什麼樣的地質有金伯利岩
Ⅰ 金伯利岩層屬哪個地質紀
不同地區金伯利岩層形成年代不同，一般都比較久遠。
我 國遼寧的金伯利岩層約形成於4億年前的泥盆紀早期,是大型鑽石礦的主要來源。
Ⅱ 求教這是什麼石，是金伯利岩石么，金伯利岩又是什麼謝謝
是的你所示的圖片正是盛產金剛石的金佰利岩石，你要發財啦！
Ⅲ 請問，什麼地質才可能出現金伯利岩的圖書那有。叫什麼書。初學者。
不含長石的偏鹼性淺層岩。火成岩，是找鑽石的指標岩。建議你讀讀岩石學，桑隆康寫的。專門介紹金伯利岩的書不多，可以搜搜相關文獻看看。
Ⅳ 金伯利岩
（一）概述
金伯利岩（kimberlite）是一種蛇紋石化的斑狀金雲母橄欖岩。金伯利岩在自然界分布很少，一般呈小的侵入體產出，出露面積佔地表出露的所有火成岩總面積的0.1％以下，是一種不常見的岩石類型，屬於淺成－超淺成岩。但是，金伯利岩在岩石學特別是深部地質研究和國民經濟中都佔有重要的地位。在學術價值上，金伯利岩是自然界起源最深的火成岩之一，來自150～200km的地幔岩石圈下部，最初的流體可能來自地幔過渡帶，往往還攜帶有地幔橄欖岩和下地殼岩石捕虜體，保存了大量的深部物質組成和地質過程的記錄（鄭建平和路鳳香，1999），能夠提供深達200km范圍內的岩石類型、礦物組成、地球化學特徵、溫度及應力狀態等有關的信息，是研究地球內部的重要窗口。在經濟價值上，金伯利岩與金剛石（鑽石）這一昂貴的寶石資源有著極為密切的聯系，是金剛石的主要母岩。世界上具寶石價值的金剛石絕大多數產於金伯利岩中。例如，世界上最大的寶石級金剛石 「庫利南」（Cullinan）（重3106克拉）就產於南非 「普列米爾」（Premier）金伯利岩岩管中。然而，金剛石主體並非是金伯利岩岩漿結晶的，金剛石的年齡一般都老於攜帶它的金伯利岩的形成年齡（鄭建平等，1991）。
1870年在南非首次發現了含原生金剛石的杜突依斯潘（Dutoispan）金伯利岩岩筒，之後又相繼發現了金伯利（Kimberley）、德比爾斯（DeBeers）、巴爾弗坦（Bultfontein）等著名的富含金剛石的岩筒，自此揭開了人類研究金伯利岩及原生金剛石礦床的篇章。至2001年，全球共發現5000多個金伯利岩筒，其中具有重要經濟價值的有100多個，佔全部的2％。我國先後在1965年和1970年發現了山東蒙陰和遼寧復縣兩個含金剛石的金伯利岩岩區，其中復縣50號岩管產出的金剛石品質上乘，在國際市場上廣受歡迎。
大多數金伯利岩蝕變非常強烈，其原生礦物和岩石結構保存很差。不過，大量研究表明，金伯利岩的礦物成分非常復雜，不僅含有由岩漿直接結晶的礦物，如橄欖石、金雲母、鈦鐵礦、尖晶石（鉻鐵礦）、鈣鈦礦、磷灰石、鋯石等；而且還有岩漿自源區及上升途中攜帶的地幔和地殼物質解體後的捕虜晶（外來的礦物），如粗晶橄欖石、鎂鋁榴石、鉻鐵礦、金剛石、鋯石等；此外，由於岩漿富含揮發分，還出現碳酸鹽及含水的硅酸鹽礦物。
（二）岩相學特徵
1.礦物組成
組成金伯利岩的礦物種類很多，僅就我國復縣及蒙陰兩個岩區的統計，已經發現礦物可達到86種。這里僅介紹最主要的礦物類型及特徵。
◎橄欖石：為金伯利岩中含量最高的礦物，可分為三個世代，最早者為橄欖石粗晶（macrocrystal），為渾圓狀或卵圓形，多數為2～4mm，最大可達1cm，成分為鎂橄欖石；第二世代為橄欖石斑晶，自形好，具完好的六邊形，一般小於2mm，成分也是鎂橄欖石（圖11－1）。基質橄欖石為第三世代，顆粒小，成分為鎂橄欖石或鈣鎂橄欖石。我國金伯利岩中幾乎所有的橄欖石都遭受了強烈的自交代作用，形成蛇紋石及碳酸鹽的假象。多數人認為，粗晶橄欖石不是岩漿直接結晶的產物，而是地幔的捕虜晶。Arndt et al.（2010）提出了結合晶體形態、內部變形和成分來區分捕虜晶和斑晶的標准。
◎石榴子石：是金伯利岩中的重要礦物，其中高鉻低鈣的鎂鋁榴石與金剛石有共生關系，因此在找礦方面意義重大。石榴子石常呈粗晶及巨晶（megacrystal）產出，粗晶為地幔的捕虜晶，巨晶為金伯利岩岩漿早期結晶的產物。粗晶石榴子石常呈渾圓狀，經常出現次變邊，次變邊為褐色、暗綠色至黑色，由單斜輝石、斜方輝石、尖晶石、金雲母、蛇紋石及隱晶質組成，被稱為次變石榴子石（kelyphite），這是由於來源於地幔的石榴子石一旦從其穩定區遷移出來後發生了分解和反應所致。石榴子石成分主要為鎂鋁榴石－鐵鋁榴石－鈣鋁榴石系列，表現出成分有一定的變化范圍。含Cr2O3高CaO低者為紫青色，含MgO高者為粉紅色，含FeO高者為橙色或深紅色。粗晶多為紫青色－粉紅色系列，巨晶為橙色系列。與金剛石密切伴生的是CaO＜3％，Cr2O3 ＞4％的紫青色鎂鋁榴石。
圖11－1 第二世代自形橄欖石形成的顯微斑狀結構（遼寧復縣，單偏光，10×4）（引自鄭建平博士論文，1997）
◎金雲母：金伯利岩中有三個世代的金雲母，巨晶、斑晶和基質。它們多是岩漿結晶形成的，但結晶的時間不同，巨晶結晶於高壓的條件，晶體大，可達數厘米，有熔蝕和暗化邊，也可發現波狀消光的現象；斑晶結晶於岩漿上升的途中；基質結晶於岩體侵位之後。金伯利岩中的金雲母有時出現反吸收，即Ng＜Nm ＜Np。反吸收出現的原因是雲母中Si或Si＋Al的含量不足所致，可能伴隨四面體位置上Fe、Ti的增加。
◎尖晶石：在金伯利岩中呈粗晶和基質產出，雖然數量不多但十分普遍。粗晶尖晶石源於地幔，與上升的岩漿不平衡，也常有反應邊發育，其反應邊的主要成分為磁鐵礦。粗晶尖晶石一般為0.1～0.5mm，形狀呈渾圓狀，而基質尖晶石則小於0.08mm，自形好。尖晶石的顏色隨Cr2O3含量升高由透明的暗褐紅色變為不透明。含Cr2O3高的尖晶石（鉻鐵礦）是尋找金伯利岩的指示礦物。
◎富鈦礦物：包括鈦鐵礦、鈣鈦礦、金紅石、鎂鈦鐵礦、沂蒙礦（K（Cr，Ti，Fe，Mg）12O19）等。前三種為岩漿結晶成因，普遍出現於金伯利岩的基質中；鎂鈦鐵礦多為地幔來源的粗晶，沂蒙礦是我國學者在山東蒙陰金伯利岩岩區紅旗27號岩脈中首次發現的，大小0.5～2mm；黑色，不透明，金屬光澤，片狀及薄板狀，為地幔交代作用的產物，它與鎂鈦鐵礦都是尋找金剛石的指示礦物。
◎蝕變礦物：指受到流體交代形成的礦物。金伯利岩中的蝕變礦物最常見的是蛇紋石、碳酸鹽、綠泥石等，它們一般呈集合體交代假象出現，有時可以在顯微鏡下見到蛇紋石與碳酸鹽呈環帶狀交代橄欖石，暗示交代流體的成分具H2O和CO2交互作用的特徵。
除上述礦物外，還有磷灰石、鋯石、硫化物、自然元素（如自然鐵、自然銀、自然銅、自然錫、自然硅等）、元素互化物（碳化硅、碳化鎢、硅鐵礦等）。後三類礦物的出現反映了極端還原的結晶環境，這與金剛石形成於還原環境的特徵相吻合。
另外，在金伯利岩人工重砂中可以發現直徑多數小於1mm、非晶質或晶質的 「熔離小球」，按成分可分為三種類型，即高鐵鈦小球、硫鐵鎳小球和淺色硅鋁質小球。熔離小球是在岩漿結晶的晚期階段，相對富含CO2、SO2、FeO、MnO、TiO2，並處於快速上升快、降溫和降壓的情況下，岩漿中出現了多種局部有序區的條件下發生的（路鳳香等，2007）。
表11－1 金伯利岩的成因結構分類
（據路鳳香，1996，簡化）
2.結構構造
（1）常見結構
金伯利岩是由地幔物質、岩漿及揮發分三種組分固結形成的岩石，這一特徵不僅表現在礦物的類型方面，也表現在結構方面。金伯利岩的成因結構分類見表11－1。現將常見的結構介紹如下：
◎粗晶斑狀結構：是金伯利岩最常見的結構類型。岩漿在源區捕虜地幔橄欖岩解體的橄欖石形成了這種結構。特點是粗粒渾圓狀的橄欖石分散在基質中，手標本尺度觀察十分清楚。山東蒙陰勝利1號小管粗晶含量高達40％，金剛石的品位也很高，二者具有明顯的正相關關系。橄欖石容易蛇紋石化。巨晶有時難與粗晶相區別，但巨晶個體更大，一般大於1cm，最大可達數十厘米，巨晶在岩石中分布不均勻，且數量很少，因此顯示出不等粒結構。
