují leptové jamky nebo výrůstky, případně husté
lamelování v důsledku polysyntetického dvojčatění. Oktaedrický tvar každopádně znamená,
že krystal rostl pomalu, typicky vrstvičku po vrstvičce, a to za relativně stálých podmínek
(Tappert a Tappert 2011).
11
U oktaedrických zrn je běžné, že jsou ihned po krystalizaci postižena resorpcí.
V případě kimberlitických diamantu je to spojeno s expozicí zrna kimberlitickému magmatu
během cesty k povrchu Země. Toto magma může obsahovat vysoké koncentrace oxidačních
činidel, zejména CO2 a H2O. Za vysokých teplot mohou tato činidla působit na diamant a
může dojít k jeho částečné až úplné resorpci (Robinson 1979 in De Corte et al. 2000). Pokud
je diamant uzavřen vxenolitech, a je tedy ochráněn před účinky kimberlitického magmatu,
má zachované ostré hrany (Tappert a Tappert 2011).
Počínající resorpce oktaedrických diamantů se vyznačuje tvorbou zaoblených rohů a
hran krystalu, přičemž toto zaoblení se zpočátku nejvíce projevuje na výčnělcích, tzn. na
vrcholcích rohů a na ostrých hranách, a dále pokračuje u méně vystupujících částí, včetně
krystalových ploch. Resorpce pokračuje do té doby, dokud nevymizí krystalové plochy zcela,
a kdy diamant získává dodekaedrický tvar. Tato přeměna je doprovázena významnou ztrátou
objemu původního diamantu (obr. 5) (Tappert a Tappert, 2011). Diamanty mají obvykle
v rámci jedné populace charakteristické resorpční znaky (i když stupeň resorpce individuálně
kolísá např. v závislosti na velikosti krystalu).
Ztráta objemu
oktaedr
Obr. 5: Resorpce oktaedru - vznik dodekaedru (Tappert a Tappert, 2011)
4.1.2 Krychle
Jen malé množství diamantů se v přírodě vyskytuje ve formě krychle. Tvar krychle je sice
vzácný mezi monokrystaly, vyskytuje se však běžně u diamantů vláknitých, které jsou
12
neprůhledné a mají matný vzhled, a ne vždy je lze rozeznat od monokrystalu. Tyto diamanty
mají výrazně zdrsnělý povrch a zaoblené hrany. Krystalové plochy bývají zakřivené, a to buď
dovnitř nebo ven. Vnitřní zakřivení se může vyvinout až v kostrovitý tvar. Silné zakřivení
směrem ven může vést až ke vzniku zakulacených forem, které připomínají tetrahexaedry.
Takovéto diamanty se pak nazývají kuboidy (Tappert a Tappert 2011).
Ze studia růstových zón vyplývá, že vnitřní struktura krychlových forem diamantů je
poměrně komplexní, protože růstové fáze krychle jsou narušovány růstem oktaedru. Obdobně
tomu je i u diamantů s oktaedrickým habitem.
Ačkoli se růst oktaedru může střídat s růstem krychle, je kubo-oktaedr u přírodních
monokrystalů velmi vzácný. To neplatí u diamantů syntetických, kde se tvary kubo-oktaedru
vyskytují, přičemž jejich výskyt je závislý na teplotních podmínkách. Při vysokých teplotách
krystalizují diamanty ve tvaru oktaedru, zatímco krychle a kubo-oktaedry preferují teploty
nižší - viz obr. 6. Tento vztah však bohužel nelze aplikovat na přírodní diamanty, neboť
růstové mechanismy přírodních a syntetických diamantů se zásadně liší. Růst přírodních
diamantů je totiž ovlivňován dalšími faktory, jako je např. stupeň přesycení uhlíku ve
fluidech. Krychle pak pravděpodobně krystalizují a jejich růst je rychlejší za mírně většího
přesycení, než oktaedry (Sunagawa 2005, Tappert a Tappert 2011).
1 1 T 1 1 r i i
—
krych e: kubo-oktaedr / oktaedr
a/ © /<£ irursi
m
ikryst.>lebe,
w
Q . ^ Stabilitní pole grafitu
i • i i i i i
1300 1400 1500 1600 1 /uu
Teplota [°C]
Obr.6~: Závislost tvaru syntetických diamantů na tlaku a teplotě (Tappert a Tappert, 2011).
Znaky resorpce lze najít i na krychlích (zaoblení rohů a hran). Po vymizení původních
hran a ploch má diamant dodekaedrický nebo tetrahexaedrický tvar.
13
4.1.3 Dodekaedr
Tvar dodekaedru je většinou považován za důsledek resorpce, která probíhá buď v plášti nebo
během výnosu diamantu kimberlitickým magmatem (Tappert a Tappert, 2011).
4.1.4 Nepravidelné tvary
Jsou to tvary, které nelze přiřadit k žádnému krystalickému tvaru, popřípadě tvary neúplné.
Jejich plochy jsou často hladké a zvlněné. Tyto tvary diamantových ploch se vyskytují
v přírodě velmi často. Patří sem i diamanty fragmentované. Jejich praskliny mívají výrazné
parketování. Fragmentace se může vyskytnout jak v plášti, tak i při výnosu k povrchu
(Tappert a Tappert 2011).
4.1.5 Agregáty, paralelní srůst, dvojčatění
Všechny tyto tvary sestávají ze dvou či více prorostlých krystalů. Agregáty se skládají ze
srůstu náhodně orientovaných zrn, u paralelního srůstu a dvojčatění probíhá srůst podle
krystalografických zákonů. Paralelní srůst je agregát identických krystalů, jejichž
krystalografické osy a plochy jsou paralelní. Krystaly dvojčat jsou orientovány v různých, ale
krystalografických směrech. Dvojčatné krystaly jsou obvykle rozdělovány na kontaktní
dvojčata a penetrační dvojčata.
4.1.5.1 Kontaktní dvojčata
Kontaktní dvojčata srůstají v dvojčatné rovině. Nejvýraznější a nej častější typ tohoto druhu
dvojčatění je dvojčatění podle spinelového zákona („macle") (obr. 7) - je to srůst dvou
zploštělých oktaedrů, které jsou spojené podél oktaedrické plochy, kdy jeden z krystalů je
orientován v opačném směru.
Rotace o 180° zploštění
oktaedr oktaedrické dvojče „macle"
Obr. 7: Znázornění vzniku oktaedrického dvojčete, tzv. macle (Tappert a Tappert 2011).
Dalším typem je šesticípá hvězda (Davidova hvězda) (obr. 8). Je to srůst podle
spinelového zákona, kdy jsou dvě oktaedrická dvojčata orientována v opačném směru.
14
Existuje ještě další dvojčatění ve tvaru hvězdy, které je tvořeno z cyklických diamantových
dvojčat, kdy může vzniknout pětičetná symetrie (obr. 9).
Pohled ze shora Pohled zboku
Obr. 8: Dvojčatění podle spinelového zákona, tzv. Davidova hvězda. (Tappert a Tappert 2011)
Obr. 9: Cyklické dvojčatění ve tvaru hvězdy (Goldschmidt 1916).
4.1.5.2 Penetrační dvojčata
Skládají se ze dvou nebo více krystalů, které vyrostly ve stejném prostoru s odlišnou orientací
(obr. 10). Jsou běžnější u krystalů s oktaedrickým tvarem.
