辽宁瓦房店金刚石/钻石矿区金伯利岩矿物组成及主微量元素地球化学特征

湖南沅水流域与金刚石/钻石有关的金伯利岩、钾镁煌斑岩矿物组成及地球化学特征~

贵州马坪细粒云母金伯利岩已强烈风化，只在部分岩石中保存推测原生矿物是橄榄石斑晶的圆斑结构，基质为细小的水云母鳞片，可能存在过金云母和橄榄石，岩体中含铬镁铝榴石极少，含极微量细粒金刚石。镁铝榴石云母金伯利岩具有圆斑结构，斑晶由蛇纹石–碳酸盐化的橄榄石假象和少量镁铝榴石组成。基质由蛇纹石、金云母、碳酸盐矿物以及磷灰石、锐铁矿、黄铁矿、铬铁矿等副矿物组成（章人骏，1985）。
湖南宁乡钾镁煌斑岩岩体主要为火山管道相，部分为脉状浅成侵入相，其火山活动形式与玄武岩火山活动形式相似。岩体多成群或狭长带状分布，以岩管或岩脉产出，呈北西向展布，岩带大约长5km，宽100～800m，27个岩体中有6个岩管，集中在岩群的北西段。管道相岩石主要由火山碎屑岩（角砾岩-凝灰岩）组成，脉状岩体为岩浆型块状岩石（刘观亮等，1995）。钾镁煌斑岩地表岩石强烈风化呈土状，颜色为黄褐、棕红、灰绿、灰黑等色。常见有煌斑结构、晶（岩）屑结构、角砾状或块状构造。主要矿物有橄榄石、透长石、金云母，副矿物有石榴子石、透辉石、铬铁矿、金红石、钛铁矿、磷灰石等，有些岩体含有方解石脉，岩石遭受强烈蚀变，主要为碳酸盐化、滑石化、绿泥石化、褐铁矿化、硅化等。岩石薄片观测显示钾镁煌斑岩原生矿物多已风化，大多数矿物仅存假象。
从地球化学特征来看，宁乡岩区钾镁煌斑岩属过渡型，与典型的西澳和北美的钾镁煌斑岩对比，既有相似性又有差异，其中V号煌斑岩分布在宁乡云影窝附近，曾发现小颗金刚石（李子云等，1993），岩管地表风化强烈，植被茂密，风化深度10m以上。研究样品是过去挖掘水渠时被掏出的较新鲜的岩块，岩石呈灰绿–墨绿色，具有火山碎屑结构，角砾状构造，蚀变明显，主要为碳酸盐化和绿泥石化，部分样品可见白色的碳酸盐脉体胶结现象。岩石的SiO2含量为39.49%～52.65%，平均47.85%，属基性-超基性岩，其SiO2的含量与同处扬子地台的镇远、大洪山相当，比西澳钾镁煌斑岩SiO2的含量高（表2.29，2.30）。MgO含量为14.46%～18.76%，平均16.12%，虽然相对镇远、大洪山的含量较高，但远比西澳的钾镁煌斑岩中的含量低。可能是由于钾镁煌斑岩的主要造岩矿物橄榄石和金云母发生蚀变，导致MgO流失而降低。MgO是衡量岩石基性程度的特征组分，基性程度越高，MgO含量越大，SiO2的含量与MgO的含量呈负相关关系。宁乡Ⅴ号岩管煌斑岩MgO含量低和其SiO2含量较高一致。一般来说，钾镁煌斑岩中MgO的含量与金刚石的含矿性也有一定联系，随着MgO含量的增高，含金刚石可能性也增大。本区煌斑岩的Mg#值为：55.5～62.2，平均60.4，与幔源物质的值相一致，扬子地台地区相对于西澳钾镁煌斑岩的Mg#值都明显偏低，可能与本区的岩浆演化程度较高有关（Scott Smith，1989）。TiO2含量为0.67%～3.71%，平均2.45%，比其他地区钾镁煌斑岩的含量低。TiO2主要来自岩石中的钛金云母、金红石和锐钛矿，Ⅴ号岩管全岩分析TiO2含量低，与宁乡的钾镁煌斑岩中的含Ti矿物相对较少相一致（图2.31）。

表2.29 湖南宁乡Ⅴ号岩管煌斑岩全岩主量元素分析数据　Table 2.29 Whole-rock analysis data of major elements in the No.V lamproite pipe of Ningxiang, Hunan

由中科院广州地球化学研究所刘颖测试，FeO为全铁含量，Mg#＝100·MgO/（MgO+FeO）。

表2.30 湖南宁乡钾镁煌斑岩与其他地区全岩主量元素成分对比　Table 2.30 Whole-rock composition of major elements in lamproites of Ningxiang, Hunan and other regions