◎顯微斑狀結構：在顯微鏡尺度下觀察，自形的斑晶均勻分散於基質之中，斑晶為橄欖石及少量金雲母，橄欖石多蛇紋石化（圖11－1）。
◎自交代結構：自交代結構是指與金伯利岩岩漿活動相關的流體參與下（並非來自圍岩或大氣循環水），橄欖石或石榴子石受到自交代作用後，隨著交代作用的增強依次形成網環結構（沿裂隙交代）、交代殘余（交代作用不完全，礦物內部仍保留的新鮮部分）、交代環帶（交代產物不止一種並形成環帶）及交代假象（完全交代未見殘留）結構等。
（2）常見構造
包括塊狀構造，角礫狀構造及岩球構造等。角礫狀構造的角礫成分有圍岩的，也有地幔來源的，它們不均勻地分布於金伯利岩中，便形成了這種構造。岩球構造是指在岩石中有金伯利岩成分的球體，球體大小變化於2mm～10cm，球體的核心為礦物碎屑，外圍為細粒金伯利岩，這些球體又被粗晶金伯利岩所膠結。
（三）岩石化學
金伯利岩的化學成分見表11－2，從表中可以看出，金伯利岩MgO含量高，富含揮發分，SiO2和Al2O3含量低。
金伯利岩屬SiO2不飽和岩類，與一般的橄欖岩類的相同之處是：它的SiO2含量低，一般小於40％，少部分高於40％；微量元素中的相容元素Cr、Ni、Co含量高。與橄欖岩不同之處為：K2O、Na2O及不相容元素Rb、Ba、Nb、LREE等含量高，且K2O＞Na2O。此外，金伯利岩富含揮發分H2O和CO2。
表11－2 一些代表性的金伯利岩及鉀鎂煌斑岩化學成分（wB/％）
續表
1.中國蒙陰地區古生代金伯利岩（Lu et al.，1998）；2.南非Kimberley地區中生代金伯利岩（Le Roex et al.，2003）；3.俄羅斯Kola Peninsula地區古生代高Ti和Fe金伯利岩（Beard et al .，1996）；4.俄羅斯Kola Peninsula地區古生代金伯利岩（Beard et al.，1996）；5.印度Cuddapah盆地和Dharwar克拉通元古宙金伯利岩（Chalapathi Rao et al.，2004）；6.印度Cuddapah盆地和Dharwar克拉通元古宙鉀鎂煌斑岩（Chalapathi Rao et al .，2004）；7.南極Gaussberg鉀鎂煌斑岩（Gill，2010）；8.西澳的鉀鎂煌斑岩（羅會文和楊光樹，1989）；9.貴州鎮遠白墳鉀鎂煌斑岩（羅會文和楊光樹，1989）。
（四）產狀和類型
世界上的金伯利岩幾乎都分布在穩定的地台（克拉通）內部，如南非、西伯利亞、南美洲、加拿大、澳大利亞、印度和中國的華北克拉通等。金伯利岩的形成時代主要為元古宙（以澳大利亞、印度為代表）、古生代（以歐洲、西伯利亞和中國為代表）和中生代（以南非和加拿大為代表），少量的形成在古近－新近紀，比如加拿大Lac de Gras地區（Janse ＆Sheahan，1995）。
金伯利岩岩體常以岩脈、岩筒或岩管產出，但規模都很小，岩管直徑僅數百米，形成淺成或超淺成相；也可以溢出地表形成火山口相。
圖11－2 金伯利岩岩漿侵位的理想模式（據Mitchell，1986）
根據在南非開採金剛石的過程中對金伯利岩的揭露，Mitchell（1986）提出了金伯利岩岩漿侵位的理想模式（圖11－2），即自下而上劃分出了根部相（包括淺成的岩牆、岩床）、火山通道相（火山頸）和火山口相，不同的相出現的岩石類型不同，常見的有粗晶斑狀金伯利岩（淺成相）、細粒金伯利岩（淺成相）、金伯利凝灰岩（火山通道相）、岩球金伯利岩及金伯利角礫岩（火山通道相）。在此基礎上，Field ＆ Smith（1999）和Skinner ＆Marsh（2004）結合對南非和加拿大金伯利岩筒的研究將金伯利岩岩筒分為三種類型：第一種類型的金伯利岩岩筒由火山頸相、過渡相、淺成相和火山口相組成，其火山口相以球狀岩漿碎屑（pelletal magmaclasts）和大量的微晶質透輝石為特徵；第二種和第三種類型的金伯利岩岩筒均由淺成相和火山口相組成，但是其火山口相不同。其中，第二種類型的金伯利岩筒的火山口相主要為火成碎屑金伯利岩（pyroclastic kimberlite）和類似變形蟲的角礫，第三種類型的金伯利岩岩筒主要為再沉積的火山碎屑金伯利岩（resedimented volcaniclastic kimberlite）和稜角狀的岩漿碎屑（angularmagmaclasts）。
（五）岩石成因與含礦性
岩石學和地球化學研究表明，金伯利岩並不是單一岩漿結晶的產物，而是一種包含固態物質（如地幔與地殼物質解體的捕虜晶）和富揮發分的粥狀熔漿結晶形成的。因此，它由熔體、地幔與地殼固態物質及揮發分這三種組分組成。
一般認為，與金伯利岩有關的岩漿是在150～200km以上的地幔深處由石榴子石橄欖岩在含H2O和CO2的條件下經低程度部分熔融形成的（Eggler ＆ Wendlandt，1979；Wyllie，1980；Canil ＆Scarfe，1990；Dalton ＆Presnall，1998）。Ringwood et al.（1992）認為，金伯利岩是交代的方輝橄欖岩發生低度部分熔融的產物；池際尚等（1996）認為，金伯利岩及橄欖鉀鎂煌斑岩都處於地幔－岩漿－流體三組分體系中，在一定的岩石圈動力學環境里，由地幔物質、低程度熔融的富鉀超鎂鐵－鎂鐵質岩漿以及以C、H、O、N、S為主要成分的流體這三種端元進行相互反應、混合而固結形成混染岩（hybrid rock）。據Kamenetsky et al.（2008）研究，最初形成的熔體（原金伯利岩漿）是一種富氯化物和碳酸鹽的流體，其SiO2含量很低。當岩漿在向地表上升途中，由於與地幔岩石的相互作用，才逐漸變成所看到的金伯利岩岩漿的成分。流體與地幔的相互作用包括：流體同化橄欖石和其他地幔礦物而使其MgO含量升高，最後形成了低硅高鎂的成分特點。Kamenetsky et al.（2004，2008）利用Udachnaya金伯利岩中橄欖石內的輝石和石榴子石包裹體的成分，推斷了這些捕虜晶是在岩石圈地幔的下部結晶的，壓力相當於5GPa，溫度為900～1000℃。據研究，原金伯利岩（proto－kimberlite）流體來源很深，可能來自地幔過渡帶，這些流體是由於橄欖石發生壓實作用而向上遷移的（Grégoire et al.，2006）。在這些認識基礎上，Arndt et al.（2010）提出了金伯利岩形成的兩階段模式：第一階段，在地幔深處（地幔過渡帶？）產生的富CO2的流體在岩石圈底部聚集，形成富流體囊，流體與周圍的岩石反應，消耗掉輝石和石榴子石，只留下橄欖石。因此，由於交代作用，在流體囊周圍就形成純橄欖岩，遠離流體囊形成二輝橄欖岩。第二階段，由於流體囊中壓力的作用，周圍的橄欖岩發生破裂，先前被輝石和石榴子石混染的流體進入到裂隙中，並向地錶快速流動。在上升過程中，會先後捕虜純橄欖岩和其他的變形橄欖岩。
近年來的研究表明，有經濟價值的金剛石不是岩漿結晶形成的，而是地幔的捕虜晶。所以，金伯利岩中地幔物質，例如粗晶橄欖石的含量愈高，含金剛石性就愈好。
Ⅳ 金伯利岩是地名還是什麼
金伯利岩（kimberlite）是一種偏鹼性的超基性岩。是具斑狀結構和（或）角礫狀構造的雲母回橄欖岩。答因1887年發現於非洲金伯利（Kimberley）而得名。舊稱角礫雲母橄欖岩。多呈黑、暗綠、灰等色。中國山東、遼寧、河北均有產出，呈岩脈狀和火山喉管相等淺成岩體。其時代，以白堊紀為主。金伯利岩為包括火山角礫岩（或凝灰岩）到淺成侵入岩的一套岩石。常見類型有凝灰質金伯利岩、角礫狀金伯利岩及斑狀金伯利岩等。金伯利岩主要分布在地殼構造運動的穩定地區，多呈岩筒、岩床、岩牆產出。與之有關的礦產主要為金剛石，是金剛石的母岩。
Ⅵ 金伯利岩重砂礦物特徵及侵位時代