Obr. 10: Penetrační dvojčata (Goldschmidt 1916).
4.1.6 Diamanty s vláknitým obalem
Některé diamanty se skládají z paralelních mikroskopických vláken, která jsou orientována ve
směru růstu diamantu. Tyto diamanty mají většinou matný vzhled. V některých případech se
vláknitý růst omezuje pouze na vnější vrstvu monokrystalu, což je většinou dokonale
omezený oktaedr. Tvar diamantu s obalem je silně ovlivňován tvarem uzavřeného diamantu a
tloušťkou pláště (obr. 11). Oktaedry s tenkou vrstvou vláknitého pláště zůstávají tvarem i
nadále oktaedry, zatímco silnější plášť může způsobit vzhled kubooktaedru až krychle.
15
Obdobně jako krychlové monokrystaly mají vláknité diamanty drsný povrch a zakulacené
hrany, proto je lze od sebe těžko odlišit. Vláknité diamanty s výrazně sférickým habitem se
nazývají ballas. V nich jsou vlákna obvykle uspořádána radiálně okolo centra (Tappert a
Tappert2011).
Vznik tohoto typu diamantů je spojen s výrazně odlišnými podmínkami než vznik
monokrystalických diamantů. Nedostatek vyvinutých krystalových ploch a celkový j amkovitý
vzhled je znakem rychlého růstu v prostředí, které je vysoce přesyceno uhlíkem bohatými
fluidy. Předpokládá se, že vláknité diamanty se mohou vyskytovat přímo v kimberlitickém
magmatu, což znamená, že magma bylo bohaté uhlíkem a prostředí v něm bylo redukční
natolik, aby dovolilo krystalizaci diamantu (Tappert a Tappert 2011).
Obr. 11: Vztah mezi tloušťkou obalu a habitem oktaedrického diamantu s vláknitým obalem: A - bez
obalu, B - tenký obal, C - silný obal, D - řez jádrem a silným obalem (Tappert a Tappert 2011).
4.2 Monokrystalické diamanty z UHPM hornin
Mikrodiamanty z UHPM prostředí jsou typické velmi malou velikostí v rozmezí 5-80 um,
s mediánem 30-50 um, ačkoli byly popsány i diamanty o velikosti 100-300 um. Tvary
jednotlivých krystalů jsou velmi různorodé, může se jednat o dokonale ohraničené oktaedry,
kuboidy, kubooktaedry se zaoblenými hranami (de Corte et al. 2000, Shatsky et al. 2000), ale
i o nedokonalé tvary, např. kostrovité (složené z tenkých {111} ploch), stupňovité („hopper)
nebo krystaly ve tvaru růže „rose-like". Tyto tvary odrážejí různý stupeň přesycení média, ze
kterého diamant vzniká (obr. 12).
16
O (C-Ce q )/C,
Obr. 12: Rychlost růstu R a mechanismus povrchového růstu jako funkce přesycení. Vertikální
čárkované linie ohraničují pole, kde probíhá růst ve spirále, 2D nukleace a normální růst. Náčrt
krystalu vpravo dole ukazuje možný průběh krystalizace podle šedé křivky ve tvaru c: na začátku
krystal přechází z dendritické na stupňovitou („ hopper") morfologii, pak přechází z vyvinutého
krystalu přes oblast rozpouštění (zaoblené rohy), kdy je přesycení menší než O a na závěr se krystal
opět dostává do růstové fáze, kdy je přesycení nízké. (C-Ceq)/Ceq=S (přesycení; C-koncentrace
roztoku; Ceq=koncentrace nasyceného roztoku (Garcia-Ruiz a Otalora 2015).
Nepravidelné kostrovité tvary se vytváří v případě, kdy se atomy rychleji ukládají na
hranách a rozích, než na středech krystalových ploch. Během tohoto překotného růstu se
mohou vytvářet dutinky, které mohou být vyplněny fluidy, ze kterých diamant krystalizoval.
Růst nepravidelných krystalů je také funkcí přesycení a přítomností pevných nečistot, (např.
Chernov 1974 in Dobrzhinetskaya et al. 2012). Paľyanov et al. (1999) dokázali ve svých
experimentech, že charakter fluid mají důležitý vliv na kinetiku a následně na morfologii
krystalu (H2O způsobuje kostrovitou morfologii, tavenina naopak perfektně omezené
oktaedry).
Růst diamantu může být rozdělen do tří kategorií na základě poměru hnací síly a
reakční kinetiky. Sunagawa (1984) identifikoval tři kineticko-morfologické oblasti (obr. 13):
a) malá hnací síla a/nebo rychlá kinetika - růst perfektních krystalů
b) velká hnací síla a/nebo pomalá kinetika - růst nedokonalých krystalů
c) oblast poměru mezi a) a b) - převaha stupňovitých „hopper" a/nebo kostrovitých
krystalů.
17
ROUGH
DRIVING FORCE
Obr. 13: Změny v morfologii diamantu v závislosti na rychlosti růstu („growth rate") a kinetice
(přesycení uhlíkem - „driving force"). a* a a** - konvenční hranice přesycení media uhlíkem.
Sunagawa (1984).
Zvyšování hnací síly a snižování kinetiky růstu má na morfologii diamantu podobný
vliv, kinetika však nezávisí pouze na teplotě, jak předpokládá Sunagawa (1984).
Dobrzhinetskaya et al. (2001) předpokládá, že všechny typy morfologie jsou
důsledkem růstu destiček („platelets") {111}. Tento růst závisí na poměru růstu, při kterém
vznikají nové plochy na hranách stávajících ploch (N) ku rychlosti růstu ploch ve své rovině
G. Různé poměry N/G mají za následek různou morfologii krystalu:
a) Pokud je tento poměr velmi nízký ( N / G « l ) , bude mít krystal otevřenou kostrovitou
(„open skeletal") formu skládající se z velkých ploch obklopených různě velkými
dutinkami (obr. 14).
Obr. 14: Kostrovitá forma diamantu
(Dobrzhinetskaya et al. 2001)
b) Pokud je nukleace nových oktaedrických ploch podél hran starých ploch statisticky
náhodná v prostoru i čase a pokud poměr N/G dosahuje středních hodnot, výchozím
vnějším tvarem je krychle. Nejpomaleji rostoucí jsou tvary krychle {100}, proto
18
v makroskopickém měřítku bude tento tvar převažovat. Výsledkem pak bude kuboid
s oktaedrickými plochami v rozích a na hranách („anti-skeletal" s dutinkami tvaru {111}
na nepravidelných {100} plochách (obr. 15).
Obr. 15: Kuboid s tzv. „anti-skeletal" dutinkami
c) Pokud je poměr N / G » l , je důsledkem oktaedr bez dutinek.
Různé morfologie mohou být tedy jednoduše vysvětleny různými poměry růstu {111} ploch a
mírou náhodné nukleace nových ploch na hranách.
4.3 Polykrystalické plášťové diamanty
Tyto diamanty se skládají z velkého počtu mikro- až kryptokrystalů diamantu, které
mají náhodnou orientaci a vzájemně se propojují. Výrazně granulami polykrystalické
diamanty se označují jako framesity, ale také jako bort, i když termín bort se používá i pro
další typy polykrystalických a vláknitých diamantů. Framesit se skládá z velkého, někdy
euhedrálního zrna obklopeného menšími zrny. Častejšou inkluze a srůsty s minerály z pláště
(Tappert a Tappert, 2011).
