什么样的地质有金伯利岩
Ⅰ 金伯利岩层属哪个地质纪
不同地区金伯利岩层形成年代不同，一般都比较久远。
我 国辽宁的金伯利岩层约形成于4亿年前的泥盆纪早期,是大型钻石矿的主要来源。
Ⅱ 求教这是什么石，是金伯利岩石么，金伯利岩又是什么谢谢
是的你所示的图片正是盛产金刚石的金佰利岩石，你要发财啦！
Ⅲ 请问，什么地质才可能出现金伯利岩的图书那有。叫什么书。初学者。
不含长石的偏碱性浅层岩。火成岩，是找钻石的指标岩。建议你读读岩石学，桑隆康写的。专门介绍金伯利岩的书不多，可以搜搜相关文献看看。
Ⅳ 金伯利岩
（一）概述
金伯利岩（kimberlite）是一种蛇纹石化的斑状金云母橄榄岩。金伯利岩在自然界分布很少，一般呈小的侵入体产出，出露面积占地表出露的所有火成岩总面积的0.1％以下，是一种不常见的岩石类型，属于浅成－超浅成岩。但是，金伯利岩在岩石学特别是深部地质研究和国民经济中都占有重要的地位。在学术价值上，金伯利岩是自然界起源最深的火成岩之一，来自150～200km的地幔岩石圈下部，最初的流体可能来自地幔过渡带，往往还携带有地幔橄榄岩和下地壳岩石捕虏体，保存了大量的深部物质组成和地质过程的记录（郑建平和路凤香，1999），能够提供深达200km范围内的岩石类型、矿物组成、地球化学特征、温度及应力状态等有关的信息，是研究地球内部的重要窗口。在经济价值上，金伯利岩与金刚石（钻石）这一昂贵的宝石资源有着极为密切的联系，是金刚石的主要母岩。世界上具宝石价值的金刚石绝大多数产于金伯利岩中。例如，世界上最大的宝石级金刚石 “库利南”（Cullinan）（重3106克拉）就产于南非 “普列米尔”（Premier）金伯利岩岩管中。然而，金刚石主体并非是金伯利岩岩浆结晶的，金刚石的年龄一般都老于携带它的金伯利岩的形成年龄（郑建平等，1991）。
1870年在南非首次发现了含原生金刚石的杜突依斯潘（Dutoispan）金伯利岩岩筒，之后又相继发现了金伯利（Kimberley）、德比尔斯（DeBeers）、巴尔弗坦（Bultfontein）等著名的富含金刚石的岩筒，自此揭开了人类研究金伯利岩及原生金刚石矿床的篇章。至2001年，全球共发现5000多个金伯利岩筒，其中具有重要经济价值的有100多个，占全部的2％。我国先后在1965年和1970年发现了山东蒙阴和辽宁复县两个含金刚石的金伯利岩岩区，其中复县50号岩管产出的金刚石品质上乘，在国际市场上广受欢迎。
大多数金伯利岩蚀变非常强烈，其原生矿物和岩石结构保存很差。不过，大量研究表明，金伯利岩的矿物成分非常复杂，不仅含有由岩浆直接结晶的矿物，如橄榄石、金云母、钛铁矿、尖晶石（铬铁矿）、钙钛矿、磷灰石、锆石等；而且还有岩浆自源区及上升途中携带的地幔和地壳物质解体后的捕虏晶（外来的矿物），如粗晶橄榄石、镁铝榴石、铬铁矿、金刚石、锆石等；此外，由于岩浆富含挥发分，还出现碳酸盐及含水的硅酸盐矿物。
（二）岩相学特征
1.矿物组成
组成金伯利岩的矿物种类很多，仅就我国复县及蒙阴两个岩区的统计，已经发现矿物可达到86种。这里仅介绍最主要的矿物类型及特征。
◎橄榄石：为金伯利岩中含量最高的矿物，可分为三个世代，最早者为橄榄石粗晶（macrocrystal），为浑圆状或卵圆形，多数为2～4mm，最大可达1cm，成分为镁橄榄石；第二世代为橄榄石斑晶，自形好，具完好的六边形，一般小于2mm，成分也是镁橄榄石（图11－1）。基质橄榄石为第三世代，颗粒小，成分为镁橄榄石或钙镁橄榄石。我国金伯利岩中几乎所有的橄榄石都遭受了强烈的自交代作用，形成蛇纹石及碳酸盐的假象。多数人认为，粗晶橄榄石不是岩浆直接结晶的产物，而是地幔的捕虏晶。Arndt et al.（2010）提出了结合晶体形态、内部变形和成分来区分捕虏晶和斑晶的标准。
◎石榴子石：是金伯利岩中的重要矿物，其中高铬低钙的镁铝榴石与金刚石有共生关系，因此在找矿方面意义重大。石榴子石常呈粗晶及巨晶（megacrystal）产出，粗晶为地幔的捕虏晶，巨晶为金伯利岩岩浆早期结晶的产物。粗晶石榴子石常呈浑圆状，经常出现次变边，次变边为褐色、暗绿色至黑色，由单斜辉石、斜方辉石、尖晶石、金云母、蛇纹石及隐晶质组成，被称为次变石榴子石（kelyphite），这是由于来源于地幔的石榴子石一旦从其稳定区迁移出来后发生了分解和反应所致。石榴子石成分主要为镁铝榴石－铁铝榴石－钙铝榴石系列，表现出成分有一定的变化范围。含Cr2O3高CaO低者为紫青色，含MgO高者为粉红色，含FeO高者为橙色或深红色。粗晶多为紫青色－粉红色系列，巨晶为橙色系列。与金刚石密切伴生的是CaO＜3％，Cr2O3 ＞4％的紫青色镁铝榴石。
图11－1 第二世代自形橄榄石形成的显微斑状结构（辽宁复县，单偏光，10×4）（引自郑建平博士论文，1997）
◎金云母：金伯利岩中有三个世代的金云母，巨晶、斑晶和基质。它们多是岩浆结晶形成的，但结晶的时间不同，巨晶结晶于高压的条件，晶体大，可达数厘米，有熔蚀和暗化边，也可发现波状消光的现象；斑晶结晶于岩浆上升的途中；基质结晶于岩体侵位之后。金伯利岩中的金云母有时出现反吸收，即Ng＜Nm ＜Np。反吸收出现的原因是云母中Si或Si＋Al的含量不足所致，可能伴随四面体位置上Fe、Ti的增加。