遼寧金伯利岩的侵位時代前人已有比較多的工作，但是不同的研究結果有一定的差異。為了准確確定金伯利岩的侵位時代，本項目對遼寧瓦房店50號岩管原岩、尾礦、42號岩管原岩、111號岩管和1號岩脈風化樣品等5個樣品進行了研究，首次在遼寧的金伯利岩石中獲得了較多的斜鋯石的樣品，部分重砂樣品見表2.7。
電子探針分析使用JXA-8100型電子探針分析儀測得，分析電壓15.0kV。鋯石的陰極發光（CL）及背散射（BSE）圖像從載入在該儀器上的附件——美國GATAN公司MonoCL3+陰極發光系統上獲得。陰極發光圖像放大倍數從40～250倍不等，相關圖已標注比例尺，其空間解析度為6nm。
鋯石部分U–Pb定年和重砂礦物微量元素含量分析利用LA-ICP-MS方法完成。LA-ICP-MS載入在安捷倫公司的Agilent7500a等離子體質譜儀和Coherent Lambda Physik GmbH的GeoLas2005激光剝蝕系統的聯機上進行。激光剝蝕過程採用氦氣作載氣、氬氣為補償氣以調節靈敏度，二者在進入ICP之前通過一個T型接頭混合。在等離子體中心氣流（Ar+He）中加入了少量氮氣，以提高儀器靈敏度、降低檢出限和改善分析精密度。每個時間分辨分析數據包括大約20～30s的空白信號和50s的樣品信號。詳細的儀器操作條件同Liu et al.（2008）。本次實驗激光能量50mJ，頻率8Hz，激光束斑直徑32μm。
表2.7 遼寧金伯利岩重砂礦物統計表Table 2.7 Heavy minerals in kimberlites from Liaoning
重砂分選單位：河北廊坊誠信地質服務有限公司。
鋯石U–Pb同位素定年中採用鋯石標准91500作外標進行同位素分餾校正，每分析5個樣品點，分析2次91500標樣。對於與分析時間有關的U-Th-Pb同位素比值漂移，利用91500的變化採用線性內插的方式進行了校正。而礦物微區元素含量LA-ICP-MS分析以USGS參考玻璃（如BCR-2G，BIR-1G和BHVO-2G）為校正標准，NIST610為內標，採用多外標、內標法對元素含量進行定量計算，這些USGS玻璃中元素含量的推薦值據GeoReM資料庫。
對分析數據的離線處理（包括對樣品和空白信號的選擇、儀器靈敏度漂移校正、U–Pb諧和年齡的計算和元素含量計算）採用軟體ICP-MS Data Cal6.2（Liu et al.，2008）完成。
2.2.4.1 金伯利岩中石榴子石重砂礦物特徵
石榴子石是金伯利岩中最重要的副礦物之一，是抗蝕變作用最強的硅酸鹽礦物。遼寧金伯利岩中石榴子石的端元組分主要為鎂鋁榴石，其次為鐵鋁榴石和鈣鉻榴石（表2.8，2.9，2.10）。石榴子石粒度一般為4～5mm，最小為0.05mm左右，最大達3～4cm。在金伯利岩中石榴子石常呈橢圓狀、扁圓狀和稜角狀碎塊，具晶面者很少見。這種形態特徵，除與結晶習性有關外，更重要的可能是金伯利岩噴發過程中受磨蝕和熔蝕作用所致（董振信，1981）。金伯利岩中石榴子石的次生蝕變邊發育。石榴子石表面常見有疊瓦狀、稜柱狀、瘤狀、鮞狀及核桃狀等蝕象。遼寧金伯利岩中石榴子石顏色一般可分為紫色和橙色2個系列。前者包括藍紫、淡紫、淡粉、玫瑰、紫紅等色；後者包括淺橙、橙黃等色。鎂鋁榴石常以紫色系為主，而鐵鋁榴石則以橙色系居多。
遼寧金伯利岩中石榴子石的Cr2O3含量變化范圍較大（0～10.56%），但大部分Cr含量較高，Al2O3含量在15.455%～22.126%之間，Cr2O3和Al2O3呈明顯的負相關關系，這與Cr3+、Al3+具有相同的地球化學性狀而成類質同象替代有關。石榴子石的MgO含量變化也較大，在5.249%～22.828%之間。CaO含量為
表2.8 遼寧111號岩管金伯利岩中重砂石榴子石的化學成分及端元組分Table 2.8 Chemical composition and end-member components of heavy mineral garnets in the No. 111 kimberlite pipe of Liaoning
表2.9 遼寧42號岩管金伯利岩原岩中重砂石榴子石的化學成分及端元組分Table 2.9 Chemical composition and end-member components of heavy mineral garnets in the No. 42 kimberlite pipe of Liaoning
續表
表2.10 遼寧50號岩筒金伯利岩原岩中石榴子石的化學成分及端元組分Table 2.10 Chemical composition and end-member components of heavy mineral garnets in the No. 50 kimberlite pipe of Liaoning
0.752%～6.947%。TiO2含量一般低於0.5%，最低僅為0.009%，最高可達1.327%。
石榴子石的稀土元素球粒隕石標准化分布型式如圖2.7所示。LW4、LW5石榴子石樣品的球粒隕石標准化曲線可以分為兩組，其中一組含鎂和鉻較低的石榴子石（鐵鋁榴石為主）較為平緩，LREE虧損，HREE則相對較富集，δEu和δCe無異常或較低負異常；另外一組含鎂和鉻較高的鎂鋁榴石則輕稀土虧損，重稀土非常富集，球粒隕石標准化曲線呈現為從右向左的傾斜線（圖2.7，右）。但111號岩管中石榴子石主要為低鎂的鐵鋁石榴子石，其ΣREE和HREE含量明顯高於其餘另外2個岩管的樣品，LREE虧損更為顯著，重稀土的富集程度較高，表現為一條左端較陡右端較緩的左傾曲線，δCe和δEu表現為強烈的負異常（圖2.8），顯示石榴子石的來源和前面2個岩筒明顯不同。
利用石榴子石的Ca組分和Cr組分作壓力效應圖（圖2.9），除111號岩管石榴子石外，其餘石榴子石形成壓力均大於30×105kPa，最高可接近60×105kPa，部分石榴子石的形成壓力還在金剛石穩定區（>40×105kPa）內，表明其來源深度較深。
圖2.7 金伯利岩原岩中重砂石榴子石稀土元素球粒隕石標准化分布型式圖
（左：遼寧42號岩管；右：遼寧50號岩筒）
Figure 2.7 The chondrite-normalized diagram showing the distribution pattern of REEs of heavy mineral garnets in kimberlites
（Left: The No. 42 kimberlite pipe of Liaoning; Right: The No.50 kimberlite pipe of Liaoning）
圖2.8 遼寧111號岩管金伯利岩風化自然重砂石榴子石稀土元素球粒隕石標准化分布型式圖
Figure 2.8 The chondrite-normalized diagram showing the distribution pattern of REEs of heavy mineral garnets in the No. 111 kimberlite pipe of Liaoning
圖2.9 遼寧和山東金伯利岩中石榴子石Ca組分—Cr組分的壓力效應圖
（據董振信，1992）
Figure 2.9 Pressure effect of Ca—Cr in kimberlites from Liaoning and Shandong
（after Dong Zhenxin，1992）
2.2.4.2 重砂鋯石的稀土微量元素及其U-Pb年齡
遼寧瓦房店金伯利岩中含有大量鋯石，鋯石顆粒呈無色至深淺不同的黃褐色。遼寧瓦房店鋯石形態呈短柱狀、渾圓狀為多，可見表面多種晶面發育。陰極發光圖像顯示遼寧瓦房店金伯利岩中鋯石大部分都具有或寬或窄的岩漿振盪環帶，但部分鋯石可以看到繼承鋯石的殘留核，部分表現出無分帶或弱分帶的特徵，陰極發光（CL）圖偏暗（圖2.10，2.11）。