Carbonado je dalším typem polykrystalických diamantů. Velikost zrn je menší a
porozita větší než u framezitu. Jsou obvykle černé, šedé, hnědé díky bezpočtu minerálů
(xenotim, zirkon, různé kovy) vyskytujících se v pórech. Nebyl zde nalezen žádný
z typických plášťových minerálů. Izotopické složení uhlíku v karbonadech (mezi -23 a -30
%o) se výrazně odlišuje od hodnot z typických plášťových diamantů (-5 %o). Nezdá se, že by
vznik karbonada nějak souvisel s kimberlity nebo dalšími plášťovými horninami, ale některé
teorie naznačují, že vznikly při dopadu meteoritu na Zemi. Další teorií je, že jednotlivé
diamanty vznikly v plášti a byly k sobě staveny vysokými teplotami v magmatu, které vyneslo
krystalky k zemskému povrchu (Tappert a Tappert 2011).
Dobrzhinetskaya et al. (2013) ve své práci uvádí, že se polykrystalické diamanty
většinou tvoří krátce před tím, než dojde k erupci kimberlitického magmatu. Mikroinkluze
(Kirkley et al. 1994 in Dobrzhinetskaya et al. 2013) z polykrystalických diamantů jsou
19
složeny z peridotitických a eklogitických minerálních asociací a z fluid, jejichž složení
napovídá, že diamanty krystalizovaly z uhlíkem bohatých tavenin či fluid. Jacob et al. (2011
in Dobrzhinetskaya et al. 2013) ve své práci uvádí, že polykrystalické diamanty z kimberlitu
Orapa krystalizovaly z vodou bohatých fluid, které byly přesyceny uhlíkem (C-O-H fluida).
4.4 Polykrystalické diamanty z UHPM hornin
Ishida et al. (2003) a Ogasawara (2005) popsali několik polykrystalických forem diamantů
z UHPM hornin kokčetavského masivu, které se skládají z jádra obklopeného lemem menších
diamantů a rozdělili je na tři typy:
1. S-typ (podle „star-type", tvar hvězdy) se skládá z velkého průsvitného jádra složeného
z jednoho zrna o velikosti kolem 10 mikronů, které je obklopeno lemem menších
průhledných diamantů (< 0,5-1 um) (obr. 16).
Obr. 16: S-typ diamant v granátu. Měřítko
odpovídá 10 \xm. (Imamura et al. 2012).
2. R-typ představuje průsvitný diamant kulatého tvaru (asi 10 mikronů v průměru) s drsným
povrchem pokrytým nesčetnými nanometrickými zrny diamantu. Je typický svým velkým
jádrem a tenkým lemem (obr. 17).
Obr. 17: R-typ diamantu v granátu. Měřítko
odpovídá 10 um. (Imamura et al. 2012).
20
3. T-typ představuje průhledné jemnozrnné krystaly bez znatelného jádra (obr. 18).
Výše uvedení autoři dokládají, že diamant vznikal diskontinuálně během dvou
odlišných fází za účasti superkritických fluid C-O-H, které v závěrečné fázi podpořily
nukleaci menších diamantů okolo preexistujíčího jádra větší velikosti.
Polykrystalické diamanty (obr. 19 a 20) uzavřené v zirkonech z rul tvořených
granátem, fengitem, křemenem a živcem z německé části saxothuringika se skládají obvykle
z několika, a to až 15 monokrystalů a obsahují množství fluidních i pevných nanoinkluzí
SÍO2, CaCCb, KC1 a KAISÍ3O8. Chemismus nanoinkluzí dokládá, že polykrystalické diamanty
vznikly ze směsi uhlíkem bohatých silikátových fluid obsahujících Si, AI, K a vodnatých
salinních fluid bohatých na Cl, K a Na. Stopy karbonátů, sulfátů a fosfátů a přítomnost
kationtů kovů jako Fe, Mg, Ti, Cr, Co, Zn, Zr, Pb, As a Hg v inkluzích v diamantech odráží
lokální geochemickou různorodost metasedimentárních hornin, ve kterých se nacházejí. Podle
složení fluid lze předpokládat, že za jejich vznikem stojí reakce zahrnující současné
rozpouštění a opětovné vysrážení. Deformační struktury jako jsou dislokační linie spolu
s pilovitou hranicí zrn diamantů jsou indikací extrémně rychlé krystalizace (Dobrzhinetskaya
et al. 2013).
Zr
l>ia /
10 iim
Obr. 19: Inkluze diamantu v zirkonu (SEM) (Dobrzhinetskaya et al. 2013).
21
Obr. 20: Obrázek polyhystalického diamantu - menší diamanty (č.l, 2 a 14) leží ve střední části
diamantu ajsou obklopeny většími diamanty, které mají zakřivené okraje vůči sobě i vůči hostovskému
zirkonu. Na rozhraních jednotlivých zrn se nachází fluidní kapsy. (Dobrzhinetskaya et dl. 2013).
22
5 Textury na povrchu diamantu
Textury na povrchu diamantů vznikají v různých obdobích vývoje diamantu - některé
vznikají v růstovém stadiu, jiné při resorpčních procesech, jiné až na povrchu země. Většina
textur je vyhrazená pro konkrétní krystalový tvar a objevují se především na krystalových
plochách, některé ale mohou vznikat kdekoli na povrchu diamantu (Tappert a Tappert 2011).
5.1 Textury na povrchu plášťových diamantů
5.1.1 Textury na oktaedrických krystalových plochách
a) trojúhelníkovité destičky - jsou to růstové vrstvy o různé tloušťce vznikající na
oktaedrických plochách. Vyskytují se jednotlivě nebo jako mnohočetné destičky nad
sebou, což vede k stupňovitému vzhledu diamantů. Destičky mohou mít zaoblené hrany,
pokud diamant prošel resorpcí. Stupňovitý vývoj na plochách oktaedru - jednotlivé i
několikanásobné parketování (obr. 21) - mohou mít zaoblené hrany, pokud diamant prošel
resorpcí.
Obr. 21: Parketování krystalu diamantu. Goldschmidt (1916)
b) štítovité laminy (obr. 22) - jsou výsledkem resorpce jednotlivých nárůstových ploch.
Laminy mají zaoblené hrany a jsou menší a tenčí než trojúhelníkové nárůstové plochy pod
nimi.
Obr. 22: Idealizovaný obrázek štítovitých
lamin na oktaedrických plochách (Tappert a
Tappert 2011).
c) trojúhelníkové lepty („trigony") (obr. 23) - vznikají na oktaedrických plochách diamantu,
mohou být velmi malých rozměrů. Lze odlišit trigony s plochým dnem a trigony s dnem
23
terasovitým či tvaru pyramidy. Obvykle jsou orientované v opačném směru než
oktaedrická plocha pod nimi - pak se jim říká negativní trojúhelníkové lepty („trigony").