◎尖晶石：在金伯利岩中呈粗晶和基质产出，虽然数量不多但十分普遍。粗晶尖晶石源于地幔，与上升的岩浆不平衡，也常有反应边发育，其反应边的主要成分为磁铁矿。粗晶尖晶石一般为0.1～0.5mm，形状呈浑圆状，而基质尖晶石则小于0.08mm，自形好。尖晶石的颜色随Cr2O3含量升高由透明的暗褐红色变为不透明。含Cr2O3高的尖晶石（铬铁矿）是寻找金伯利岩的指示矿物。
◎富钛矿物：包括钛铁矿、钙钛矿、金红石、镁钛铁矿、沂蒙矿（K（Cr，Ti，Fe，Mg）12O19）等。前三种为岩浆结晶成因，普遍出现于金伯利岩的基质中；镁钛铁矿多为地幔来源的粗晶，沂蒙矿是我国学者在山东蒙阴金伯利岩岩区红旗27号岩脉中首次发现的，大小0.5～2mm；黑色，不透明，金属光泽，片状及薄板状，为地幔交代作用的产物，它与镁钛铁矿都是寻找金刚石的指示矿物。
◎蚀变矿物：指受到流体交代形成的矿物。金伯利岩中的蚀变矿物最常见的是蛇纹石、碳酸盐、绿泥石等，它们一般呈集合体交代假象出现，有时可以在显微镜下见到蛇纹石与碳酸盐呈环带状交代橄榄石，暗示交代流体的成分具H2O和CO2交互作用的特征。
除上述矿物外，还有磷灰石、锆石、硫化物、自然元素（如自然铁、自然银、自然铜、自然锡、自然硅等）、元素互化物（碳化硅、碳化钨、硅铁矿等）。后三类矿物的出现反映了极端还原的结晶环境，这与金刚石形成于还原环境的特征相吻合。
另外，在金伯利岩人工重砂中可以发现直径多数小于1mm、非晶质或晶质的 “熔离小球”，按成分可分为三种类型，即高铁钛小球、硫铁镍小球和浅色硅铝质小球。熔离小球是在岩浆结晶的晚期阶段，相对富含CO2、SO2、FeO、MnO、TiO2，并处于快速上升快、降温和降压的情况下，岩浆中出现了多种局部有序区的条件下发生的（路凤香等，2007）。
表11－1 金伯利岩的成因结构分类
（据路凤香，1996，简化）
2.结构构造
（1）常见结构
金伯利岩是由地幔物质、岩浆及挥发分三种组分固结形成的岩石，这一特征不仅表现在矿物的类型方面，也表现在结构方面。金伯利岩的成因结构分类见表11－1。现将常见的结构介绍如下：
◎粗晶斑状结构：是金伯利岩最常见的结构类型。岩浆在源区捕虏地幔橄榄岩解体的橄榄石形成了这种结构。特点是粗粒浑圆状的橄榄石分散在基质中，手标本尺度观察十分清楚。山东蒙阴胜利1号小管粗晶含量高达40％，金刚石的品位也很高，二者具有明显的正相关关系。橄榄石容易蛇纹石化。巨晶有时难与粗晶相区别，但巨晶个体更大，一般大于1cm，最大可达数十厘米，巨晶在岩石中分布不均匀，且数量很少，因此显示出不等粒结构。
◎显微斑状结构：在显微镜尺度下观察，自形的斑晶均匀分散于基质之中，斑晶为橄榄石及少量金云母，橄榄石多蛇纹石化（图11－1）。
◎自交代结构：自交代结构是指与金伯利岩岩浆活动相关的流体参与下（并非来自围岩或大气循环水），橄榄石或石榴子石受到自交代作用后，随着交代作用的增强依次形成网环结构（沿裂隙交代）、交代残余（交代作用不完全，矿物内部仍保留的新鲜部分）、交代环带（交代产物不止一种并形成环带）及交代假象（完全交代未见残留）结构等。
（2）常见构造
包括块状构造，角砾状构造及岩球构造等。角砾状构造的角砾成分有围岩的，也有地幔来源的，它们不均匀地分布于金伯利岩中，便形成了这种构造。岩球构造是指在岩石中有金伯利岩成分的球体，球体大小变化于2mm～10cm，球体的核心为矿物碎屑，外围为细粒金伯利岩，这些球体又被粗晶金伯利岩所胶结。
（三）岩石化学
金伯利岩的化学成分见表11－2，从表中可以看出，金伯利岩MgO含量高，富含挥发分，SiO2和Al2O3含量低。
金伯利岩属SiO2不饱和岩类，与一般的橄榄岩类的相同之处是：它的SiO2含量低，一般小于40％，少部分高于40％；微量元素中的相容元素Cr、Ni、Co含量高。与橄榄岩不同之处为：K2O、Na2O及不相容元素Rb、Ba、Nb、LREE等含量高，且K2O＞Na2O。此外，金伯利岩富含挥发分H2O和CO2。
表11－2 一些代表性的金伯利岩及钾镁煌斑岩化学成分（wB/％）
续表
1.中国蒙阴地区古生代金伯利岩（Lu et al.，1998）；2.南非Kimberley地区中生代金伯利岩（Le Roex et al.，2003）；3.俄罗斯Kola Peninsula地区古生代高Ti和Fe金伯利岩（Beard et al .，1996）；4.俄罗斯Kola Peninsula地区古生代金伯利岩（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克拉通元古宙钾镁煌斑岩（Chalapathi Rao et al .，2004）；7.南极Gaussberg钾镁煌斑岩（Gill，2010）；8.西澳的钾镁煌斑岩（罗会文和杨光树，1989）；9.贵州镇远白坟钾镁煌斑岩（罗会文和杨光树，1989）。
（四）产状和类型
世界上的金伯利岩几乎都分布在稳定的地台（克拉通）内部，如南非、西伯利亚、南美洲、加拿大、澳大利亚、印度和中国的华北克拉通等。金伯利岩的形成时代主要为元古宙（以澳大利亚、印度为代表）、古生代（以欧洲、西伯利亚和中国为代表）和中生代（以南非和加拿大为代表），少量的形成在古近－新近纪，比如加拿大Lac de Gras地区（Janse ＆Sheahan，1995）。