FeO为全铁含量，单位为%。宁乡Ⅴ号岩管数据为本书所测数据的平均值；宁乡Ⅰ号岩管数据，据李子云（1993）；大洪山数据，据叶德隆等 （1991）；镇远数据，据罗会文 （1989）；西澳数据，据 Jaques A.L（1986）。

图2.31 湖南宁乡Ⅴ号岩管煌斑岩的Al2O3-TFeO-MgO 关系图

（据Bergman，1987）
▲代表所测5个Ⅴ号岩管煌斑岩样品，椭圆实线区域代表典型钾镁煌斑岩区
Figure 2.31 Ternary diagram of Al2O3-TFeO-MgO of lamproite from pipe V at Ningxiang，Hunan
▲ stands for 5 samples from the No.V lamproite pipe，and the elliptical solid line stands for lamproite area
Ⅴ号岩管的岩石化学分析显示，其主量元素化学成分特征基本上与典型的钾镁煌斑岩的成分特征一致（罗会文等，1989；叶德隆，1993，柴凤梅，2001）。与李子云等（1993）所分析的宁乡Ⅰ、Ⅱ号岩管钾镁煌斑岩相比，Ⅴ号岩管岩石除K2O、Na2O、CaO含量稍低外，其他成分基本一致，可以认为是相同来源的产物。但与典型含金刚石的钾镁煌斑岩相比，其SiO2、Al2O3、MnO的含量较高，MgO、TiO2、K2O含量较低，这可能与钾镁煌斑岩的岩浆来源及演化过程有关。
与西澳典型含金刚石的钾镁煌斑岩相比，宁乡岩区SiO2、Al2O3、MnO的含量较高，钾、全碱和镁含量偏低，相容元素Cr和Ni以及不相容元素Rb、Sr、Ba、Zr、Nb、Th、F和LREE也偏低，其成分有向云煌岩过渡的特点（池际尚等，1996；林玮鹏等，2009）。

根据现有的分析成果，将中国三个主要产地金刚石/钻石的特征进行了对比，对比结果见表9.9。中国三个产地金刚石/钻石的颜色类型、生长结构、包裹体组成以及碳同位素变化可以分为两种类型，其中产于扬子克拉通的湖南金刚石/钻石和产在华北克拉通辽宁及山东金刚石/钻石的区别较为明显，而山东和辽宁之间虽然也有一定的差异，但区分较难。

表9.9 中国三个主要产地金刚石/钻石特征比较　Table 9.9 Comparison of diamond characteristics of China’s three major diamond fields