Vznik negativních „trigonů" je přičítán vlivu leptání růstových ploch diamantu za
vysokých teplot (~1000°C) (Robinson 1979 in De Corte et al. 2000). Pozitivně
orientované trigony jsou extrémně vzácné,
d) Fedortchouk et al. (2010), Fedortchouk (2015) se věnovali testování vlivu složení fluid,
která leptají diamant za různých tlaků a teplot, na charakter resorpce diamantu a vznik
různých povrchových struktur. Doložili, že lze odlišit účinky vodou bohatých a CO2
bohatých fluid, a účinky fluid a tavenin podle četnosti leptů a jejich hloubkového profilu,
ale také zaoblení rohů a hran.
Obr. 23: Různé typy trigonů: 1. terasovité
trigony, 2. trigony s plochým dnem, 3.
pyramidové trigony, 4. pozitivně orientované
trigony. (Tappert a Tappert 2011).
e) Šestiboké lepty (hexagony) (obr. 24) - mohou být značných rozměrů a také značně
hluboké. Mají často ploché, ale nerovné dno a oproti trigonům s ostrými okraji jsou často
zakulacené se zaoblenými hranami.
Obr. 24: Idealizovaný obrázek hexagonů na
povrchu oktaedru (Tappert a Tappert 2011).
24
5.1.2 Textury na plochách krychle/hexaedru
f) Tetragonální lepty (tetragony) (obr. 25) - mají také obvykle negativní orientaci (rohy
tetragonu směřují k hraně plochy, na níž leží), jsou často terasovité a vznikají
pravděpodobně stejně jako trigony a hexagony - leptáním krystalových ploch fluidy za
vysokých teplot.
Obr. 25: Zjednodušený obrázek tetragonu na
povrchu krychle diamantu (Tappert a Tappert
2011).
5.1.3 Textury na zaoblených dodekaedrických krystalových plochách.
g) Terasy - koncentrické troj- nebo šestiboké vyvýšeniny vzniklé okolo troj četné osy na
dodekaedrických plochách. Vznikají na diamantech s výraznou růstovou zonalitou
v důsledku rozdílného obsahu dusíku způsobujícímu rozdílnou odolnost vůči resorpci.
h) Výběžky („hillocks") (obr. 26) - vyskytují se buď jednotlivě nebo ve skupinách. Jsou opět
obvykle umístěny koncentricky okolo trojčetné osy dodekaedrických krystalových ploch.
Jsou také orientovány paralelně k reliktním oktaedrickým plochám. Výběžky mohou mít
tvar pyramidy (střední resorpce) nebo kapky (pokročilá resorpce). Výběžky se tvoří
v důsledku resorpce spíše na diamantech parketovaných, než s hladkými krystalovými
plochami.
Obr. 26: Orientace výběžků (bíle) ve vztahu
k oktaedrické (šedě) a dodekaedrické (žlutě)
krystalové ploše (Tappert a Tappert 2011).
i) Korozívni skulptury (hluboké lepty s rýhováním dna) a mělké deprese (mělké lepty
s hladkým dnem) - mohou se vyskytovat současně na jednom zrnu. Vznikají v pozdním
stadiu leptání následně po vzniku teras a výběžků. Častěji se vyskytují ve vyšších
úrovních kimberlitů, což ukazuje na jejich vznik v blízkosti zemského povrchu
v chladnoucích kimberlitických magmatech.
j) Kruhovité vyvýšeniny a prohlubeniny mikroskopických rozměrů (mikrodisky a
mikrolepty - „microdiscs, micro-pits") vznikají také v pozdním stadiu leptání a mohou se
25
vyskytovat spolu s korozivními skulpturami a mělkými depresemi. Předpokládá se, že
disky vznikají díky přítomnosti malých bublin na povrchu diamantu během pozdního
stadia leptání, kdy bubliny ochraňují povrch diamantu před leptáním, i když po sobě
zanechávají stopy (kruhovité vyvýšeniny).
5.1.4 Textury nezávislé na konkrétních krystalových plochách
k) Deformační linie vznikají v důsledku plastické deformace, a to přemístěním a posunem
atomů uhlíku podél oktaedrické roviny (kluzné plochy) a jsou často vázané na hustě
rozmístěné lineace, které mohou mít čtyři různé orientace na jednom diamantu. Směry
deformačních linií se tak shodují se čtyřmi možnými orientacemi oktaedrických rovin.
V místě průsečíku kluzné plochy s povrchem zrna je diamant více odolný resorpci, proto
se tyto průsečíky během resorpce zvýrazňují. Deformační linie na neresorbovaných
plochách jsou méně zřetelné, ale mohou být zvýrazněné řadami „trigonů", které podél
těchto linií mohou vznikat.
1) Matný vzhled („frosting") - povrch některých diamantů je postižen početnými
mikroskopickými lepty vzniklými pravděpodobně při naleptání v pozdním stadiu při
chladnutí kimberlitu. Jejich povrch pak působí matným dojmem. Může být jemno- i
hrubozrnný.
m) Zvýšený lesk („enhanced luster") - vyskytuje se u dodekaedrů a vzniká v pozdním stadiu
při chladnutí kimberlitu.
n) Stopy („ruts") hluboké vyleptané kanály (hluboké lepty) na plochách zrna, které nesledují
žádnou krystalografickou orientaci. Jejich vznik je pravděpodobně spojen s přítomností
preexistujících oslabených plochách diamantu, jako jsou praskliny, které byly rozšířeny
leptáním nebo resorpci.
5.2 Textury na povrchu diamantů z UHPM hornin
Textury diamantů z kokčetavského masivu
Diamanty z kokčetavského masivu vykazují následující znaky rozpouštění: povrchové lepty a
matný vzhled („frosting"); malé nepravidelné prohlubeniny („pits"); zaoblené plochy a hrany;
trigony, hexagony nebo tetragony a zdrsnělé oktaedrické plochy (Sobolev a Shatsky 1990).
Textury diamantů z německé části saxothuringika
Diamanty z této oblasti mají z hlediska morfologie nedokonalé tvary (obr. 27), které
představují kombinaci krychle a oktaedru. Povrch těchto diamantů vykazuje různé druhy
26
textur (zaoblené hrany a rohy, přítomnost různých výběžků a trojúhelníkovitých leptů různých
rozměrů, parketování). Tato morfologie dokládá, že diamanty vznikaly v médiu přesyceném
nečistotami a že rychlost depozice atomů uhlíku v rozích a na plochách byla rozdílná rychleji
rostly hrany krystalu (Dobrzhinetskaya et al. 2001).
%
•1 VE Í^X. •'• V. f* HII
>>^ > - ' um 20 um
Obr. 27: Mikrodiamanty z německé části saxothuringika: komplikovaná kombinace ostrých a
zaoblených rohů (b, c) přítomnost výběžků (hillocks) a trojúhelníkovitých leptů (triangle pits) různých
rozměrů (b,d,e) (Dobrzhinetskaya et al. 2001).
27
6 Inkluze v plášťových diamantech
V diamantech se vyskytují inkluze pevné a fluidní (plynokapalné). Pevné inkluze vznikají při
růstu krystalů zachycením starších krystalků. Diamanty se tak dělí na eklogitické a
peridotitické. Fluidní inkluze obsahují obvykle směs kapalin, plynů a rozpuštěných látek, ze
kterých vznikal krystal, a které byly zachyceny při jeho růstu. Studiem inkluzí lze tedy získat
důležité informace o prostředí, v němž probíhala krystalizace (chemické složení roztoku,
teplotní a tlakové podmínky krystalizace, aj.).