鋯石的稀土含量較高（表2.11，2.12，2.13，2.14），從73.91μg/g（LW4-17）到2616.38μg/g（LW3-01）不等，鋯石都顯示明顯的HREE富集，正Ce異常和較低的負Eu異常，表現出殼源鋯石的特徵（圖2.12，2.13）。
圖2.10 金伯利岩中的鋯石
（選自LW1）
Figure 2.10 Zircons in kimberlites
（selected from LW1）
圖2.11 鋯石陰極發光圖像
（選自LW4）
Figure 2.11 Cathodoluminescence images of zircons
（selected from LW4）
表2.11 遼寧1號岩脈金伯利岩中鋯石稀土元素含量及有關地球化學參數Table 2.11 REEs contents and relevant geochemical parameters of zircons in the No.1 kimberlite pipe of Liaoning
表2.12 遼寧111號岩管金伯利岩中鋯石稀土元素含量及有關地球化學參數Table 2.12 REEs contents and relevant geochemical parameters of zircons in the No.111 kimberlite pipe of Liaoning
續表
測試單位：中國地質大學（武漢）地質過程與礦產資源國家重點實驗室
表2.13 遼寧42號岩管金伯利岩中鋯石稀土元素含量及有關地球化學參數Table 2.13 REEs contents and relevant geochemical parameters of zircons in the No.42 kimberlite pipe of Liaoning
測試單位：中國地質大學（武漢）地質過程與礦產資源國家重點實驗室
表2.14 遼寧50號岩筒金伯利岩中鋯石稀土元素含量及有關地球化學參數Table 2.14 REEs contents and relevant geochemical parameters of zircons in the No.50 kimberlite pipe of Liaoning
測試單位：中國地質大學（武漢）地質過程與礦產資源國家重點實驗室
遼寧金伯利岩中所有鋯石的Th/U比值均較高，介於0.10～1.95之間，反映出岩漿鋯石的特點（吳元保，鄭永飛，2004）。鋯石U–Pb年齡數據見表2.15，2.16，2.17，2.18，除部分鋯石因Pb的丟失或加入導致年齡異常外，大部分數據都在諧和線附近，顯示出一致性，其中1號脈多數數據不一致線與諧和曲線相交上交點年齡為2897Ma，下交點年齡為1082Ma（圖2.14）；111號岩管上交點年齡為2390Ma，下交點年齡為463Ma（圖2.15）；42號岩管上交點年齡為2498Ma，下交點年齡為1144Ma（圖2.16）。50號岩筒上交點年齡為2378Ma，下交點年齡為1276Ma（圖2.17）。兩地最老及最年輕的鋯石均出現在LW1樣品中，較老者取其207Pb/206Pb年齡為3336.7±24.7Ma，較年輕者取其206Pb/238U年齡為127.7±1.6Ma（Composton et al. ，1992；萬渝生等，2004）。因為重砂鋯石不一定形成於同一次地質事件中，但遼寧金伯利岩鋯石不一致線與諧和曲線相交上交點大部分年齡均較老（2.4～2.9Ga），與華北克拉通新太古代古大陸拼合（2.4～2.6Ga）事件（翟明國，卞愛國，2000）、華北克拉通東部晚太古代TTG片麻岩結晶基底年齡一致（Zhao et al.，1998；趙國春等，2002；李江海等，2006），說明金伯利岩中存在古老結晶基底的鋯石或者金伯利岩的形成與這個時代板塊構造活動有關，而有分別對應1.1～1.2Ga，和古生代463Ma年下交點年齡的鋯石顯示出金伯利岩在中元古代和上中奧陶統經歷過明顯的岩漿活動或受到岩漿熱事件明顯的影響，造成過鉛同位素的掉失，其中最小下交點年齡463Ma和根據斜鋯石確定的480Ma的年齡接近，可能是金伯利岩岩漿晚期結晶產物。
圖2.12 金伯利岩重砂鋯石稀土元素球粒隕石標准化分布型式圖
（左：遼寧1號岩管；右：遼寧111號岩管）
Figure 2.12 The chondrite-normalized diagram showing the distribution pattern of REEs of heavy mineral zircons in kimberlites
（Left: The No. 1 kimberlite pipe of Liaoning; Right: The No.111 kimberlite pipe of Liaoning）
圖2.13 原岩重砂鋯石稀土元素球粒隕石標准化分布型式圖
（左：遼寧金伯利岩42號岩管；右：遼寧金伯利岩50號岩筒）
Figure 2.13 The chondrite-normalized diagram showing the distribution pattern of REEs of heavy mineral zircons in protolith
（Left: The No.42 kimberlite pipe of Liaoning; Right: The No.50 kimberlite pipe of Liaoning）
2.2.4.3 斜鋯石稀土、U-Pb年齡及Hf同位素組成
遼寧金伯利岩中的斜鋯石僅在遼寧瓦房店1號岩管內有發現。斜鋯石大小10～100µm，顏色較深，多呈半自形柱狀或碎屑狀（圖2.18）。斜鋯石的U–Pb定年測定在中國科學院地質與地球物理研究所岩石圈演化國家重點實驗室Cameca1280 SIMS上完成，測試的技術方法參照Li et al.（2010a），採用年齡為2059.6MaPhalaborwa斜鋯石作為參考標准（Heaman，2009）。分析前樣品表面噴～30 nm高純度的Au，測試時O-2加速電壓為13kV，電流為10nA，分析點斑束大小為20nm×30nm。每測定3個樣品點測定一個參考標准樣品。
表2.15 遼寧1號金伯利岩岩脈中重砂鋯石U-Pb年齡數據Table 2.15 U-Pb age data of heavy mineral zircons in the No.1 kimberlite pipe of Liaoning
圖2.14 LW1（1號脈 ）鋯石U-Pb年齡分析諧和曲線及年齡分布圖
Figure 2.14 Concordia diagram with zircon U–Pb data and U–Pb age distribution for LW1 （the No.1 dyke）
表2.16 遼寧111號岩管金伯利岩中重砂鋯石U-Pb年齡數據Table 2.16 U-Pb age data of heavy mineral zircons in the No.111 kimberlite pipe of Liaoning
圖2.15 LW3（111號岩脈）鋯石U-Pb年齡分析諧和曲線及年齡分布圖
Figure 2.15 Concordia diagram with zircon U–Pb data and U–Pb age distribution for LW3 （the No.111 dyke）