1.本项目组；2.辽宁省地质局旅大地质六队，1975，1976；3.赵秀英，1988；4.池际尚等，1996a，1996b；5.黄蕴慧等，1992；6.罗声宣等，1999；7.山东省地矿局第七地质大队，1990；8.马文运等，1989；9.谈逸梅等，1983；10.刘观亮等，1994；11.杨明星等，2002；12. 陈美华等，1999，2000；13. 王久华，2005；14. 郭文祥，1986；15. 郭九皋等，1989；16. 李海波，2006；17. 武改朝，2008；18.殷莉等，2008
中国三个主要的金刚石/钻石产于两个重要的具有太古宙基底的古老克拉通之上，虽然至今为止产于两个克拉通之上金刚石/钻石准确的形成年龄仍然缺乏系统的数据，但是基本的地质现象可以说明，两个克拉通金刚石/钻石最早的形成年龄都不会晚于古生代（华北辽宁和山东金伯利岩的精确侵位时间为470～480Ma±；而扬子地台最早的金刚石/钻石发现是在新元古代花山群洪山组底部（Yang et al.，2009；Li et al.，2011；刘观亮，1997，湖南原生金刚石找矿研讨会）；显然三个产地金刚石/钻石的形成和两个克拉通的演化关系密切，或者说克拉通演化的过程和金刚石/钻石的成因及产地来源之间密切相关，这应该是产地研究的重要基础前提之一。
华北克拉通是我国具有太古宙结晶基地的古老的克拉通，但其厚的岩石圈根部在显生宙发生了明显的丢失，地表地质学、捕掳体地球化学、地球物理数据结果显示，华北克拉通岩石圈在显生宙减薄了100km以上（吴福元等，2008；朱日祥，郑天愉，2009；高山等，2009；徐义刚等，2009；郑建平，2009；张宏福，2009；郑永飞，吴福元，2009）。虽然关于华北克拉通的形成和演化过程至今仍然是争论很大的议题（陆松年等，2002）。多数学者倾向于该克拉通在古太古代就已开始形成陆核，其后大小不等的陆块在不同时代经历过不同规模的拼接，最后经吕梁运动形成统一的华北克拉通基底。克拉通的形成和发展演化大体经历了太古宙-古元古代的基底形成阶段，中元古代-三叠纪盖层稳定发展阶段和中-新生代活化等三个阶段（张国伟等，1996；翟明国和卞爱国，2000；阎国翰等，2007；刘敦一等，2007）。
华北克拉通在多个区域发现具有大于3.8Ga锆石年龄的岩石，但目前出露的华北克拉通基底主要由大面积的新太古宙TTG杂岩及表壳岩系组成，因此，2.5Ga才是华北最早大规模形成陆壳基底的时间，但也有学者根据华北不同变质地体的P–T演化轨迹、岩石组成、构造样式、地球化学及同位素年龄方面的研究成果，认为现今统一的华北克拉通结晶基底是在中元古代（1.85Ga）形成的（Zhao et al.，1998，1999，2000）。
华北克拉通盖层稳定发展的早期阶段（1.85～1.6Ga）主要以拉张-裂解构造活动为主，表现为拗拉谷系的发育，拉张性岩浆活动以及早期变质基底的隆升（李江海等，2000），双峰式火山岩及碱性岩浆岩大多数分布在中元古代的拗拉谷内及其附近，第二阶段新元古代中-晚期（0.9～0.6Ga）的岩浆活动和第一阶段具有一定的继承性，但分布范围明显局限；古生代末-新生代张性岩浆活动范围最广（250Ma-新生代），各种碱性岩浆岩和火山杂岩主要分布在中生代末-新生代形成的裂谷、断陷盆地及两侧，并且在不同地区呈现不同的演化模式。华北克拉通三个阶段拉张性岩浆作用在时间上分别与哥伦比亚（Columbia）、罗迪尼亚（Rodinia）及潘基亚（Pangea）三个超级大陆的拉张裂解时间段基本一致，显示出华北克拉通形成和演化的动力机制上和全球性大陆的裂解具有某种成生联系（陆松年等，2002；阎国翰等，2007）。克拉通古地幔以含石榴子石的二辉橄榄岩、方辉橄榄岩及纯橄榄岩为主，地幔交代作用强烈，岩石富集不相容元素（路凤香等，1997）；对地球物理、新生代碱性玄武岩地幔包裹体地球化学的研究显示，就华北克拉通岩石圈地幔减薄的时间、程度和机制来说，有两种不同的学术观点，即热/化学侵蚀和下地壳拆沉可以对华北克拉通的最后演化过程进行解释，目前仍然存在比较大的分歧（郑永飞，吴福元，2009）。在这个过程中，太平洋向东亚陆块的俯冲、晚石炭纪古亚洲洋板块向南俯冲、三叠纪华北与华南陆块之间的碰撞或岩石圈的拉张（减压）可能是其演化的动力学诱因（高山等，2009；徐义刚等，2009；郑建平，2009；张宏福，2009）。
Gao等（2004）对辽西晚侏罗世高镁中酸性火山岩的系统研究发现，这些火山岩具有高镁-铬-镍-锶含量和低钇含量，其斜方辉石斑晶有核部低镁与边部高镁反环带；并含有大量具2.5Ga前华北克拉通前寒武纪岩石特征的继承锆石，其锶-钕同位素组成与华北克拉通下地壳榴辉岩包裹体部分熔融产生熔体与地幔橄榄岩反应产物的特征一致。上述特征排除了火山岩是下地壳部分熔融以及含水上地幔部分熔融或俯冲洋壳部分熔融产物的可能性。认为它们可能是华北克拉通太古宙榴辉岩下地壳与岩石圈地幔一同拆沉再循环进入软流圈，随后榴辉岩部分熔融产生的熔体在上升喷发至地表过程中与地幔橄榄岩相互作用的结果（Gao et al.，2004）。如果这个观点成立，则至少说明华北克拉通在太古宙时期岩石圈地幔曾经存在过地壳来源的物质，但是，就华北克拉通现在金刚石/钻石矿物包裹体和获得的碳同位素数据而言，并没有发现壳源碳同位素的特征（张宏福等，2009；本项目），因此，华北地台金刚石/钻石的形成时间应该晚于太古宙较长的一段时间但早于金伯利岩喷发的480Ma。