金伯利岩岩体常以岩脉、岩筒或岩管产出，但规模都很小，岩管直径仅数百米，形成浅成或超浅成相；也可以溢出地表形成火山口相。
图11－2 金伯利岩岩浆侵位的理想模式（据Mitchell，1986）
根据在南非开采金刚石的过程中对金伯利岩的揭露，Mitchell（1986）提出了金伯利岩岩浆侵位的理想模式（图11－2），即自下而上划分出了根部相（包括浅成的岩墙、岩床）、火山通道相（火山颈）和火山口相，不同的相出现的岩石类型不同，常见的有粗晶斑状金伯利岩（浅成相）、细粒金伯利岩（浅成相）、金伯利凝灰岩（火山通道相）、岩球金伯利岩及金伯利角砾岩（火山通道相）。在此基础上，Field ＆ Smith（1999）和Skinner ＆Marsh（2004）结合对南非和加拿大金伯利岩筒的研究将金伯利岩岩筒分为三种类型：第一种类型的金伯利岩岩筒由火山颈相、过渡相、浅成相和火山口相组成，其火山口相以球状岩浆碎屑（pelletal magmaclasts）和大量的微晶质透辉石为特征；第二种和第三种类型的金伯利岩岩筒均由浅成相和火山口相组成，但是其火山口相不同。其中，第二种类型的金伯利岩筒的火山口相主要为火成碎屑金伯利岩（pyroclastic kimberlite）和类似变形虫的角砾，第三种类型的金伯利岩岩筒主要为再沉积的火山碎屑金伯利岩（resedimented volcaniclastic kimberlite）和棱角状的岩浆碎屑（angularmagmaclasts）。
（五）岩石成因与含矿性
岩石学和地球化学研究表明，金伯利岩并不是单一岩浆结晶的产物，而是一种包含固态物质（如地幔与地壳物质解体的捕虏晶）和富挥发分的粥状熔浆结晶形成的。因此，它由熔体、地幔与地壳固态物质及挥发分这三种组分组成。
一般认为，与金伯利岩有关的岩浆是在150～200km以上的地幔深处由石榴子石橄榄岩在含H2O和CO2的条件下经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）认为，金伯利岩是交代的方辉橄榄岩发生低度部分熔融的产物；池际尚等（1996）认为，金伯利岩及橄榄钾镁煌斑岩都处于地幔－岩浆－流体三组分体系中，在一定的岩石圈动力学环境里，由地幔物质、低程度熔融的富钾超镁铁－镁铁质岩浆以及以C、H、O、N、S为主要成分的流体这三种端元进行相互反应、混合而固结形成混染岩（hybrid rock）。据Kamenetsky et al.（2008）研究，最初形成的熔体（原金伯利岩浆）是一种富氯化物和碳酸盐的流体，其SiO2含量很低。当岩浆在向地表上升途中，由于与地幔岩石的相互作用，才逐渐变成所看到的金伯利岩岩浆的成分。流体与地幔的相互作用包括：流体同化橄榄石和其他地幔矿物而使其MgO含量升高，最后形成了低硅高镁的成分特点。Kamenetsky et al.（2004，2008）利用Udachnaya金伯利岩中橄榄石内的辉石和石榴子石包裹体的成分，推断了这些捕虏晶是在岩石圈地幔的下部结晶的，压力相当于5GPa，温度为900～1000℃。据研究，原金伯利岩（proto－kimberlite）流体来源很深，可能来自地幔过渡带，这些流体是由于橄榄石发生压实作用而向上迁移的（Grégoire et al.，2006）。在这些认识基础上，Arndt et al.（2010）提出了金伯利岩形成的两阶段模式：第一阶段，在地幔深处（地幔过渡带？）产生的富CO2的流体在岩石圈底部聚集，形成富流体囊，流体与周围的岩石反应，消耗掉辉石和石榴子石，只留下橄榄石。因此，由于交代作用，在流体囊周围就形成纯橄榄岩，远离流体囊形成二辉橄榄岩。第二阶段，由于流体囊中压力的作用，周围的橄榄岩发生破裂，先前被辉石和石榴子石混染的流体进入到裂隙中，并向地表快速流动。在上升过程中，会先后捕虏纯橄榄岩和其他的变形橄榄岩。
近年来的研究表明，有经济价值的金刚石不是岩浆结晶形成的，而是地幔的捕虏晶。所以，金伯利岩中地幔物质，例如粗晶橄榄石的含量愈高，含金刚石性就愈好。
Ⅳ 金伯利岩是地名还是什么
金伯利岩（kimberlite）是一种偏碱性的超基性岩。是具斑状结构和（或）角砾状构造的云母回橄榄岩。答因1887年发现于非洲金伯利（Kimberley）而得名。旧称角砾云母橄榄岩。多呈黑、暗绿、灰等色。中国山东、辽宁、河北均有产出，呈岩脉状和火山喉管相等浅成岩体。其时代，以白垩纪为主。金伯利岩为包括火山角砾岩（或凝灰岩）到浅成侵入岩的一套岩石。常见类型有凝灰质金伯利岩、角砾状金伯利岩及斑状金伯利岩等。金伯利岩主要分布在地壳构造运动的稳定地区，多呈岩筒、岩床、岩墙产出。与之有关的矿产主要为金刚石，是金刚石的母岩。
Ⅵ 金伯利岩重砂矿物特征及侵位时代
辽宁金伯利岩的侵位时代前人已有比较多的工作，但是不同的研究结果有一定的差异。为了准确确定金伯利岩的侵位时代，本项目对辽宁瓦房店50号岩管原岩、尾矿、42号岩管原岩、111号岩管和1号岩脉风化样品等5个样品进行了研究，首次在辽宁的金伯利岩石中获得了较多的斜锆石的样品，部分重砂样品见表2.7。
电子探针分析使用JXA-8100型电子探针分析仪测得，分析电压15.0kV。锆石的阴极发光（CL）及背散射（BSE）图像从加载在该仪器上的附件——美国GATAN公司MonoCL3+阴极发光系统上获得。阴极发光图像放大倍数从40～250倍不等，相关图已标注比例尺，其空间分辨率为6nm。