表2.17 遼寧42號岩管金伯利岩原岩中重砂鋯石U-Pb年齡數據Table 2.17 U-Pb age data of heavy mineral zircons in the No.42 kimberlite pipe of Liaoning
圖2.16 LW4（42號岩管）鋯石U-Pb年齡分析諧和曲線及年齡分布圖
Figure 2.16 Concordia diagram with zircon U–Pb data and U–Pb age distribution for LW4 （the No.42 pipe）
表2.18 遼寧金伯利岩50號岩筒原岩重砂鋯石U-Pb年齡數據Table 2.18 U–Pb age data of heavy mineral zircons in the No.50 kimberlite pipe of Liaoning
測試單位：中國地質大學（武漢）地質過程與礦產資源國家重點實驗室
圖2.17 LW5（50號岩筒）鋯石U-Pb年齡分析諧和曲線及年齡分布圖
Figure 2.17 Concordia diagram with zircon U–Pb data and U–Pb age distribution for LW5 （the No.50 pipe）
圖2.18 金伯利岩中的斜鋯石
（左）（LW1，正交偏光），LW1斜鋯石稀土元素球粒隕石標准化分布型式圖（右）
Figure 2.18 Baddeleyite in kimberlite
（left，LW1，cross-polarized light），the chondrite-normalized diagram showing the distribution pattern of REEs of baddeleyite from LW1 （right）
Hf 同位素測試在中國科學院地質與地球物理研究所岩石圈演化國家重點實驗室Neptune多接收電感耦合等離子體質譜儀（MC-ICPMS）上完成，激光波長為193nm，Lu-Hf 同位素分析採用Wu等人（2006）介紹的方法與步驟。採用He 和Ar作為傳輸氣體，光斑大小30µm，同時檢測172Yb，173Yb，175Lu，176（Hf+Yb+Lu），177Hf，178Hf，179Hf 和180Hf等8個同位素信號，100mJ下激光激發頻率為4Hz；176Lu對176Hf的干擾採用175Lu/176Lu=0.02655進行校正，並假設Lu的分餾與Hf的分餾情形相同。176Yb對176Hf的干擾採用實測Yb的分餾系數，並假設176Yb/172Yb=0.5887，實際測定過程中以176Hf/177Hf 0.282305 ± 21的91500為外部標准（Wu et al.，2006）。176Lu 衰變常數採用 1.867×10-11y-1（Soderlund et al.，2004） ，採用Blichert-Toft and Albarede （1997） （176Lu/177Hf）CHUR= 0.0332和（176Hf/177Hf）CHUR= 0.282772來計算εHf（t），模式年齡根據（176Lu/177Hf）DM= 0.0384和（176Hf/177Hf）DM= 0.28325 進行計算 （Griffin et al.，2000）。兩階段年齡（TDM2） 岩石圈地幔具有相同的Lu/Hf 值，176Lu/177Hf 採用 0.022（Amelin et al.，1999）。數據處理採用ISOPLOT 軟體（Ludwig，2003）。
LW1斜鋯石表現出明顯的δCe正異常，輕重稀土都較為富集，其標准化分布型式為左邊較陡峭，右邊較平直的曲線（圖2.18，右）。
斜鋯石的U–Pb同位素數據如表2.19所示，其Th含量較低，但是變化范圍較大，量少者僅幾μg/g，量高者可達1328μg/g，平均為106.76μg/g。U含量相對較高，范圍為628～2958μg/g，平均達1275.04μg/g。Th/U比值平均為0.052，最高為 0.45。LW1斜鋯石計算U–Pb年齡為443～550 Ma，年齡值和U、Th含量及U/Th值有微弱的正相關性，可能和晶體的定向性及高U含量效應有關（Williams and Hergt，2000；Li et al.，2010a），206Pb/238U加權平均年齡為483Ma（MSWD=0.21）。207Pb/206Pb的分析誤差0.05669 ±0.00013在允許范圍內，對應的Pb/Pb年齡為 479.6±4.9Ma （MSWD = 0.71）（圖2.19）。目前的研究顯示，金伯利岩的斜鋯石是非常稀少的，其出現只有兩種方式，其一是作為鋯石的反應邊存在，這種方式存在的斜鋯石往往具有核心並且可能具有平行連生的自形晶結構，並且邊緣的U含量高於核心，本文樣品沒有發現上述現象。斜鋯石的第二種產出方式是作為地幔來源的巨晶出現，形成後被金伯利岩帶到地表（Schärer et al.，1997；Heaman and LeCheminant，2000），後者其U–Pb年齡和金伯利岩的侵位年齡一致，可以看作是金伯利岩的侵位年齡。本文樣品的特徵顯示，斜鋯石大多是半自形和碎塊狀的，其εHf（480Ma） （圖2.20）也和金伯利岩岩漿的值-0.3～-6和金伯利岩鋯石巨晶的值-40（Zhang and Yang，2007，Zheng et al.，2009），其來源只能是後者，因此，斜鋯石為483Ma206Pb/238U加權平均年齡和479.6±4.9Ma Pb/Pb年齡可以認為是比較可靠的侵位年齡（Li et al.，2011）。
表2.19 LW1斜鋯石U-Pb同位素數據表Table 2.19 U-Pb isotope data of baddeleyites in LW1 kimberlite dyke
&f206普通鉛206Pb 在總鉛206Pb 中的百分含量 ；*指放射性成因的
圖2.19 瓦房店LW1金伯利岩脈斜鋯石陰極發光及Pb-Pb年齡圖
Figure 2.19 Cathodoluminescence images of baddeleyites in LW1 kimberlite dyke，Wafangdian and its Pb-Pb age diagram
圖2.20 瓦房店 LW1 金伯利岩脈斜鋯石εHf（480Ma）
Figure 2.20 εHf（480Ma） of baddeleyites in LW1 kimberlite dyke，Wafangdian
19個斜鋯石樣品的Hf同位素分析數據見表2.20，其εHf（0）均為負值，范圍在-17.30～-13.54 ［εHf（480Ma）-2.98～-6.75］，說明斜鋯石樣品結晶於虧損地幔。176Hf/177Hf初始值變化范圍較小，在0.282283～0.282389之間，Hf模式年齡平均值為1285.579Ma，代表了遼寧瓦房店岩石圈地幔的一次交代事件，這一年齡和華北克拉通在1.35Ga出現的廣泛的岩漿事件具有明顯的一致性（Zhang et al.，2009）。
根據金伯利岩脈重砂斜鋯石SIMS精確測年，首次獲得的U–Pb和Pb–Pb年齡數據為480～483Ma，和遼寧金伯利岩岩漿活動的時代基本上屬於早中奧陶世的地質觀察完全一致。
Ⅶ 什麼是金伯利岩
斑狀結構，斑晶為橄欖石、金雲母、石榴子石等，蛇紋石化顯著，偶見輝石;基質為細粒及隱晶質;常以岩筒(岩頸)、岩脈等形式產出。金剛石常存在於此岩中。我國已在遼寧、山東等省發現多處金伯利岩。
Ⅷ 金伯利岩的發現和開采
金伯利是南非的小鎮，1867年世人首次在那裡發現蘊藏金剛石的母岩，於是將這種岩石命名為金伯利岩，其中含金剛石的佔20%～30%，具工業價值的不足5%。具有工業意義的含金剛石金伯利岩體，主要分布在南非、波札那、扎伊爾、澳大利亞、俄羅斯和中國等國。中國的金剛石的地質勘查工作始於20世紀50年代，已發現金伯利岩脈有400餘條，分布於遼寧、山東、新疆3省，雖部分含金剛石，但具工業價值的極少。