山东蒙阴和辽宁复县金刚石/钻石矿区分布在郯庐断裂带的东、西两侧，南北方向距离约550km，过去被认为是具有相同基底构造的华北克拉通东部块体组成部分，蒙阴金伯利岩和复县金伯利岩也成为确定郯庐断裂左行平移的重要证据（徐嘉炜，马国锋，1992；张培元，2001；乔秀夫，张安棣，2002）。但是根据两地太古宙结晶基底性质及火山岩浆作用的差别，有学者认为，这两个金伯利岩区岩石分属于新太古宙之前不同的陆块（胶辽陆块和迁怀陆块/冀东古陆），地层单元至少在新太古宙之前是难以对比的，新太古宙末各微陆块才以陆—陆、陆—弧以及弧—弧碰撞的形式拼贴在一起（翟明国，卞爱国，2000；吴昌华，2007）。根据两地金伯利岩中铬镁铝榴石、铬尖晶石、铬透辉石、镁钛铁矿、金红石、金刚石等巨晶组合的差异，特别是根据蒙阴与瓦房店两地金伯利岩中粗晶石榴子石地温曲线建立的岩石圈剖面差异，两地金刚石同生包裹体石榴子石形成温度的差异，两地分属于华北块体与胶辽朝块体，两地金伯利岩在早古生代爆发侵位时，并不在相近位置。两地金伯利岩喷发时太古宙岩石圈地幔具有显著差异，两地是独立的金刚石成矿省，它们不曾相聚也非同源岩浆产物（乔秀夫，张安棣，2002）。虽然我们对两地金伯利岩重砂矿物钙钛矿和斜锆石测年显示它们具有几乎完全相同的480Ma的年龄，金刚石/钻石也具有相似的碳同位素组成模式，但其中金刚石/钻石包裹体组合、结晶度明显的差异及其形成温度存在的差异显示（金刚石中包裹体形成时蒙阴的地幔温度条件为1050～1250℃，复县的温度条件绝大多数变化在1083～1176℃之间）（Zhang et al.，1999；本项目；殷莉等，2008），两地岩石圈地幔在金刚石/钻石形成时确实存在一定的差异，这种差异可能和两地在新太古宙华北克拉通的碰撞俯冲或地幔柱活动过程的位置有关（Zhao et al.，1998；赵国春和孙敏，2002）。山东更靠近克拉通中部带，金刚石/钻石形成时和地幔柱中心较近，导致岩石圈地幔高温影响可能更为明显，金刚石/钻石生长速度快并且生长过程中受到的影响更为明显频繁，后者金刚石/钻石的结晶度明显低于前者，并且含有较多深源的Ⅱ型金刚石/钻石，金刚石/钻石孤N→B中心转化获得的存留时间为1.78 Ga～0. 57 Ga（尹作为等，2005）；相反，辽宁由于离开中部古元古代地幔柱稍远，岩石圈地幔温度稍低，金刚石/钻石结晶慢而完美，宝石级的比例更高，金刚石/钻石孤N→B中心转化获得的存留时间为3.01Ga～0. 71Ga（陈美华等，2000；Lu et al.，2001）。根据两地金刚石/钻石碳同位素均不出现古老地壳俯冲碰撞碳同位素的组成和两地金刚石/钻石形成时岩石圈地幔存在差异的事实，可以推断两地在钻石形成时可能华北克拉通不是一个完整的克拉通块体，山东金刚石/钻石形成于2.5Ga～480Ma时间范围内，而辽宁复县金刚石钻石最早的形成时间可能大于2.5Ga，但由于其时并不在华北克拉通主块体内，因此，没有受到太古宙拆沉再循环进入软流圈地壳物质的影响。
扬子克拉通陆壳的生长始于太古宙早期，具有古元古代-太古宙的地壳生长年龄，但是具有新元古代地壳再造年龄，克拉通之下岩石圈地幔具有不同的前寒武纪年龄，但总体上比太古宙克拉通地幔更为富沃，密度较大。迄今为止，Re–Os同位素研究没有得到太古宙地幔年龄（Zheng，2006；于津海等，2007；Zheng et al，2008；郑永飞和张少兵，2007；Reisberg et al，2005；Yuan et al，2007；Xu et al，2008；Zhang et al，2008；郑永飞和吴福元，2009）；湖南沅水流域砂矿金刚石/钻石产区构造上位于扬子克拉通和华夏古陆的过渡区域。关于扬子克拉通以及华夏地块基底的性质及演化争议较大，主要的焦点在是否存在华夏古陆（地块），古陆基底形成时间以及扬子陆块与华夏陆块拼接的方式及时间等（Li et al.，2003；廖宗廷等，2005；胡受奚和叶瑛，2006）。例如，扬子克拉通在多处地方发现大量2.5～3.8Ga太古宙年龄的碎屑锆石，湖北崆岭地区片麻岩锆石U–Pb年龄及Hf 同位素显示存在形成年龄约为3.2Ga 的片麻岩，锆石具有有负的εHf（t）值和早至3.5Ga的两阶段Hf模式年龄，其源区岩石可能有>3.6Ga冥太古宙物质再循环作用的产物（Qiu，2000；柳小明等，2005；Zhang，et al.，2006；Jiao，et al.，2009）；而华夏地块副片麻岩中也发现了年龄为3.2～3.3Ga的碎屑锆石，浙西南地区变质基性岩-超基性岩获得锆石3.2Ga左右的Hf同位素二阶段模式年龄，也说明华夏地块古老太古宙基底的存在（于津海等，2007；向华等，2008）。