锆石部分U–Pb定年和重砂矿物微量元素含量分析利用LA-ICP-MS方法完成。LA-ICP-MS加载在安捷伦公司的Agilent7500a等离子体质谱仪和Coherent Lambda Physik GmbH的GeoLas2005激光剥蚀系统的联机上进行。激光剥蚀过程采用氦气作载气、氩气为补偿气以调节灵敏度，二者在进入ICP之前通过一个T型接头混合。在等离子体中心气流（Ar+He）中加入了少量氮气，以提高仪器灵敏度、降低检出限和改善分析精密度。每个时间分辨分析数据包括大约20～30s的空白信号和50s的样品信号。详细的仪器操作条件同Liu et al.（2008）。本次实验激光能量50mJ，频率8Hz，激光束斑直径32μm。
表2.7 辽宁金伯利岩重砂矿物统计表Table 2.7 Heavy minerals in kimberlites from Liaoning
重砂分选单位：河北廊坊诚信地质服务有限公司。
锆石U–Pb同位素定年中采用锆石标准91500作外标进行同位素分馏校正，每分析5个样品点，分析2次91500标样。对于与分析时间有关的U-Th-Pb同位素比值漂移，利用91500的变化采用线性内插的方式进行了校正。而矿物微区元素含量LA-ICP-MS分析以USGS参考玻璃（如BCR-2G，BIR-1G和BHVO-2G）为校正标准，NIST610为内标，采用多外标、内标法对元素含量进行定量计算，这些USGS玻璃中元素含量的推荐值据GeoReM数据库。
对分析数据的离线处理（包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、U–Pb谐和年龄的计算和元素含量计算）采用软件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矿物特征
石榴子石是金伯利岩中最重要的副矿物之一，是抗蚀变作用最强的硅酸盐矿物。辽宁金伯利岩中石榴子石的端元组分主要为镁铝榴石，其次为铁铝榴石和钙铬榴石（表2.8，2.9，2.10）。石榴子石粒度一般为4～5mm，最小为0.05mm左右，最大达3～4cm。在金伯利岩中石榴子石常呈椭圆状、扁圆状和棱角状碎块，具晶面者很少见。这种形态特征，除与结晶习性有关外，更重要的可能是金伯利岩喷发过程中受磨蚀和熔蚀作用所致（董振信，1981）。金伯利岩中石榴子石的次生蚀变边发育。石榴子石表面常见有叠瓦状、棱柱状、瘤状、鲕状及核桃状等蚀象。辽宁金伯利岩中石榴子石颜色一般可分为紫色和橙色2个系列。前者包括蓝紫、淡紫、淡粉、玫瑰、紫红等色；后者包括浅橙、橙黄等色。镁铝榴石常以紫色系为主，而铁铝榴石则以橙色系居多。
辽宁金伯利岩中石榴子石的Cr2O3含量变化范围较大（0～10.56%），但大部分Cr含量较高，Al2O3含量在15.455%～22.126%之间，Cr2O3和Al2O3呈明显的负相关关系，这与Cr3+、Al3+具有相同的地球化学性状而成类质同象替代有关。石榴子石的MgO含量变化也较大，在5.249%～22.828%之间。CaO含量为
表2.8 辽宁111号岩管金伯利岩中重砂石榴子石的化学成分及端元组分Table 2.8 Chemical composition and end-member components of heavy mineral garnets in the No. 111 kimberlite pipe of Liaoning
表2.9 辽宁42号岩管金伯利岩原岩中重砂石榴子石的化学成分及端元组分Table 2.9 Chemical composition and end-member components of heavy mineral garnets in the No. 42 kimberlite pipe of Liaoning
续表
表2.10 辽宁50号岩筒金伯利岩原岩中石榴子石的化学成分及端元组分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含量一般低于0.5%，最低仅为0.009%，最高可达1.327%。
石榴子石的稀土元素球粒陨石标准化分布型式如图2.7所示。LW4、LW5石榴子石样品的球粒陨石标准化曲线可以分为两组，其中一组含镁和铬较低的石榴子石（铁铝榴石为主）较为平缓，LREE亏损，HREE则相对较富集，δEu和δCe无异常或较低负异常；另外一组含镁和铬较高的镁铝榴石则轻稀土亏损，重稀土非常富集，球粒陨石标准化曲线呈现为从右向左的倾斜线（图2.7，右）。但111号岩管中石榴子石主要为低镁的铁铝石榴子石，其ΣREE和HREE含量明显高于其余另外2个岩管的样品，LREE亏损更为显著，重稀土的富集程度较高，表现为一条左端较陡右端较缓的左倾曲线，δCe和δEu表现为强烈的负异常（图2.8），显示石榴子石的来源和前面2个岩筒明显不同。
利用石榴子石的Ca组分和Cr组分作压力效应图（图2.9），除111号岩管石榴子石外，其余石榴子石形成压力均大于30×105kPa，最高可接近60×105kPa，部分石榴子石的形成压力还在金刚石稳定区（>40×105kPa）内，表明其来源深度较深。