1866年，世界金剛石的找礦史發生了歷史性的變化，在南非第一次發現金剛石。到1870年直接參加找金剛石的人數達到5萬多人。 先後在奧蘭治河及其支流發現了規模大、品位高的金剛石砂礦。1870年首次發現了含金剛石的金伯利岩岩筒「亞赫斯豐坦」岩筒和「杜托依茨潘」岩筒。1871年在金伯利城附近又發現了世界著名的「金伯利」、「德比爾斯」和「伯特豐坦」3個岩筒，並由此產生了「金伯利岩」的命名。
在1870年以前，世界各國發現的金剛石都產自砂礦。南非一個最大的「普列米爾」金伯利岩岩筒發現於1902年，該岩筒1903年投產以來，截止上世紀70年代末巳采出金剛石7800萬克拉。該岩筒還產出了許多著名的大金剛石，如最大的寶石金剛石「庫利南」等。該岩筒金剛石種類也十分豐富，達1000多種，且金剛石質量很好， 寶石級金剛石約佔55%。19世紀中葉以來，南非就取代了巴西，成為世界上金剛石的主要產地。
1907年，美國地質學家賈諾特(Janot)在扎伊爾普查金礦時在奇米尼納河的沖積物中偶然發現一顆重量0.1克拉的金剛石。 此後，人們用類似淘金的方法又找到許多金剛石砂礦。經過30多年的勘查工作，不僅找到了世界上最豐富的殘坡積和沖積砂礦，並於1946年在姆布吉瑪伊市附近發現了第一批金伯利岩岩筒群。 此後不久，在姆布吉瑪伊市西南30km處的基布阿地區又找到了新的金伯利岩岩筒群。自1953年以後，扎伊爾的金剛石產量超過了南非，一躍成為世界上產出金剛石最多的國家。
1908年在納米比亞(西南非洲)發現了金伯利岩岩筒。後來的勘查工作證明，這里蘊藏著世界上最大的濱海金剛石砂礦，金剛石的質量也最好，寶石級金剛石約佔95%。
20世紀以來，在非洲許多國家陸續發現了金剛石。1910年在利比利亞，1912年在安哥拉，1913年在坦尚尼亞和中非共和國，1919年在迦納，1929年在象牙海岸，1930年在獅子山，1955年在馬里，1967年在波札那等國家都找到了金剛石。這些國家發現的主要都是金剛石砂礦，只有少數是金伯利岩原生礦床。
坦尚尼亞在1913年就發現金剛石。 此後近30年時間內雖找到200多個金伯利岩岩體，但大多不含有金剛石。直到1940年，在辛陽加地區由加拿大地質學家J.T.威廉森採用重砂追索法找到了世界上最大的含金剛石的金伯利岩岩筒， 命名為「姆瓦杜伊」岩筒， 該岩筒地表面積146萬平方米， 估計金剛石儲量約有5000萬克拉。
波札那從1955年開始用重砂法進行金剛石普查找礦，經過10多年的大量工作，直到1967年才發現世界第二大金伯利岩岩筒「歐拉帕」岩筒。1973年又發現了富含寶石級金剛石的「傑旺年」岩筒。從此，波札那成為世界上最重要的金剛石生產國。
俄羅斯和前蘇聯找尋和發現金剛石礦床， 更經歷了漫長而曲折的歷史過程。 俄羅斯第一顆金剛石是1829年在烏拉爾的含金、鉑砂礦中發現的。此後，在一個多世紀的漫長歲月中，一直圍繞烏拉爾這個地區普查和尋找金剛石， 除發現少量金剛石砂礦外， 始終沒有找到金剛石原生礦床。1937年，著名地質學家B.C.索波列夫將西伯利亞地台和盛產金剛石的南非地台對比，發現二者地質特徵十分相似，據此推測在西伯利亞地台可能存在有金伯利岩型原生金剛石礦床。從1945年開始，蘇朕在西伯利亞地台進行金剛石普查找礦，經過10年的工作，直到1954年沿達爾登河用鎂鋁榴石作為標志礦物進行重砂追索，才發現第一個金伯利岩岩筒-「閃光」岩筒。 1955年以後，該區又陸續發現許多金伯利岩岩筒。這樣，到1971年以後，蘇聯的金剛石產量就超過南非，僅次於扎伊爾，躍居為世界第二位。
澳大利亞1851年在東南部的新南威爾士用採金船開采黃金和錫石砂礦時首次發現金剛石。經歷一個多世紀以後，直到20世紀70年代才將金剛石找礦的重點地區由東部轉移到西北部，在西澳的金伯利地區發現了一批含金剛石的金伯利岩岩筒。其中最大一個岩筒地表面積84萬平方米，金剛石含量較高，質量也較好。特別是1979年又發現了金剛石原生礦床的新類型-鉀鎂煌斑岩型金剛石原生礦床， 使澳大利亞一躍成為世界上最重要的金剛石產地。值得指出的是，澳大利亞「阿蓋爾」岩管中含有一定數量的色澤鮮艷的玫瑰色和粉紅色的寶 石級金剛石，屬稀世珍寶，平均每克拉金剛石售價超過3000美元。其中一顆重3.5克拉的玫瑰色高凈度優質寶石級金剛石銷售價達到350萬美元。此外，還發現數量極少的藍色寶石級金剛石。
新疆省和田地區墨玉縣發現金剛石 1945年,墨玉縣出土了一顆重0.5克拉的金剛石,被一個蘇聯人收購,存放在蘇聯莫斯科展覽館內。1963年為我國駐蘇大使館發現,將此事轉告國家地質部,地質部又責成新疆地質局調查,調查任務交給駐和田第寸』地質大隊。經過二十多年的訪問調查,終於在1984年證實了這一事實。{日出土地點不是原來所記載的波朋村,而是在吐斯阿克其。吐斯阿克其距和田65公里,距墨玉縣城40公里。 1984年10月17目,墨玉縣前進公社二管理區三大隊二小隊社員買賣提奴爾麻木提在吐斯阿克其發現第二顆金剛石。這顆金剛石重O.2028克拉,主晶形為八而體,晶棱彎曲呈弧形,略帶黃棕色,透明。在紫外線下不發光;x射線下發天藍色,經自治區地質局鑒定,確為金剛石。 1985年7月6日,吐斯阿克里再傳喜訊,墨玉縣金礦職工王峻青在該地距地面2.5米深處,發現～顆重O.221克拉的金剛石。這樣,吐斯阿克其先後出土金剛石三顆。金剛石是碳在高溫度高壓下形成的結晶體,為自然界最硬的礦物,硬度lO,～-般川作高級研磨切割材料,亦用作首飾。孕育於地球深處人們常說百煉成鋼，鑽石的形成條件，要比其苛刻嚴酷何止千倍！早在億萬年前，地球誕生之初， 距地表150—200公里的地幔深處，存在著高達1000度至1300度的高溫，約4500——60000個大氣壓。在這樣的高溫、極高氣壓及還原（缺氧）環境下，碳原子才結晶成為珍貴的鑽石。這種條件極其罕見，地球數十億年形成的鑽石也極其珍貴有限。
她在地球深處沉睡了億萬年，一直等待著來到人間的機會。劇烈火山的爆發，讓這一切變成可能。 火山噴發形成了獨特的金伯利岩管，讓岩漿像一台升降機一樣，攜帶著150公里深處的鑽石及其他岩石和礦物，一起向上穿過地幔，沖破地殼，來到地表。他們以鑽石毛坯（原石）形式，被人類所發現和開采 。
歷經千切萬磨 終現美麗光芒
並不是所有的鑽石原石，都能成為首飾級鑽石。在開采出的金剛石中，平均只有百分之二十達到寶 石級，而其他百分之八十隻能用於工業。要得到1克拉鑽石的原石，需要250噸的金伯利岩，而且最終也只能打磨出大約20至50分的鑽石成品。從大量原礦中被精心遴選出鑽石毛坯，被運往美國、印度、以色列、比利時等鑽石加工切割基地。在這里，她們要完成從鑽石毛坯（原石）到稀世珍寶的蛻變。歷經上千次的切割、打磨和拋光，鑽石的克拉數在不斷損失，但其潔凈度日臻完美，顏色和光澤也日漸晶瑩剔透、熠熠生輝。無數個光潔如鏡的切面，讓鑽石折射出耀眼奪目、令人陶醉的美麗光芒。
Ⅸ 金伯利岩的分類及一般特徵
（一）分類
由於金伯利岩產狀特殊，來源很深（可達260 km），在岩漿上升過程中要穿過地殼，往往捕虜不同的圍岩碎塊，形成後又有許多成分的改變，因此，到目前為止，有關金伯利岩的分類方案一直沒有完全統一。在IUGS分類中沒有涉及金伯利岩的進一步分類。
目前國內以山東省地質局（1980）提出的方案較為實用，該方案是根據結構構造分為三類：金伯利角礫岩、凝灰狀金伯利岩和斑狀金伯利岩；以後，以Mitchell（1986）為代表，提出按成因分類：淺成相、火山通道相和火山口相，在不同的各「相」中，又分出不同的岩石類型。池際尚、路鳳香（1996）在上述國內外分類基礎上，提出了一個較為詳細的分類方案：