但研究显示扬子陆块与华夏陆块最早是Rodinia超级大陆形成时（0.9～0.8Ga）拼合的，中元古代末期-新元古代早期（约1.0Ga），扬子和华夏两大陆块之间存在一多岛弧共存的洋盆（包括原始大洋岛弧和大陆弧），华夏陆块以北的洋壳对扬子陆块以南洋壳俯冲，最终导致了华夏与扬子两陆块的拼合（Li & McCulloch，1996；陈江峰和江博明，1999；李献华，1999），这一认识得到了扬子陆块与华夏陆块之间地层对比研究成果以及蛇绿岩、元古宙花岗岩与火山岩、地质构造和古地磁的证据和扬子陆块南缘新元古代-显生宙沉积岩的TDM-t（沉积年代）证据的支持（Li et al.，1997；Li，1998；丁炳华等，2008）。其后，Li et al. （1999）进一步提出，扬子克拉通中心附近825Ma地幔柱的形成可能是最终导致Rodinia大陆裂解的起因。李献华等（2008）根据新元古代岩浆岩微量元素地球化学特性的比较，进一步对扬子克拉通在1.0～0.9Ga两侧同时发生的洋壳俯冲活动进行了讨论，认为洋壳俯冲改变了扬子克拉通岩石圈地幔的组成，使之选择性富集强不相容元素和含水矿物（其中一侧可能是澳大利亚板块）；中元古代-新元古代中期华南已从造山转变为陆内裂谷环境，板内非造山作用最早的岩浆活动发生在860～850Ma。并证实830～750Ma华南岩石圈底部存超级地幔柱活动的证据，从820Ma到约800Ma华南岩石圈的厚度可能从100km左右减薄到≤70km（Wang &Li 2003; Li et al.，2008;李献华等，2008；谢士稳等，2009）；但沈渭洲等（1993）Sm–Nd同位素的研究认为，从西向东，江南元古宙古岛弧的时间变化从古元古代中期至新元古代，古岛弧的形成时间特续达13亿年（沈渭洲等，1993）。周金城等（2008）也认为，新元古代时期，华南是一个被消减海洋岩石圈俯冲带包围的孤立陆块，江南造山带经历过由岛弧形成、弧-弧碰撞、弧-陆碰撞最后到陆-陆拼合的过程，华南加里东褶皱带与扬子地台联合组成广阔的地台区——华南统一大陆的时间晚至早古生代末期（加里东期）（周金城等，2008；薛怀民等，2010），总之，目前关于扬子克拉通及华南陆块基底及其岩石圈演化的研究仍然存在较多的争议，没有确切统一的结论。
根据部分地学断面和深部地球物理的研究成果，有研究者认为现今扬子克拉通部分上地幔岩石圈是不均匀的，推测江南古陆南缘存在一个中元古代早期形成的深达300km的岩石圈龙骨（keel），其后，这个龙骨在华夏古陆拼贴以及太平洋板块俯冲的过程中遭受破坏和肢解，但湘西地区至今仍保留了较稳定、厚度大和冷的岩石圈地幔（刘观亮，1997，湖南原生金刚石找矿研讨会）。实际上，关于扬子克拉通岩石圈地幔性质和演化的研究仍然较为薄弱，有学者认为和华北克拉通相比，扬子克拉通岩石圈地幔交代作用相对较弱，其岩石圈主要由石榴子石/尖晶石二辉橄榄岩组成，主元素亏损程度低，扬子克拉通古地温曲线位于45 mW/ m2以上，略高于华北克拉通40 mW/ m2地温曲线以下（路凤香等，1997）。郑永飞和吴福元（2009）认为，现在比较肯定的是扬子克拉通太古宙岩石圈地幔在中元古代时由于中元古代格林威尔期洋壳俯冲受到不同程度的替代，可以鉴别出弧-陆碰撞、晚期拉张垮塌和大陆裂谷过程，华南钾镁煌斑岩中具有太古宙U–Pb年龄的锆石可能和俯冲碎屑沉积物的再循环有关，扬子太古宙地壳之下可能并不保存有厚的岩石圈根部（Zheng，et al.，2007；郑永飞和吴福元，2009）。湖南沅水流域金刚石/钻石的包裹体类型出现了P型和E型相近的比较独特的组合（国际上只有若干个产地出现），金刚石形成温度1326.85℃，范围1167～1462℃，压力4.8～7.6GPa（郭九皋等，1989；刘观亮，1997，湖南原生金刚石找矿研讨会）（本项目得到T（Ni）：1109℃，P：4.77～5.83GPa）；同时在E型包裹体中发现了原生的榴辉岩有关的蓝晶石及金红石、柯石英包裹体组合矿物包裹体，而前人和我们的碳同位素分析具有显示出明显轻的碳同位素特征（δ13C值变化范围达到-26.06‰～+1.52‰），碳同位素是双峰式分布的，显示出金刚石/钻石形成过程中可能存在古老地壳物质的参与。而金刚石/钻石良好的结晶度则显示，金刚石/钻石形成于岩石圈地幔的状态相对稳定的阶段，与辽宁及山东的岩石圈环境明显存在差异性。从这个意义上说，我们推测湖南金刚石/钻石最早可能形成于古元古代以前，但也可能存在新元古代甚至更晚形成的钻石，较大的碳同位素分布范围可能指示了1.0～0.9Ga发生洋壳俯冲过程的影响，而同一颗钻石中出现的P型E型包裹体共存的现象则可以用其后的地幔柱活动进行解释（Wang，1998 ；丁炳华等，2008；李献华等，2008）。
显然，上述结果显示，华北和扬子克拉通的形成时间都可以追索到太古宙，但2个克拉通的演化过程及古生代后的状况明显不同，其中和辽宁及山东金刚石/钻石产出时华北克拉通在太古宙分别属于相关的不同陆块，它们曾在2.5Ga和1.85Ga时发生碰撞拼合，1.8Ga左右发生分裂，两地金刚石/钻石形成时岩石圈地幔的组成有所差异，但其后两地古生代以前的克拉通岩石圈地幔在古生代晚期开始—中生代已经明显减薄或者被置换（徐义刚等，2009）。而扬子克拉通主体形成时间大约在1.8～1.6Ga，太古宙岩石圈地幔则在中元古代时格林威尔期洋壳俯冲过程中曾受到不同程度的替代（徐义刚等，2009；郑永飞，吴福元，2009），古生代以前原来的岩石圈地幔在中生代也可能已被置换（李献华等，2008；Liu et al.，2012）。