图2.7 金伯利岩原岩中重砂石榴子石稀土元素球粒陨石标准化分布型式图
（左：辽宁42号岩管；右：辽宁50号岩筒）
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）
图2.8 辽宁111号岩管金伯利岩风化自然重砂石榴子石稀土元素球粒陨石标准化分布型式图
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
图2.9 辽宁和山东金伯利岩中石榴子石Ca组分—Cr组分的压力效应图
（据董振信，1992）
Figure 2.9 Pressure effect of Ca—Cr in kimberlites from Liaoning and Shandong
（after Dong Zhenxin，1992）
2.2.4.2 重砂锆石的稀土微量元素及其U-Pb年龄
辽宁瓦房店金伯利岩中含有大量锆石，锆石颗粒呈无色至深浅不同的黄褐色。辽宁瓦房店锆石形态呈短柱状、浑圆状为多，可见表面多种晶面发育。阴极发光图像显示辽宁瓦房店金伯利岩中锆石大部分都具有或宽或窄的岩浆振荡环带，但部分锆石可以看到继承锆石的残留核，部分表现出无分带或弱分带的特征，阴极发光（CL）图偏暗（图2.10，2.11）。
锆石的稀土含量较高（表2.11，2.12，2.13，2.14），从73.91μg/g（LW4-17）到2616.38μg/g（LW3-01）不等，锆石都显示明显的HREE富集，正Ce异常和较低的负Eu异常，表现出壳源锆石的特征（图2.12，2.13）。
图2.10 金伯利岩中的锆石
（选自LW1）
Figure 2.10 Zircons in kimberlites
（selected from LW1）
图2.11 锆石阴极发光图像
（选自LW4）
Figure 2.11 Cathodoluminescence images of zircons
（selected from LW4）
表2.11 辽宁1号岩脉金伯利岩中锆石稀土元素含量及有关地球化学参数Table 2.11 REEs contents and relevant geochemical parameters of zircons in the No.1 kimberlite pipe of Liaoning
表2.12 辽宁111号岩管金伯利岩中锆石稀土元素含量及有关地球化学参数Table 2.12 REEs contents and relevant geochemical parameters of zircons in the No.111 kimberlite pipe of Liaoning
续表
测试单位：中国地质大学（武汉）地质过程与矿产资源国家重点实验室
表2.13 辽宁42号岩管金伯利岩中锆石稀土元素含量及有关地球化学参数Table 2.13 REEs contents and relevant geochemical parameters of zircons in the No.42 kimberlite pipe of Liaoning
测试单位：中国地质大学（武汉）地质过程与矿产资源国家重点实验室
表2.14 辽宁50号岩筒金伯利岩中锆石稀土元素含量及有关地球化学参数Table 2.14 REEs contents and relevant geochemical parameters of zircons in the No.50 kimberlite pipe of Liaoning
测试单位：中国地质大学（武汉）地质过程与矿产资源国家重点实验室
辽宁金伯利岩中所有锆石的Th/U比值均较高，介于0.10～1.95之间，反映出岩浆锆石的特点（吴元保，郑永飞，2004）。锆石U–Pb年龄数据见表2.15，2.16，2.17，2.18，除部分锆石因Pb的丢失或加入导致年龄异常外，大部分数据都在谐和线附近，显示出一致性，其中1号脉多数数据不一致线与谐和曲线相交上交点年龄为2897Ma，下交点年龄为1082Ma（图2.14）；111号岩管上交点年龄为2390Ma，下交点年龄为463Ma（图2.15）；42号岩管上交点年龄为2498Ma，下交点年龄为1144Ma（图2.16）。50号岩筒上交点年龄为2378Ma，下交点年龄为1276Ma（图2.17）。两地最老及最年轻的锆石均出现在LW1样品中，较老者取其207Pb/206Pb年龄为3336.7±24.7Ma，较年轻者取其206Pb/238U年龄为127.7±1.6Ma（Composton et al. ，1992；万渝生等，2004）。因为重砂锆石不一定形成于同一次地质事件中，但辽宁金伯利岩锆石不一致线与谐和曲线相交上交点大部分年龄均较老（2.4～2.9Ga），与华北克拉通新太古代古大陆拼合（2.4～2.6Ga）事件（翟明国，卞爱国，2000）、华北克拉通东部晚太古代TTG片麻岩结晶基底年龄一致（Zhao et al.，1998；赵国春等，2002；李江海等，2006），说明金伯利岩中存在古老结晶基底的锆石或者金伯利岩的形成与这个时代板块构造活动有关，而有分别对应1.1～1.2Ga，和古生代463Ma年下交点年龄的锆石显示出金伯利岩在中元古代和上中奥陶统经历过明显的岩浆活动或受到岩浆热事件明显的影响，造成过铅同位素的掉失，其中最小下交点年龄463Ma和根据斜锆石确定的480Ma的年龄接近，可能是金伯利岩岩浆晚期结晶产物。