（1）淺成相 岩石類型包括細粒金伯利岩、粗晶斑狀金伯利岩（macroporpyritic kimberlite）、粗晶斑狀金伯利角礫岩（macroporpyritic kimberlite breccia）；
（2）火山通道相 岩石類型為凝灰狀金伯利岩（tuffsitic kiberlite）凝灰狀金伯利角礫岩；
（3）火山口相 岩石類型為火成碎屑金伯利岩（pyroclastic kimberlite，細碎屑膠結）和外力碎屑金伯利岩（epiclastic kimberlite，火山灰、蝕變和粘土礦物膠結，常具層狀構造）。
該方案較全面，與目前國際常用分類基本一致。
本書在此基礎上，綜合國內其他分類，結合我國實際情況，提出一個較簡單的方案（表6-1），表中碎屑物粒徑和含量界限據路鳳香等（1996）。表6-1中分為兩部分，豎雙線右側表示按成因劃分的兩個相（火山通道相和淺成相）及其岩石名稱；左側為結構特徵（碎屑狀、斑狀）。對具碎屑狀結構的岩石，鑒定時首先統計粒徑＞2 mm和＜2 mm的碎屑在岩石中各占的百分含量，若＞2 mm碎屑含量＜15%（如統計為10%），而＜2 mm的碎屑含量＞50%（如統計為65%），則在左側粒徑＞2 mm下面找到含量＜15%和粒徑＜2 mm下面找到含量＞50%的橫向欄，順此向右查到該岩石名稱為凝灰狀金伯利岩。同樣，當粒徑＞2 mm的碎屑含量＞15%，而粒徑＜2 mm的碎屑含量＜50%時，則向右查到岩石名稱為凝灰狀金伯利角礫岩。當粒徑＞2 mm的碎屑含量＞50%，而細碎屑少或無時，稱岩球金伯利岩（火山通道相）或金伯利角礫岩（淺成相）。對於具斑狀結構的岩石，進一步分為斑狀結構（岩石名稱為斑狀金伯利岩）和顯微斑狀結構，後者是指手標本不見斑晶，而鏡下可見小斑晶（岩石命名為細粒金伯利岩）。該分類方案僅是金伯利岩主要類型的一般概括，應用時要注意：①金伯利岩的兩種產狀之間往往為相互連通、過渡的，因此，二者間存在著一系列過渡類型；②凝灰狀金伯利角礫岩和金伯利角礫岩的區別是前者除角礫外含有較多的細碎屑（＜50%），其膠結物為蛇紋石等細粒集合體；後者金伯利角礫岩除角礫外，以熔岩為主，而細碎屑無或較少，膠結物為熔岩（斑狀金伯利岩或細粒金伯利岩）。當蝕變強二者無法區分，且產狀也不好確定時，可統稱「金伯利角礫岩」；③根據金伯利岩中所含原生礦物種類，可進一步命名。如金雲母細粒金伯利岩、鎂鋁榴石斑狀金伯利岩、方解石金伯利角礫岩等。
表6-1 金伯利岩岩石分類簡表
（二）一般特徵
金伯利岩顏色深，暗綠色、綠色、黃綠色，風化後呈土黃綠色、土紅褐色。野外和手標本上常見大小捕虜體，常具角礫狀構造和岩球構造（鳳凰蛋）。
1.化學成分
金伯利岩較一般超基性岩的SiO2質量分數低，平均約為33%，最高者45%左右，最低者27%左右。而鹼特別是鉀偏高，w（K2O）＞w（Na2O），w（MgO）較高約30%。含大量揮發分CO2和H2O。微量元素中Ni、Cr、Co、Nb、Y較高，它們往往作為尋找金伯利岩的指示元素
2.礦物成分
礦物種類較多，按其來源和成因，分三類：
（1）岩漿期原生礦物 主要有鎂橄欖石、金雲母、鎂鋁榴石、鈣鈦礦、鈦鐵礦、鉻鐵礦、鉻透輝石、頑火輝石和碳酸鹽礦物；
（2）岩漿期後熱液礦物 主要為蛇紋石、碳酸鹽礦物、滑石、綠泥石等。
（3）同源或異源包體（捕虜體）中的礦物 常見的有橄欖石、斜方輝石、單斜輝石、鎂鋁榴石，後三種礦物多見反應邊結構，橄欖石可見肯克帶。捕虜圍岩中的礦物有角閃石、石榴子石、綠簾石、長石、石英等。
以上三種礦物的詳細種屬如表6-2所示。金伯利岩礦物成分的最大特點是含有高溫高壓相的礦物組合。下面僅介紹幾種常見礦物的特徵。
表6-2 金伯利岩中礦物類型
（1）橄欖石 是金伯利岩中最主要的造岩礦物，含量可達50%～60%。以斑晶、基質、捕虜晶、礦物包裹體以及作為超鎂鐵質岩捕虜體中的造岩礦物等形式產出。在淺成相金伯利岩中橄欖石具明顯的世代性，一般出現2～3個世代，第一世代橄欖石為較大的斑晶，受熔蝕強，呈卵形、橢圓形、圓形（照片6-2～6，10，12，17～19），有時為拖鞋狀，粒徑一般為1～10 mm；第二世代橄欖石為較小的斑晶，熔蝕作用較弱，自形-半自形晶，稜角略顯圓滑，粒徑＜1 mm；第三世代橄欖石多屬基質中的成分，很少受熔蝕，以自形晶為主，粒徑0.1 mm±。二、三世代橄欖石往往為過渡關系。新鮮的橄欖石少見，多數遭受蝕變，最主要的是蛇紋石化、碳酸鹽化，其次滑石化、金雲母化、綠泥石化等。蝕變從邊部或裂紋開始，極少的情況見橄欖石殘留（照片6-3，6），而更常見橄欖石全部蝕變保留假象，形成蝕變網格、網環或蝕變環帶結構。早晶出的橄欖石富鎂貧鐵且富含鉻、鎳。據山東資料，當金伯利岩中橄欖石斑晶大而多時，金剛石礦富。
（2）金雲母 是金伯利岩中的主要礦物之一。從岩漿期到熱液階段均有晶出，多為富鐵變種。岩石中其含量變化大，在橄欖石型金伯利岩中金雲母含量少，甚至不含。而在金雲母型金伯利岩中含量多，有時可高達80%～90%。金雲母也常見2～3個世代，第一世代大晶體多熔蝕呈渾圓狀，粒徑一般＞1 mm；第二、三世代為基質成分，自形—半自形片狀，常構成交織結構或席狀結構。金雲母的蝕變主要為綠泥石化、碳酸鹽化、赤鐵礦化、蛭石化等。新鮮的金雲母手標本顏色為紫銅色，風化後明顯褪色，顯微鏡下金雲母為褐黃色、橙紅色，多色性、吸收性明顯，有時可見反吸收性。當金雲母中含有Cr、Ni離子時，呈綠色。
（3）鎂鋁榴石 可以是原生礦物，也可作為捕虜晶或捕虜體中的礦物產出，與金剛石相伴生。原生鎂鋁榴石常呈斑晶出現，受熔蝕而呈渾圓狀。多數鎂鋁榴石紫紅—紫青色，有時為玫瑰色、淺粉紅色或橙黃色，隨著顏色加深，鐵、鉻含量增高，而鉻含量較高時，金剛石含量也高。鎂鋁榴石常見綠色或黑色次變邊（照片6-12，13），形成「綠豆」或「黑豆」（野外露頭可見），次變邊成分為綠泥石、蛇紋石、鉻雲母、水雲母、碳酸鹽礦物以及鐵、錳礦物。次變邊含較高的鉻，以區別於產在非金伯利岩（如榴輝岩）中的鎂鋁榴石。在重砂找礦工作中，若發現具上述次變邊的鎂鋁榴石，表明其附近可能存在原生金伯利岩體。
（4）鈣鈦礦 在我國一些金伯利岩的基質中常見。立方體或不規則粒狀，一般＜0.1 mm。新鮮者褐黑色、灰黑色、棕褐色，風化後灰黃色、灰白色。鏡下為褐黃色、濃褐色，半透明—不透明，具均質性，蝕變或風化後變為白鈦礦，反射光下為白色，似雲霧狀。
（5）鉻鐵礦 分布較廣泛的特徵副礦物，含量低而穩定。斑晶和基質中均可見，黑色，幾乎不透明，薄片中其邊部有時呈現微透明的紅褐色（強光下更明顯）。斑晶中的鉻鐵礦渾圓狀—半渾圓狀，鉻高鋁低，基質中晶體完整，鉻低鋁高。我國金伯利岩中的鉻鐵礦一般含鎂，稱之為鎂鉻鐵礦（picrochromite），在我國重砂尋找原生金伯利岩時，鎂鉻鐵礦為指示礦物之一。在國外金伯利岩中沒有鎂鉻鐵礦的報道，在國外找礦中，鎂鈦鐵礦（picrotitanite）是比鎂鋁榴石更可靠的標志礦物。
（6）鉻透輝石 含量少而較常見的礦物，在含金剛石的金伯利岩中，呈分散狀斑晶。渾圓狀或橢圓狀，鮮艷的翠綠色（照片6-21）。成分中富鉻、貧鋁低鐵。捕虜體和超鎂鐵質岩中的鉻透輝石或透輝石呈半自形柱狀或不規則粒狀，成分為低鉻高鐵。
（7）磷灰石 金伯利岩基質中常見礦物。可有兩個世代，早期呈渾圓狀—半渾圓狀，顆粒稍大，有時見粗糙的熔蝕表面；第二世代磷灰石呈細小針狀、棒狀，常見放射狀、束狀集合體，構成特徵的太陽晶結構（sun like crystal texture，照片6-8）。成分中含較高的鍶和稀土元素。
3.結構構造
主要為斑狀結構、同礦物多世代結構、細粒結構、卵斑席基結構、凝灰狀結構、深源礦物次變邊結構等；常見的構造有角礫狀構造、塊狀構造、岩球構造、流動構造。