为了进一步了解辽宁金伯利岩岩石矿物组成，在前人研究基础上，我们对辽宁瓦房店金伯利岩1号、42号、50号和110号岩体的岩石进行了采样分析。

斑状金伯利岩斑晶除金云母外，已蛇纹石及碳酸盐化，偶见石榴子石，但蚀变较严重。蛇纹石及碳酸盐斑晶大小多在1cm左右，金云母及石榴子石斑晶相对较小。斑晶含量从10%～50%不等，平均含量约30%。基质除含上述矿物外，还会出现辉石及角闪石等基性铁镁质矿物。石榴子石极少见，粒径仅在1mm左右，呈暗红色，粒状。蛇纹石斑晶几乎全由橄榄石蚀变而来，故保存有橄榄石的粒状晶形。金伯利岩中自形半自形的矿物占有一定数量，例如六边形及八边形的石榴子石。金云母大小不一，作为斑晶出现者较大，晶面常弯曲，而基质中的金云母则呈细小的条状均匀分布于同样大小的蛇纹石中。通过观察，辽宁地区的金云母可通过晶体大小、突起、多色性、干涉色等分为不同时代。碳酸盐矿物方解石在斑晶以及基质中均可大量出现，是原生或常为蛇纹石或其他矿物进一步交代蚀变的产物。绿泥石等蚀变矿物在薄片中也较为常见。斑状金伯利岩中有时还可见杏仁状气孔。