Pevné inkluze lze rozdělit na protogenetické, syngenetické a epigenetické.
Protogenetické inkluze vznikaly pravděpodobně před krystalizací diamantu, nemají dobře
vyvinuté krystalové tvary nebo si nejsou krystalograficky blízké s hostitelským diamantem.
Syngenetický růst inkluze a diamantu znamená, že do diamantu byly včleněny již existující
minerály, které rekrystalizovaly v průběhu růstu diamantu. Některé inkluze tak mohou mít
např. oktaedrický tvar, i když nekrystalizují v kubické soustavě nebo mohou mít stejnou
krystalovou orientaci (pak je to tzv. epitaxiální srůst). Inkluze epigenetické vznikaly až poté,
co vykrystalizoval diamant. Typickým příkladem je grafit, který může vznikat na vnitřních
stranách prasklin nebo na povrchu diamantu (typicky v hlubokých leptech nebo na zdrsnělém
povrchu) (Tappert and Tappert 2011).
Fluidní inkluze jsou běžné v polykrystalických plášťových diamantech, ne však
v diamantech oktaedrických. Jabloň a Navoň (2016) studovali inkluze na plochách dvojčatění
monokrystalů plášťových diamantů. Dvacet inkluzí z celkových 32 vykazovalo stejné složení,
jako mají inkluze vláknitých diamantů, u kterých je jisté, že vznikly z karbonátových „highdensity"
(hustých) fluid (HDFs). Vláknité diamanty jsou mnohem mladší (na základě nízké
agregace dusíku, kdy mají pouze A centra, je jejich stáří v řádech milionů let), než
monokrystalické diamanty (ty mohou být staré až 3,5 miliardy let). Tato zjištění naznačují, že
se karbonáty dostávaly do pláště už od archaika a že mechanismus vzniku diamantů je pro
většinu diamantů stejný.
28
7 Minerály v asociaci s diamanty a inkluze v diamantech z UHPM
hornin
Diamanty z UHPM hornin jsou odolné vůči grafitizaci během exhumace, a tak jsou vhodným
materiálem ke zkoumání podmínek během UHP metamorfhího procesu.
Mikrodiamanty z kokčetavského masivu
Studium diamantů in situ v granátech a zirkonech ukazuje, že diamanty jsou často
doprovázené OH fázemi, fosfáty a oxidy - jsou to především chlorit, křemen, albit, apatit
(Dobrzhinetskaya et al. 2001). Pomocí FTB-TEM byly v těchto diamantech odhaleny
nanoinkluze oxidů prvků jako jsou Ti, Si, Fe, Cr a Th, ale i MgC03, BaS04, ZrSi04.
Fluidních fáze je tvořena prvky: Cl, S, K, C, O.
Mikrodiamanty z německé části saxothuringika
Diamanty z německé části saxothuringika jsou v asociaci především s flogopitem, fengitem,
apatitem, rutilem, křemenem (Stockhert et al. 2001).
Pomocí FIB-TEM bylo zjištěno, že některé diamanty obsahují mnohasložkové pevné i
fluidní nanoinkluze o chemickém složení krystalů: (Ca, Mg, Fe)0 a AI2SÍO5, a že chemické
složení fluidních fází je K, P, C, O.
Složení fluidních inkluzí v diamantech z různých oblastí (kokčetavský masiv,
německá část saxothuringika, kimberlitické diamanty) a z různých hornin (felsické ruly,
mramory), je překvapivě podobné (Dobrzhinetskaya 2012) - fluida jsou bohatá na COH, K,
Cl, P a S a také karbonáty. Na základě těchto skutečností se předpokládá velká míra
rozpustnosti Cl, K, P a S v superkritických COH fluidech při vysokých teplotách a tlacích.
V současnosti se diskutuje otázka krystalizace diamantu z fluid (CH4 nebo COH),
z taveniny nebo přímo transformace z grafitu bez fluid.
Existuje několik teorií krystalizace:
1. Krystalizace z fluid bohatých CH4 nebo jen z fluid bez další specifikace fluida, fluida
s karbonátovým nebo silikátovým složením (Sobolev a Shatsky 2000),
2. Krystalizace z fluid bohatých COH (de Corte 1998, Ogasawara 2005, Dobrzhinetskaya et
al. 2012),
3. Krystalizace z mnohosložkových fluid bohatých na COH původem z kůry i z pláště
(Dobrzhinetskaya 2007), z COH superkritických fluid a COH-silikátových fluid
(Stockhert et al. 2001, 2009)
29
4. Krystalizace diamantu z metastabilního grafitu, který krystalizuje v poli stability
diamantu, bez přítomnosti fluid (Korsakov et al. 2010)
30
8 Grafit v asociaci s diamantem v UHPM horninách
V minerálech, které obsahují diamanty, se jako častá fáze vyskytuje grafit, který v diamantech
tvoří inkluze (např. Korsakov et al. 2010) (obr. 28) nebo povlaky na zrnech diamantu
(Sobolev a Shatsky 1990, Korsakov et al. 2010) (obr. 29) nebo může také prorůstat
s diamantem (De Corte et al. 2000). Ve výjimečných případech se v rámci jednoho agregátu
střídají diamant s grafitem (Korsakov et al. 2010) (obr. 30).
Diamanty s grafitovým povlakem se vyskytují ve všech typech hornin a neexistuje
žádná korelace mezi diamantem s povlakem, velikostí zrna diamantu nebo morfologií
diamantu. Transformace diamantu na grafit je energeticky vysoce náročný proces. Pearson et
al. (1996) vysvětluje, že na grafitizaci má nej větší vliv teplota. Krystaly grafitu i lemy grafitu
okolo diamantu mohly vznikat v rámci grafitizačního procesu během prográdního vývoje
vrcholné fázi metamorfózy nebo při ranné (T>900 °C) fázi retrográdního vývoje UHPM
hornin. Grafit, který se nachází v blízkém vztahu s diamantem nebo dalšími UHPM
indikátory, může vznikat 1) během prográdní metamorfózy v poli stability grafitu a zachovat
se jako metastabilní fáze v poli stability diamantu, 2) úplnou grafitizaci diamantu nebo 3) jako
nový grafit během retrográdní metamorfózy ve svém poli stability.
Obr. 28: Inkluze grafitu v diamantu
(Korsakov et al. 2010).
31
Obr. 29: Lem grafitu okolo zrna diamantu (Korsakov et al. 2010).
32
9 Agregace dusíku
Dusík jako nečistota v mřížce diamantu může poskytnout důležitou informaci o tom, jak
dlouho setrval diamant v plášti. Agregace dusíku je jedinou metodou vhodnou pro určení
doby setrvání diamantu při plášťových teplotách. V případě krátké doby rezidence ve
vysokých teplotách v plášti substituuje atom uhlíku samostatný atom N . Substituce dvou
atomů N (porucha A) a čtyř atomů N (porucha B) indikuje mnohem delší setrvání v HT v řádu
několika miliónů, resp. miliard let.
Diamanty se rozdělují do typů podle druhu poruch. Druh těchto center závisí kromě
doby residence v plášti také na difúzi, kinetice, teplotě či vyšším obsahu dusíku.
Typ IaA - porucha A
Typ IaB - porucha B.
Typ Ib - porucha C.