（1）斑狀結構 斑晶以橄欖石為主，有的金伯利岩中以金雲母為主。斑晶常被熔蝕呈橢圓狀或渾圓狀，故稱之為卵斑結構（ovi-form porphyritic texture，照片6-1～4，17～19）或圓斑結構（round porphyritic texture，照片6-6）。此外，斑晶成分可見鎂鋁榴石、鉻透輝石等。
（2）同種礦物多世代結構（same mineral multiple generation texture）金伯利岩中的很多礦物都有世代性，其特點是早晶出的礦物比晚晶出的礦物自形程度低（照片6-5，6），這與一般火成岩結構恰好相反，表明了不同世代礦物是在不同深度形成的，早晶出的礦物被明顯熔蝕，晚形成者則有好的生成條件。
（3）細粒結構 手標本觀察不見斑晶，由細粒礦物組成，而顯微鏡下則見斑晶，具顯微斑狀結構microphyritic texture。斑晶為橄欖石、鎂鋁榴石、金雲母，粒徑0.1～0.2 mm；基質具微晶結構（照片6-7，8）。
（4）卵斑席基結構（ovi-form porphyritic sheet ground texture）斑晶為橄欖石或金雲母，基質由大量自形的金雲母構成席狀或交織狀，環繞於卵斑周圍（照片6-9，10，19）。這種結構中的金雲母一般＞40%。
（5）凝灰狀結構（tuffisitic texture）晶屑、岩屑被細斑狀金伯利岩膠結，顯微鏡下類似凝灰岩的外貌。晶屑、岩屑成分以早期的金伯利岩及其礦物碎屑為主（照片6-11，26），也可含有圍岩及其礦物碎屑。碎屑粒徑＜2 mm。
（6）深源礦物次變邊結構（typhonic minerals kelyphitic rim texture）金伯利岩中第一世代礦物幾乎均具次變邊結構，尤其是鎂鋁榴石（照片6-12，13）更常見（如前述「綠豆」、「黑豆」）。這是由於早晶出的深源礦物，在隨岩漿向上移動時，物化條件有所改變，其邊緣與岩漿反應而成。
（7）角礫狀構造（brecciated structure）角礫成分復雜，有同源角礫，如早期金伯利岩、二輝橄欖岩、榴輝岩等，也有異源角礫，如灰岩、頁岩、片麻岩、甚至麻粒岩。角礫大小、形態不一（照片6-14，25，27）。一般粒徑＞2 mm，有的學者（如Mitchell，1985）則定為＞4 mm。
（8）同生岩球構造（contemporaneous rock globular structure）是金伯利岩中常見的一種特殊構造。「岩球」顧名思義為圓形或橢圓形的球體（照片6-15）。岩球核心一般為蛇紋石化（或碳酸鹽化）的橄欖石（照片6-16），有時也見鎂鋁榴石或岩屑。外殼由細粒金伯利岩組成，晚世代礦物圍繞核心呈同心環狀分布（照片6-16）。新鮮的岩球為綠色，與母岩界線不易分清，但風化後易脫落，呈鳥卵形，故在我國俗稱「鳳凰蛋」。
4.產狀
世界范圍內金伯利岩主要為淺成-超淺成侵入體，很少情況下，以噴發形式產出。僅在坦尚尼亞的Lgwisi山見有小的凝灰岩錐和一個小熔岩流，據報道（Reid等，1975）該熔岩具斑狀結構，斑晶為橄欖石，基質中普遍見長條狀原生方解石定向排列，構成粗面結構。我國未發現噴出金伯利岩。金伯利岩侵入岩體多呈岩筒（管）、岩牆、岩床、岩脈產出，並以岩筒為主。岩筒（管）形狀多樣，平面近於等軸狀，直徑一般幾十米，有的達數百米，向下陡傾斜（90°左右）延伸，但逐漸收縮，並在深處變為岩牆或岩脈，它們往往沿構造線方向成群出現。圖6-1為金伯利岩產狀示意圖。從時代上看金伯利岩形成是多期的，以侏羅紀、白堊紀為主，如南非、西非、北美、西伯利亞及我國山東、遼寧等地。其次為前寒武紀和古近紀和新近紀，我國貴州金伯利岩形成於加里東期。
圖6-1 金伯利岩產狀示意圖
國內外多數學者認為金伯利岩的形成，需要較長的時期上升和相對穩定的地質環境。因此，主要產於古老的地台和地盾區，並伴有深斷裂構造條件。例如，非洲金伯利岩幾乎均分布於克拉通地區，俄羅斯西伯利亞金伯利岩體限於西伯利亞地台內，我國山東金伯利岩岩體群分布於華北地台，並與NNE向的郯城—廬江大斷裂平行。
多數金伯利岩蝕變強烈，普遍為蛇紋石化、碳酸鹽化，有時見滑石化、綠泥石化（後者主要是金雲母蝕變產物）。
Ⅹ 金伯利岩的分類及一般特徵有哪些
（一）分類由於金伯利岩產狀特殊，來源很深（可達260 km），在岩漿上升過程中要穿過地殼，往往捕虜不同的圍岩碎塊，形成後又有許多成分的改變，因此，到目前為止，有關金伯利岩的分類方案一直沒有完全統一。在IUGS分類中沒有涉及金伯利岩的進一步分類。
目前國內以山東省地質局（1980）提出的方案較為實用，該方案是根據結構構造分為三類：金伯利角礫岩、凝灰狀金伯利岩和斑狀金伯利岩；以後，以Mitchell（1986）為代表，提出按成因分類：淺成相、火山通道相和火山口相，在不同的各「相」中，又分出不同的岩石類型。池際尚、路鳳香（1996）在上述國內外分類基礎上，提出了一個較為詳細的分類方案：
（1）淺成相 岩石類型包括細粒金伯利岩、粗晶斑狀金伯利岩（macroporpyritic kimberlite）、粗晶斑狀金伯利角礫岩（macroporpyritic kimberlite breccia）；（2）火山通道相 岩石類型為凝灰狀金伯利岩（tuffsitic kiberlite）凝灰狀金伯利角礫岩；（3）火山口相 岩石類型為火成碎屑金伯利岩（pyroclastic kimberlite，細碎屑膠結）和外力碎屑金伯利岩（epiclastic kimberlite，火山灰、蝕變和粘土礦物膠結，常具層狀構造）。
該方案較全面，與目前國際常用分類基本一致。
本書在此基礎上，綜合國內其他分類，結合我國實際情況，提出一個較簡單的方案（表6-1），表中碎屑物粒徑和含量界限據路鳳香等（1996）。表6-1中分為兩部分，豎雙線右側表示按成因劃分的兩個相（火山通道相和淺成相）及其岩石名稱；左側為結構特徵（碎屑狀、斑狀）。對具碎屑狀結構的岩石，鑒定時首先統計粒徑＞2 mm和＜2 mm的碎屑在岩石中各占的百分含量，若＞2 mm碎屑含量＜15%（如統計為10%），而＜2 mm的碎屑含量＞50%（如統計為65%），則在左側粒徑＞2 mm下面找到含量＜15%和粒徑＜2 mm下面找到含量＞50%的橫向欄，順此向右查到該岩石名稱為凝灰狀金伯利岩。同樣，當粒徑＞2 mm的碎屑含量＞15%，而粒徑＜2 mm的碎屑含量＜50%時，則向右查到岩石名稱為凝灰狀金伯利角礫岩。當粒徑＞2 mm的碎屑含量＞50%，而細碎屑少或無時，稱岩球金伯利岩（火山通道相）或金伯利角礫岩（淺成相）。對於具斑狀結構的岩石，進一步分為斑狀結構（岩石名稱為斑狀金伯利岩）和顯微斑狀結構，後者是指手標本不見斑晶，而鏡下可見小斑晶（岩石命名為細粒金伯利岩）。該分類方案僅是金伯利岩主要類型的一般概括，應用時要注意：①金伯利岩的兩種產狀之間往往為相互連通、過渡的，因此，二者間存在著一系列過渡類型；②凝灰狀金伯利角礫岩和金伯利角礫岩的區別是前者除角礫外含有較多的細碎屑（＜50%），其膠結物為蛇紋石等細粒集合體；後者金伯利角礫岩除角礫外，以熔岩為主，而細碎屑無或較少，膠結物為熔岩（斑狀金伯利岩或細粒金伯利岩）。當蝕變強二者無法區分，且產狀也不好確定時，可統稱「金伯利角礫岩」；③根據金伯利岩中所含原生礦物種類，可進一步命名。如金雲母細粒金伯利岩、鎂鋁榴石斑狀金伯利岩、方解石金伯利角礫岩等。
國內外多數學者認為金伯利岩的形成，需要較長的時期上升和相對穩定的地質環境。因此，主要產於古老的地台和地盾區，並伴有深斷裂構造條件。例如，非洲金伯利岩幾乎均分布於克拉通地區，俄羅斯西伯利亞金伯利岩體限於西伯利亞地台內，我國山東金伯利岩岩體群分布於華北地台，並與NNE向的郯城—廬江大斷裂平行。
多數金伯利岩蝕變強烈，普遍為蛇紋石化、碳酸鹽化，有時見滑石化、綠泥石化（後者主要是金雲母蝕變產物）。