图2.12 金伯利岩重砂锆石稀土元素球粒陨石标准化分布型式图
（左：辽宁1号岩管；右：辽宁111号岩管）
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）
图2.13 原岩重砂锆石稀土元素球粒陨石标准化分布型式图
（左：辽宁金伯利岩42号岩管；右：辽宁金伯利岩50号岩筒）
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 斜锆石稀土、U-Pb年龄及Hf同位素组成
辽宁金伯利岩中的斜锆石仅在辽宁瓦房店1号岩管内有发现。斜锆石大小10～100µm，颜色较深，多呈半自形柱状或碎屑状（图2.18）。斜锆石的U–Pb定年测定在中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室Cameca1280 SIMS上完成，测试的技术方法参照Li et al.（2010a），采用年龄为2059.6MaPhalaborwa斜锆石作为参考标准（Heaman，2009）。分析前样品表面喷～30 nm高纯度的Au，测试时O-2加速电压为13kV，电流为10nA，分析点斑束大小为20nm×30nm。每测定3个样品点测定一个参考标准样品。
表2.15 辽宁1号金伯利岩岩脉中重砂锆石U-Pb年龄数据Table 2.15 U-Pb age data of heavy mineral zircons in the No.1 kimberlite pipe of Liaoning
图2.14 LW1（1号脉 ）锆石U-Pb年龄分析谐和曲线及年龄分布图
Figure 2.14 Concordia diagram with zircon U–Pb data and U–Pb age distribution for LW1 （the No.1 dyke）
表2.16 辽宁111号岩管金伯利岩中重砂锆石U-Pb年龄数据Table 2.16 U-Pb age data of heavy mineral zircons in the No.111 kimberlite pipe of Liaoning
图2.15 LW3（111号岩脉）锆石U-Pb年龄分析谐和曲线及年龄分布图
Figure 2.15 Concordia diagram with zircon U–Pb data and U–Pb age distribution for LW3 （the No.111 dyke）
表2.17 辽宁42号岩管金伯利岩原岩中重砂锆石U-Pb年龄数据Table 2.17 U-Pb age data of heavy mineral zircons in the No.42 kimberlite pipe of Liaoning
图2.16 LW4（42号岩管）锆石U-Pb年龄分析谐和曲线及年龄分布图
Figure 2.16 Concordia diagram with zircon U–Pb data and U–Pb age distribution for LW4 （the No.42 pipe）
表2.18 辽宁金伯利岩50号岩筒原岩重砂锆石U-Pb年龄数据Table 2.18 U–Pb age data of heavy mineral zircons in the No.50 kimberlite pipe of Liaoning
测试单位：中国地质大学（武汉）地质过程与矿产资源国家重点实验室
图2.17 LW5（50号岩筒）锆石U-Pb年龄分析谐和曲线及年龄分布图
Figure 2.17 Concordia diagram with zircon U–Pb data and U–Pb age distribution for LW5 （the No.50 pipe）
图2.18 金伯利岩中的斜锆石
（左）（LW1，正交偏光），LW1斜锆石稀土元素球粒陨石标准化分布型式图（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 同位素测试在中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室Neptune多接收电感耦合等离子体质谱仪（MC-ICPMS）上完成，激光波长为193nm，Lu-Hf 同位素分析采用Wu等人（2006）介绍的方法与步骤。采用He 和Ar作为传输气体，光斑大小30µm，同时检测172Yb，173Yb，175Lu，176（Hf+Yb+Lu），177Hf，178Hf，179Hf 和180Hf等8个同位素信号，100mJ下激光激发频率为4Hz；176Lu对176Hf的干扰采用175Lu/176Lu=0.02655进行校正，并假设Lu的分馏与Hf的分馏情形相同。176Yb对176Hf的干扰采用实测Yb的分馏系数，并假设176Yb/172Yb=0.5887，实际测定过程中以176Hf/177Hf 0.282305 ± 21的91500为外部标准（Wu et al.