Typ IaA-IaB (nebo laAB) je typický pro většinu kimberlitických diamantů.
Na základě obsahu dusíku v diamantech z Kazachstánu, Norska a Německa jsou tyto
diamanty zařazeny do skupiny lb-laA (Cartigny et al., 2001), což znamená, že diamanty byly
vystaveny vysokým teplotám (900-1100 °C) po krátkou dobu, tj. asi 5 Ma (Stockhert and
Gerya, 2005).
Mezi jednotlivými diamanty v rámci jedné UHPM lokality však panuje vysoká
variabilita v hodnotách N . Tato variabilita může např. odrážet nehomogenitu fluid nebo
přítomnost nanoinkluzí obsahujících dusík (Ogasawara 2005).
33
10 Ramanova spektroskopie mikrodiamantu
Dobře vykrystalizovaný makrodiamant má při pokojové teplotě charakteristický pás
vRamanově spektru o vlnočtu v ~ 1331,8 cm"1
, jehož šířka (FWHM = full width at a half
band-maximum = šířka pásu v polovině jeho maxima) je 1,6-1,7 cm"1
(Knight and White
1989). Ramanova spektra diamantu jsou variabilní a závisí na několika parametrech (Zaitsev
2001), kdy odchylky Ramanových spekter souvisí s odchylkami od dokonalé kubické
struktury.
Posun charakteristického pásu diamantu směrem k nižším hodnotám doprovázený jeho
rozšířením bývá způsobený např.:
přítomností nanokrystalů,
- substitucí 1 3
C za 1 2
C,
zvýšeným množstvím bóru,
nahromaděním strukturního poškození způsobeného radiací blízké radioaktivní fáze,
tahovým napětím v krystalu,
lokálním zahřátím, které může vzniknout především v případě, kdy diamant srůstá nebo je
v blízké asociaci s fázemi, které snadno absorbují světlo, jako je např. grafit.
Mírné rozšíření pásu bez výrazné změny pozice pásu může být způsobeno obsahem
dusíku ve struktuře diamantu.
Různé pozice pásu a jeho velké rozšíření může být způsobeno krystalovou
nedokonalostí rychle vykrystalizovaného diamantu (např. šoková metamorfóza).
Pás posunutý k vyšším hodnotám a rozšíření pásu může být způsobeno tlakem a
tlakovým napětím - Knight and White (1989) se domnívají, že je rozšíření pásu způsobeno
hlavně díky napěťovému gradientu uvnitř zkoumaného vzorku.
Aby bylo možné srovnávat spektroskopická data mezi různými laboratořemi, je nutné
použít korekční rovnici pro úpravu vlivu jednotlivých přístrojů na výsledky měření:
Tato rovnice platí pouze tehdy, pokud je IPF (instrument profile function nebo
apparatus function) menší než skutečná šířka pásu - tzn., pokud je FWHMtrue > 2FWHMIPF.
Pro užší Ramanovy pásy, a tedy pro dobře vykrystalizované - uspořádané („well-ordered")
diamanty je však vhodnější užít empirickou korekční rovnici podle Váczi (2014):
FWHM, FWHM,
FWHMipp2
true meas +0,1FWHM]PF
meas
34
35
11 Literatura
Akaishi M., Yamaoka S. (2000): Crystallization of diamond from C - O - H fluids under
high-pressure and high-temperature conditions. Journal of Crystal Growth 209, 999-1003.
Bundy F.P., Hall H.T., Strong H.M., Wentorf Jr. R.H. (1955): Man-made diamonds.
Nature 176,51-55.
Caby R., Bruguier O., Fernandez L., Hammor D., Bosch D., Mechati M., Laouar R.,
Ouabadi A., Abdallah N., Douchet C. (2014): Metamorphic diamonds in a garnet megacryst
from the Edough Massif (northeastern Algeria). Recognition and geodynamic consequences.
Tectonophysics 637, 341-353.
Cartigny P., de Corte K., Shatsky V.S., Ader M., de Paepe P., Sobolev N.V., Javoy M .
(2001): The origin and formation of metamorphic microdiamonds from the Kokchetav massif,
Kazakhstan: a nitrogen and carbon isotopic study. Chemical Geology 176, 265-281.
Chernov A.A. (1974): Stability of faceted shapes. Journal of Crystal Growth 24/25,
11-31.
Day H. W. (2012): A revised diamond-graphite transition curve. American
Mineralogist. 97. Pp. 52-62.
De Corte K , Cartigny P., Shatsky V.S., Sobolev N.V., Javoy M . (1998): First
evidence of fluid inclusions in metamorphic microdiamonds from the Kokchetav massif,
northern Kazakhstan. Geochimica et Cosmochimica Acta 62, 3765-3777.
De Corte K , Korsakov A., Taylor W. R , Cartigny P., Ader M., De Paepe P. (2000):
Diamond growth during ultrahigh-pressure metamorphism of the Kokchetav Massif, northern
Kazakhstan. The Island Arc 9, p. 428-438.
De Corte K , Taylor W.R., De Paepe P. (2002): Inclusion contents of microdiamonds
from UHP metamorphic rocks of the Kokchetav massif. In: Dobrzhinetskaya L. F. (2012):
Frontier of ultrahigh-pressure metamorphism: A review. Gondwana Research 21. Pp. 207-
223.
Dobrzhinetskaya L.F., Eide E.A., Stmt B.A., Tronnes R.G., Smith D.C., Taylor W.R.,
Posukhova T.V. (1995): Microdiamond in high-grade metamorphic rocks of the western
gneiss region, Norway. Geology 23, 597-600.
Dobrzhinetskaya L.F., Green H.W., Mitchell T.E., Dickerson R.M. (2001):
Metamorphic diamonds: mechanism of growth and oxides inclusions. Geology 29, 253-266.
36
Dobrzhinetskaya L.F., Liu Z., Cartigny P., Zhang J., Tchkhetia N.N., Green H.W.,
Hemley R.J. (2006): Synchrotron infrared and Raman spectroscopy of microdiamonds.
Dobrzhinetskaya L. F., Wirth R., Green H.W. (2007): A look inside of diamondforming
media in deep subduction zones. PNAS vol. 104, no. 22, p. 9128-9132.
Dobrzhinetskaya L. F. (2012): Frontier of ultrahigh-pressure metamorphism: A
review. Gondwana Research 21. Pp. 207-223.
Dobrzhinetskaya L. F., Wirth R., Green H.W., Schreiber A., Obannon E. (2013): First
find of polycrystalline diamond in ultrahigh-pressure metamorphic terrane of Erzgebirge,
Germany. Journal of metamorphic geology. 31,5-18.
Dobrzhinetskaya L. F., Wirth R. (2016): Ultradeep rocks and diamonds in the light of
advanced scientific technologies. Eds.Cloetingh S., Negendank J. New Frontiers in Integrated
Solid Earth Sciences, International Year of Planet Earth. Springer 2010. (Advances in HighPressure
Techniques for geophysical applications - book 2005).
Ernst W. G. (1976): Petrologic Phase Equilibria. Freeman. San Francisco. 333. In
Nasdala L., Steger S., Reissner C. (2016): Raman study of diamond-based abrasives, and
possible artefacts in detecting UHP microdiamond. Lithos. Article in press.