辽宁瓦房店地区金伯利岩石可见大小不一的金伯利岩及碳酸盐以及围岩地层的角砾，具有典型的角砾构造。

本项目采用PANalytical AXIOS型号X荧光光谱仪对辽宁瓦房店地区金伯利岩全岩主量元素定量分析。将样品煅烧后加入Li₂B₄O₇–LiBO₂助熔物，充分混和后，放置在自动熔炼仪中，使之在1000 ℃以上熔融，熔融物倒出后形成扁平玻璃片，再用X荧光光谱分析，分析精度为0.01%。分析前尽量按照较新鲜且无包裹体的原则对样品进行了挑选，将样品破碎先人工挑出去除其中的捕虏体（捕虏晶），然后研磨至200目。其中1号岩管选择了2个斑状金云母金伯利岩（LW1-03和LW1-12），42号岩筒选择了2个岩球金伯利岩和斑状金伯利岩样品（LW42-01，-03），50号岩筒选择了斑状金云母金伯利岩和角砾状金伯利岩（LW50-02，-03）和110岩筒的斑状金伯利岩（LW110）。根据Clement（1982）提出的混染指数C.I.和Fesq等人（1975）提出的Si/Mg指数判别了金伯利岩的混染程度，其中LW42-01和LW110两个样品混染比较明显，而另外的5个金伯利岩大部分未受混染。全岩化学成分分析见表2.3。

表2.3 辽宁金伯利岩主量元素含量表　Table 2.3 Major element content of kimberlites in Liaoning

辽宁瓦房店未混染金伯利岩总体属于Al₂O₃含量非常低（通常<5%），SiO₂不饱和（一般<35%）及Na₂O/K₂O比值很低（<0.5%）的偏碱性超基性岩，其MgO与SiO₂的比值近似于1。主量元素特征与世界其他地区大体一致（表2.4）。比较MgO含量及其他主要氧化物的相关性，可以发现除Al₂O₃和CaO为负相关外，SiO₂、Na₂O+K₂O、Fe₃O₂的含量均随MgO含量的增长而增长，K₂O与MgO的相关性则较差。瓦房店金伯利岩的TiO₂/K₂O比值变化范围较大，由此反映出其富金云母的特性，在TiO₂—K₂O分类图（图2.4）上，Ⅰ号岩脉的2个样品落入Ⅱ类金伯利岩区，但42号和50号岩筒样品则落入Ⅰ类金伯利岩区，显示出前者更富钾质组分，后者和世界上主要的产金刚石的金伯利岩一致（李昌年，1991）。样品的微量元素分析在中国科学院广州地球化学研究所采用电感藕合等离子体质谱（ICP-MS PE Elan6000）完成（表2.5）。

表2.4 世界各地及Ⅰ、Ⅱ型金伯利岩及金伯利岩主量元素含量平均值　Table 2.4 Average content of major elements in Type I and Type II kimberlites and kimberlites from all over the world

①据李昌年，1991；②据 C.B.Smith et al，2004（Murowa 和 Sese 岩管 ）；③据 Michael Patterson et al，2009（Renard 岩管群 ）；④据 V.B.Vasilenko et al，2002（ 其中俄罗斯的数据来自雅库特地区 ）；⑤本文

表2.5 辽宁未混染金伯利岩微量元素含量表　Table 2.5 Trace element content of uncontaminated kimberlites in Liaoning

图2.4 金伯利岩w（TiO₂）-w（K₂O） 图解

（据李昌年，1991）

Figure 2.4 The w（TiO₂）-w（K₂O）diagram of kimberlites

（After Li Changnian，1991）

辽宁和山东金伯利岩微量元素原始地幔标准化蛛网图（图2.5）和稀土元素球粒陨石标准化分布型式图（图2.6）显示（相关参数见表2.6），除了Yb外，两地其余微量元素都较原始地幔富集，两地金伯利岩稀土球粒陨石标准化曲线均向右倾斜，表现出明显的富LREE的趋势，反映了偏碱性超基性岩的特点。两地的稀土元素地球化学参数比较显示，辽宁瓦房店的ΣREE、LREE、LREE/HREE、（La/Yb）_N、（La/Sm）_N以及（Gd/Yb）_N都比山东低，说明辽宁金伯利岩轻稀土的富集程度低于山东蒙阴，两地金伯利岩的δEu和δCe均呈较低的负异常。但辽宁瓦房店金伯利岩的Y值普遍较山东蒙阴高，Nb和Th的值则相对较低。上述特征显示，辽宁金伯利岩石的稀土和微量元素特征和国际上产金刚石的金伯利岩的基本特征一致。

图2.5 辽宁和山东金伯利岩微量元素原始地幔标准化蛛网图

Figure 2.5 The primitive mantle-normalized spider diagram of trace elements in kimberlites from Liaoning and Shandong

图2.6 辽宁和山东金伯利岩稀土元素球粒陨石标准化分布型式图

Figure 2.6 The chondrite-normalized diagram showing the distribution pattern of REEs in kimberlites from Liaoning and Shandong