，2006）。176Lu 衰变常数采用 1.867×10-11y-1（Soderlund et al.，2004） ，采用Blichert-Toft and Albarede （1997） （176Lu/177Hf）CHUR= 0.0332和（176Hf/177Hf）CHUR= 0.282772来计算εHf（t），模式年龄根据（176Lu/177Hf）DM= 0.0384和（176Hf/177Hf）DM= 0.28325 进行计算 （Griffin et al.，2000）。两阶段年龄（TDM2） 岩石圈地幔具有相同的Lu/Hf 值，176Lu/177Hf 采用 0.022（Amelin et al.，1999）。数据处理采用ISOPLOT 软件（Ludwig，2003）。
LW1斜锆石表现出明显的δCe正异常，轻重稀土都较为富集，其标准化分布型式为左边较陡峭，右边较平直的曲线（图2.18，右）。
斜锆石的U–Pb同位素数据如表2.19所示，其Th含量较低，但是变化范围较大，量少者仅几μg/g，量高者可达1328μg/g，平均为106.76μg/g。U含量相对较高，范围为628～2958μg/g，平均达1275.04μg/g。Th/U比值平均为0.052，最高为 0.45。LW1斜锆石计算U–Pb年龄为443～550 Ma，年龄值和U、Th含量及U/Th值有微弱的正相关性，可能和晶体的定向性及高U含量效应有关（Williams and Hergt，2000；Li et al.，2010a），206Pb/238U加权平均年龄为483Ma（MSWD=0.21）。207Pb/206Pb的分析误差0.05669 ±0.00013在允许范围内，对应的Pb/Pb年龄为 479.6±4.9Ma （MSWD = 0.71）（图2.19）。目前的研究显示，金伯利岩的斜锆石是非常稀少的，其出现只有两种方式，其一是作为锆石的反应边存在，这种方式存在的斜锆石往往具有核心并且可能具有平行连生的自形晶结构，并且边缘的U含量高于核心，本文样品没有发现上述现象。斜锆石的第二种产出方式是作为地幔来源的巨晶出现，形成后被金伯利岩带到地表（Schärer et al.，1997；Heaman and LeCheminant，2000），后者其U–Pb年龄和金伯利岩的侵位年龄一致，可以看作是金伯利岩的侵位年龄。本文样品的特征显示，斜锆石大多是半自形和碎块状的，其εHf（480Ma） （图2.20）也和金伯利岩岩浆的值-0.3～-6和金伯利岩锆石巨晶的值-40（Zhang and Yang，2007，Zheng et al.，2009），其来源只能是后者，因此，斜锆石为483Ma206Pb/238U加权平均年龄和479.6±4.9Ma Pb/Pb年龄可以认为是比较可靠的侵位年龄（Li et al.，2011）。
表2.19 LW1斜锆石U-Pb同位素数据表Table 2.19 U-Pb isotope data of baddeleyites in LW1 kimberlite dyke
&f206普通铅206Pb 在总铅206Pb 中的百分含量 ；*指放射性成因的
图2.19 瓦房店LW1金伯利岩脉斜锆石阴极发光及Pb-Pb年龄图
Figure 2.19 Cathodoluminescence images of baddeleyites in LW1 kimberlite dyke，Wafangdian and its Pb-Pb age diagram
图2.20 瓦房店 LW1 金伯利岩脉斜锆石εHf（480Ma）
Figure 2.20 εHf（480Ma） of baddeleyites in LW1 kimberlite dyke，Wafangdian
19个斜锆石样品的Hf同位素分析数据见表2.20，其εHf（0）均为负值，范围在-17.30～-13.54 ［εHf（480Ma）-2.98～-6.75］，说明斜锆石样品结晶于亏损地幔。176Hf/177Hf初始值变化范围较小，在0.282283～0.282389之间，Hf模式年龄平均值为1285.579Ma，代表了辽宁瓦房店岩石圈地幔的一次交代事件，这一年龄和华北克拉通在1.35Ga出现的广泛的岩浆事件具有明显的一致性（Zhang et al.，2009）。
根据金伯利岩脉重砂斜锆石SIMS精确测年，首次获得的U–Pb和Pb–Pb年龄数据为480～483Ma，和辽宁金伯利岩岩浆活动的时代基本上属于早中奥陶世的地质观察完全一致。
Ⅶ 什么是金伯利岩
斑状结构，斑晶为橄榄石、金云母、石榴子石等，蛇纹石化显著，偶见辉石;基质为细粒及隐晶质;常以岩筒(岩颈)、岩脉等形式产出。金刚石常存在于此岩中。我国已在辽宁、山东等省发现多处金伯利岩。
Ⅷ 金伯利岩的发现和开采
金伯利是南非的小镇，1867年世人首次在那里发现蕴藏金刚石的母岩，于是将这种岩石命名为金伯利岩，其中含金刚石的占20%～30%，具工业价值的不足5%。具有工业意义的含金刚石金伯利岩体，主要分布在南非、博茨瓦纳、扎伊尔、澳大利亚、俄罗斯和中国等国。中国的金刚石的地质勘查工作始于20世纪50年代，已发现金伯利岩脉有400余条，分布于辽宁、山东、新疆3省，虽部分含金刚石，但具工业价值的极少。