Ernst W.G. (2006): Preservation/exhumation of ultrahigh-pressure subduction
complexes. Lithos 92, 321-335.
Fedortchouk Y., Matveev S., Carlson J.A. (2010): H20 and C02 in kimberlitic fluid
as recorded by diamonds and olivines in several Ekati Diamond Mine kimberlites, Northwest
Territories, Canada. Earth and Planetary Science Letters. Volume 289, p. 549-559.
Fedortchouk Y. (2015): Diamond resorption features as a new method for examining
conditions of kimberlite emplacement. Contrib Mineral Petrol 170:36.
Frank L., Král J. (2002): Metody analýzy povrchů: iontové, sondové a speciální
metody. 489 s. Academia. Praha.
Frezzotti M.-L., Selverstone J., Sharp Z.D., Compagnoni R. (2011): Carbonate
dissolution during subduction revealed by diamond-bearing rocks from the Alps. Nature
Geoscience 4, 703-706.
Garcia-Ruiz J. M., Otalora F. (2015): Crystal growth in geology: patterns on the rocks.
In: Nishinaga T., Rudolph P., editors. Handbook of crystal growth, Vol. II. Pp. 1-43. Elsevier.
Goldschmidt V. (1916): Atlas der Krystallformen (band 3, tafel 17-48).
Universitatsbuchhandlung, Heidelberg.
Harlow G.E. and Davies R.M. (2005): Diamonds. Elements. 1. pp.67-70.
37
Howel D., Griffin W.L., Yang J., Gain S., Stern R.A., Huang J.-X., Jacob D.E., Xu X.,
Stokes A.J., O'Reilly S.Y., Pearson N.J. (2015): Diamonds in ophiolites: Contamination or a
new diamond growth environment? Earth and Planetary Science Letters 430. p. 284-295.
Huss G R . (2005): Meteoritic nanodiamonds? Messengers from the Stars. Elements. 1.
pp.97-100.
Imamura K., Ogasawara Y., Yurimoto H., Kusakabe M . (2012): Carbon isotope
heterogeneity in metamorphic diamond from the Kokchetav UHP dolomite marble, nothern
Kazakhstan. International Geology Review. 55:4, 453-467.
Irifune T., Kurio A., Sakamoto S., Inoue T., Sumiya H. (2003): Materials: ultrahard
polycrystalline diamond from graphite. Nature 421, 599-600.
Ishida H., Ogasawara Y., Ohsumi K , Saito A. (2003): Twostage growth of
microdiamonds in UHP dolomite marble from Kokchetav Massif, Kazakhstan. Journal of
Metamorphic Geology, 21, 515-522.
Jabloň B. M . , Navon O. (2016): Most diamonds were crated equal. Earth and
Planetary Science Letters. P. 41-47. 443.
Jacob D.E., Wirth R., Enzmann F., Kronz A., Schreiber A. (2011): Nano-inclusion
suite and high resolution micro-computer-tomography of polycrystalline diamond (framesite)
from Orapa. Earth and Planetary Science Letters, 308, 307-316.
Jäger A. (2017): Mikroobrábění fokusovaným iontovým svazkem. Fyzikální ústav
Akademie věd ČR. www.fzu.cz.
Janák M., Krogh Ravna E.J., Kullerud K , Yoshida K , Milovský R., Hirajima T.
(2013): Discovery of diamond in the Tromso Nappe, Scandinavian Caledonides (N. Norway).
Journal of Metamorphic Geology 31, 691-703.
Janák M . , Froitzheim N , Yoshida K , Sasinková V., Nosko M . , Kobayashi T.,
Hirajima T., Vrabec M . (2015): Diamond in metasedimentary crustal rocks from Pohorje,
Eastern Alps: a window to deep continental subduction. Journal of Metamorphic Geology 33,
495-512.
Ježek B. (1927): K nálezu diamantu v Čechách. - Hornický Věstn., IX. 433-437, 461-
466. Praha.
Karlík M . (2005): Transmisní elektronová mikroskopie: pohled do nitra materiálů.
Čs.čas.fyz. 55. 457-464.
Katayama L, Zayachkovskiy A. A., Maruyama S. (1998): A window to prograde
metamorphism of the Kokchetav massif, northern Kazakhstan (extended abstract) In
38
International Workshop on UHP Metamorphism and Exhumation, December 3-6, 1998, pp,
A-91-95. Stanford University, CA, USA.
Kennedy C.S., Kennedy G.C. (1976): The equilibrium boundary between graphite and
diamond. Journal of Geophysical Research. 81. 2467-2470.
Kirkley M.B., Gurney J.J., Rickard R.S. (1994): Jwaneng framesites: carbon isotopes
and intergrowth compositions. In: Diamonds: Characterization, Genesis and Exploration (eds
Meyer, H.O.A. & Leonardos, O.H.), pp. 127-135. CPRM Spec. Publ. Companhia de
Presquisa de Recursos Minerais, Brasilia, Brazil. In Dobrzhinetskaya L. F., Wirth R., Green
H.W., Schreiber A., Obannon E. (2013): First find of polycrystalline diamond in ultrahighpressure
metamorphic terrane of Erzgebirge, Germany. Journal of metamorphic geology. 31.
Pp.5-18.
Knight, D.S., White, W.B., 1989. Characterization of diamond films by Raman
spectroscopy. Journal of Materials Research 4, 385-393. In Nasdala L., Steger S., Reissner C.
(2016): Raman study of diamond-based abrasives, and possible artefacts in detecting UHP
microdiamond. Lithos. Article in press.
Korsakov A.V., Hermann J. (2006): Silicate and carbonate melt inclusions associated
with diamonds in deeply subducted carbonate rocks. Earth and Planetary Science Letters 241,
104-118.
Korsakov A.V., Perraki M., Zedgenizov D.A., Dindi L., Vandenabeele P., Suzuki A.,
Kagi H. (2010): Diamond-graphite relationships in ultrahigh-pressure metamorphic rocks
from the Kokchetav Massif, Northern Kazakhstan. Journal of Petrology 51, 763-783.
Klapetek P. (2012): Mikroskopie atomárních sil. Oddělení nanometrologie Českého
metrologického institutu. Dostupné online www.nanometrologie.cz. 29.3.2018.
Kopecký L., Píšová J., Pokorný L. (1967): Pyrope-bearing diatremes of the České
středohoří Mountains: Sborník geologických věd: Geologie. 12, p. 81-130.
Kotková J., O'Brien P.J., Ziemann M.A. (2011): Diamond and coesite discovered in
Saxonytype granulite: solution to the Variscan garnet peridotite enigma. Geology 39, 667-
670.
Kvasnytsya V. (2013): Crystal forms of natural microdiamonds. Diamond and Related
Materials 39. Pp.89-97.
Leech M.L., Ernst W.G. (1998): Graphite pseudomorphs after diamond? A carbon
isotope and spectroscopic study of graphite cuboids from the Maksyutov complex, south Ural
Mountains, Russia. Geochimica et Cosmochimica Acta 62, 2143-2154.
39
Liou J. G., Tsujimori T., Yang J., Zhang R.Y., Ernst W.G. (2014): Recycling of crustal
materials through study of ultrahigh-pressure minerals in collisional orogens, ophiolites, and
mantle xenoliths: A review. Journal of Asian Earth Sciences 96. p. 386-420.