根据实际测量的金刚石品位，辽宁瓦房店50号岩管、山东蒙阴胜利1号岩管及红旗1号岩脉含矿较富。对含矿好和含矿差不同岩性主微量元素的比较显示，富矿金伯利岩Mg^#和SI值、CaO、Cr、Ni含量较高，而T.A.值、Al₂O₃、FeO_T、Na₂O、K₂O、TiO₂、P₂O₅、BaO、Sc、V、Co、Cu及Zn含量偏低。其中，辽宁瓦房店及山东蒙阴富矿金伯利岩相容元素含量（μg/g）平均值（Sc 11.24，V 76.98，Cr 1629.67，Co 60.67，Ni 1131.99，Cu 9.78，Zn 45.85）与中–贫矿金伯利岩（Sc 21.09，V 139.72，Cr 1153.88，Co 67.37，Ni 748.66，&nbsp;Cu 65.19，Zn 65.72）相比，Cr、Ni含量明显较高，而Sc、V、Co、Cu、Zn含量偏低，金伯利岩中Cr、Ni的主要载体矿物为橄榄石、石榴子石和尖晶石，富矿微量元素特征说明金伯利岩橄榄石、石榴子石和尖晶石矿物含量与金刚石含量有正的相关性；Rb在含矿性较好的金伯利岩中的平均含量为54.69μg/g，低于中-贫矿样品的83.81μg/g。金伯利岩中Rb含量主要和金云母有关，说明两地金伯利岩的含矿性与金云母含量有关，含金云母较多者金刚石品位相对较低。

表2.6 辽宁及山东金伯利岩稀土元素相关参数　Table 2.6 Relevant parameters of REEs in kimberlites from Liaoning and Shandong

注：T.A.4%～6.5%之间为富矿，6.5%～9.5%之间为中-贫矿，＞9.5%则不含矿，池际尚等，1988

富矿和中-贫矿金伯利岩中稀土元素的分布也有一定的差别。富矿金伯利岩所含的稀土总量为201.27～615.23μg/g（平均453.15μg/g），LREE平均442.34μg/g，HREE10.81μg/g，低于中–贫矿金伯利岩稀土总量370.73～952.12μg/g，ΣREE、LREE和HREE平均值分别为600.09、582.5和17.59μg/g。但是富矿金伯利岩的LREE/HREE平均值41.27、（La/Yb）_N平均值214.57均高于中–贫矿金伯利岩的32.81和104.76μg/g。说明含矿性较好的金伯利岩虽然其轻重稀土及稀土总量比含矿性较差的金伯利岩低，但其轻重稀土分馏程度却比之偏高。

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图木自治县市13042321985： 辽宁瓦房店地区钻石矿具体位置 - ？
莫怖复方： 据大连市国土资源和房屋局地质矿产管理处处长王欣军介绍,2009年,辽宁地勘局第六地勘队在瓦房店地区进行矿藏勘测时,在位于瓦房店市太阳街道大境内的110号岩管附近发现了这座金刚石矿,此后通过钻探等方式,对矿藏情况进行了确认,按目前已掌握的数据分析,该金刚石矿的储量在21万克拉左右,品位为每立方米0.84克拉.因目前尚属于普查阶段,准确储量需进一步详查.

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莫怖复方： 辽宁省大连市瓦房店地区发现一座大型金刚石矿,预计蕴藏有二十一万克拉宝石及钻石,其纯度超过世界最著名的南非金刚石矿. 辽宁省政协委员、省地质矿产勘查局局长于文礼,二十一日在辽宁省十一届人大三次会议上向记者透露,该大型...

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莫怖复方： 中国的钻石储量是亚洲第一.在辽宁瓦房店,山东蒙阴县,湖南沅水流域,有正在开采的钻石矿,但规模不大,产量少,年产量都在10万克拉以下. 另外,在河南、湖北、辽夏、山西、四川、河北也都有报道发现钻石,但品位低、质量差未达到开采要求.

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莫怖复方： 中国钻石资源与产地中国的金刚石探明储量和产量均居世界第10名左右,年产量在20万克拉,钻石主要在辽宁瓦房店、山东蒙阴和湖南沅江流域,其中辽宁瓦房店是目前亚洲最大的金刚石矿山.中国于1965年先后在贵州和山东找到了金伯利...

图木自治县市13042321985： 中国钻石产地有哪些 - ？
莫怖复方： 湖南沅江流域,砂矿,分布较零散,但质量好.贵州和山东蒙阴,原生矿,其中山东钻偏黄,多为工业用钻石.辽宁瓦房店,我国最大原生钻石矿,储量大,质量好,钻石价格高.