Majka J., Rosen Á., Janák M., Froitzheim N., Klonowska I, Manecki M., Sasinková
V., Yoshida K. (2014): Microdiamond discovered in the Seve Nappe (Scandinavian
Caledonides) and its exhumation by the "vacuum-cleaner" mechanism. Geology 42, 1107—
1110.
Massonne H.-J. (1999): A new occurrence of microdiamonds in quartzofeldspathic
rocks of the Saxonian Erzgebirge, Germany, and their metamorphic evolution. Proceedings of
7th International Kimberlite Conference, Capetown vol. 2, pp. 533-539.
Massonne H.-J. (2003): A comparison of the evolution of diamondiferous quartz-rich
rocks from the Saxonian Erzgebirge and the Kokchetav Massif: are so-called diamondiferous
gneisses magmatic rocks? Earth and Planetary Science Letters 216, 345-362.
Mposkos E.D., Kostopoulos D.K. (2001): Diamond, former coesite and supersilicic
garnet in metasedimentary rocks from the Greek Rhodope: a new ultrahigh-pressure
metamorphic province established. Earth and Planetary Science Letters 192, 497-506.
Nasdala L., Steger S., Reissner C. (2016): Raman study of diamond-based abrasives,
and possible artefacts in detecting UHP microdiamond. Lithos. Article in press.
Ogasawara Y. (2005): Microdiamonds in ultrahigh-pressure metamorphic rocks.
Elements, 1,91-96.
Pal'yanov Y., Sokol A., Borzdov Y., Khokhryakov A., Sobolev N.V. (1999): Diamond
formation from mantle carbonate fluids. Nature 400, 417-418.
Parkinson C D . , Katayama I. (1999): Metamorphic microdiamond and coesite from
Sulawesi, Indonesia: evidence of deep subduction as SE Sundaland Margin. Eos, Transactions
American Geophysical Union 80, 1181.
Pearson D. G., Nixon P. H. (1996): Diamonds in young orogenic belts: Graphitized
diamond from Beni Bousera, N . Morocco, a comparison with kimberlite-derived diamond
occurrences and implications for diamond genesis and exploration. African Geoscience
Review 3, 296-316.
Perraki M . , Proyer A., Mposkos E., Kaindl R., Hoinkes G. (2006): Raman
microspectroscopy on diamond, graphite and other carbon polymorphs from the ultrahighpressure
metamorphic Kimi Complex of the Rhodope Metamorphic Province, NE Greece.
Earth and Planetary Science Letters 241, 672-685.
40
Perraki M . , Faryad S.W. (2014): First finding of microdiamond, coesite and other
UHP phases in felsic granulites in theMoldanubian zone: implications for deep subduction
and a revised geodynamicmodel for Variscan orogeny in the BohemianMassif. Lithos 202-
203, 157-166.
Robinson D. N . (1979): Surface textures and other features of diamonds, PhD. Thesis,
University of Cape Town, South Africa. In De Corte K., Korsakov A., Taylor W. R., Cartigny
P., Ader M., De Paepe P. (2000): Diamond growth during ultrahigh-pressure metamorphism
of the Kokchetav Massif, northern Kazakhstan. The Island Arc 9, p. 428-438.
Ruiz Cruz M.D., Sanz de Galdeano C. (2012): Diamond and coesite in ultrahighpressure
ultrahigh-temperature granulites from Ceuta, Northern Rif, northwest Africa.
Mineralogical Magazine 76, 683-705.
Ruiz Cruz M . D., Sanz de Galdeano C. (2013): Coesite and diamond inclusions,
exsolution microstructures and chemical patterns in ultrahigh pressure garnet from Ceuta
(Northern Rif, Spain). Lithos 177, 184-206.
Schafarik V. (1870): Der erste böhmische Diamant: Sitzungsberichte der kön. Böhm:
Gesellschaft der Wissenschaften in Prag, p. 19-24.
Shatsky, V., Zedgenizov, E., Yefimova, E., Rylov, G., De Corte, K , Sobolev, N ,
2000. A comparison of morphology and physical properties of microdiamonds from the
mantle and crustal environments. In: Gurney, J.J., Gurney, J.L., Pascoe, M.D., Richardson,
S.H. (Eds.), The P.H. Nixon Volume. Proceedings of 7th International Kimberlitic
Conference. Red Roof Design CC, Capetown, pp. 757-763.
Sobolev N. V., Shatsky V.S. (1990): Diamond inclusions in garnets from metamorphic
rocks: a new environment for diamond formation. Nature. 343. p. 742-746.
Simakov S.K. (2010): Metastable nanosized diamond formation from a C - H - 0 fluid
system. Journal of Materials Research 25, 2336-2340.
Stöckhert B., Duyster J., Trepmann C , Massonne H.-J. (2001): Microdiamond
daughter crystals precipitated from supercritical COH+silicate fluids included in garnet,
Erzgebirge, Germany. Geology 29, 391-394.
Stöckhert B., Gerya, T.V. (2005): Pre-collisional high pressure metamorphism and
nappe tectonics at active continental margins: a numerical simulation. Terra Nova 17, 102-
110.
Stöckhert B., Trepmann C , Massonne H.-J. (2009): Decrepitated UHP fluid
inclusions: about diverse phase assemblages and extreme decompression rates (Erzgebirge,
Germany). Journal of Metamorphic Geology 27, 673-684.
41
Sunagawa I. (1984): Morphology of natural and synthetic diamond crystals. Materials
Science of Earth's Interior. Tokyo. TERRA PUB. 303-330.
Sunagawa I. (1997): Natural crystallization. Journal of Crystal Growth 42, 214-223.
Sunagawa I. (2005): Crystals - Growth, Morphology and Perfection: Diamond. 167-
197. Cambridge University Press.
Tappert R., Tappert M . C. (2011): Diamonds in Nature: A Guide to Rough Diamonds.
Springer-Verlag Berlin Heidelberg.
Thiery V., Rolin P., Dubois M., Caumon M.-C. (2015): Discovery of metamorphic
microdiamonds from the parautochthonous units of the Variscan French Massif Central.
Gondwana Research 28, 954-960.
Vaczi T. (2014): A new, simple approximation for the deconvolution of instrumental
broadening in spectroscopic band profiles. Applied Spectroscopy 68, 1274-1278.
Xu S.T., Okay A.I., Ji S., Sengor A.M.C., Su W., Liu Y., Jiang L. (1992): Diamond
from the Dabie Shan metamorphic rocks and its implication for tectonic setting. Science 256,
80-82.
Yang J.S., Xuv Z., Dobrzhnestskaya L.F., Green H.W., Shi R , Pei X., Wu C ,
Wooden J.L., Zhang J., L i H. (2003): Discovery of metamorphic diamond in Central China:
an indication of a N4000 km-long-zone of deep subduction resulting from multiple
continental collisions. Terra Nova 15, 370-379.
Yang J., Meng F., Xu X., Robinson P.T., Dilek Y., Makeyev A.B., Wirth R.,
Wiedenbeck M., Griffin W.L., Cliff J. (2014): Diamonds, native elements and metal alloys
from chromitites of the Ray-Iz ophiolite of the Polar Urals. Gondwana Research - article in
press.
Zaitsev A.M. (2001): Optical Properties of Diamond. Springer, New York, 502.
42