1866年，世界金刚石的找矿史发生了历史性的变化，在南非第一次发现金刚石。到1870年直接参加找金刚石的人数达到5万多人。 先后在奥兰治河及其支流发现了规模大、品位高的金刚石砂矿。1870年首次发现了含金刚石的金伯利岩岩筒“亚赫斯丰坦”岩筒和“杜托依茨潘”岩筒。1871年在金伯利城附近又发现了世界著名的“金伯利”、“德比尔斯”和“伯特丰坦”3个岩筒，并由此产生了“金伯利岩”的命名。
在1870年以前，世界各国发现的金刚石都产自砂矿。南非一个最大的“普列米尔”金伯利岩岩筒发现于1902年，该岩筒1903年投产以来，截止上世纪70年代末巳采出金刚石7800万克拉。该岩筒还产出了许多著名的大金刚石，如最大的宝石金刚石“库利南”等。该岩筒金刚石种类也十分丰富，达1000多种，且金刚石质量很好， 宝石级金刚石约占55%。19世纪中叶以来，南非就取代了巴西，成为世界上金刚石的主要产地。
1907年，美国地质学家贾诺特(Janot)在扎伊尔普查金矿时在奇米尼纳河的冲积物中偶然发现一颗重量0.1克拉的金刚石。 此后，人们用类似淘金的方法又找到许多金刚石砂矿。经过30多年的勘查工作，不仅找到了世界上最丰富的残坡积和冲积砂矿，并于1946年在姆布吉玛伊市附近发现了第一批金伯利岩岩筒群。 此后不久，在姆布吉玛伊市西南30km处的基布阿地区又找到了新的金伯利岩岩筒群。自1953年以后，扎伊尔的金刚石产量超过了南非，一跃成为世界上产出金刚石最多的国家。
1908年在纳米比亚(西南非洲)发现了金伯利岩岩筒。后来的勘查工作证明，这里蕴藏着世界上最大的滨海金刚石砂矿，金刚石的质量也最好，宝石级金刚石约占95%。
20世纪以来，在非洲许多国家陆续发现了金刚石。1910年在利比利亚，1912年在安哥拉，1913年在坦桑尼亚和中非共和国，1919年在加纳，1929年在象牙海岸，1930年在塞拉利昂，1955年在马里，1967年在博茨瓦纳等国家都找到了金刚石。这些国家发现的主要都是金刚石砂矿，只有少数是金伯利岩原生矿床。
坦桑尼亚在1913年就发现金刚石。 此后近30年时间内虽找到200多个金伯利岩岩体，但大多不含有金刚石。直到1940年，在辛阳加地区由加拿大地质学家J.T.威廉森采用重砂追索法找到了世界上最大的含金刚石的金伯利岩岩筒， 命名为“姆瓦杜伊”岩筒， 该岩筒地表面积146万平方米， 估计金刚石储量约有5000万克拉。
博茨瓦纳从1955年开始用重砂法进行金刚石普查找矿，经过10多年的大量工作，直到1967年才发现世界第二大金伯利岩岩筒“欧拉帕”岩筒。1973年又发现了富含宝石级金刚石的“杰旺年”岩筒。从此，博茨瓦纳成为世界上最重要的金刚石生产国。
俄罗斯和前苏联找寻和发现金刚石矿床， 更经历了漫长而曲折的历史过程。 俄罗斯第一颗金刚石是1829年在乌拉尔的含金、铂砂矿中发现的。此后，在一个多世纪的漫长岁月中，一直围绕乌拉尔这个地区普查和寻找金刚石， 除发现少量金刚石砂矿外， 始终没有找到金刚石原生矿床。1937年，著名地质学家B.C.索波列夫将西伯利亚地台和盛产金刚石的南非地台对比，发现二者地质特征十分相似，据此推测在西伯利亚地台可能存在有金伯利岩型原生金刚石矿床。从1945年开始，苏朕在西伯利亚地台进行金刚石普查找矿，经过10年的工作，直到1954年沿达尔登河用镁铝榴石作为标志矿物进行重砂追索，才发现第一个金伯利岩岩筒-“闪光”岩筒。 1955年以后，该区又陆续发现许多金伯利岩岩筒。这样，到1971年以后，苏联的金刚石产量就超过南非，仅次于扎伊尔，跃居为世界第二位。
澳大利亚1851年在东南部的新南威尔士用采金船开采黄金和锡石砂矿时首次发现金刚石。经历一个多世纪以后，直到20世纪70年代才将金刚石找矿的重点地区由东部转移到西北部，在西澳的金伯利地区发现了一批含金刚石的金伯利岩岩筒。其中最大一个岩筒地表面积84万平方米，金刚石含量较高，质量也较好。特别是1979年又发现了金刚石原生矿床的新类型-钾镁煌斑岩型金刚石原生矿床， 使澳大利亚一跃成为世界上最重要的金刚石产地。值得指出的是，澳大利亚“阿盖尔”岩管中含有一定数量的色泽鲜艳的玫瑰色和粉红色的宝 石级金刚石，属稀世珍宝，平均每克拉金刚石售价超过3000美元。其中一颗重3.5克拉的玫瑰色高净度优质宝石级金刚石销售价达到350万美元。此外，还发现数量极少的蓝色宝石级金刚石。
新疆省和田地区墨玉县发现金刚石 1945年,墨玉县出土了一颗重0.5克拉的金刚石,被一个苏联人收购,存放在苏联莫斯科展览馆内。1963年为我国驻苏大使馆发现,将此事转告国家地质部,地质部又责成新疆地质局调查,调查任务交给驻和田第寸’地质大队。经过二十多年的访问调查,终于在1984年证实了这一事实。{日出土地点不是原来所记载的波朋村,而是在吐斯阿克其。吐斯阿克其距和田65公里,距墨玉县城40公里。 1984年10月17目,墨玉县前进公社二管理区三大队二小队社员买卖提奴尔麻木提在吐斯阿克其发现第二颗金刚石。这颗金刚石重O.2028克拉,主晶形为八而体,晶棱弯曲呈弧形,略带黄棕色,透明。在紫外线下不发光;x射线下发天蓝色,经自治区地质局鉴定,确为金刚石。 1985年7月6日,吐斯阿克里再传喜讯,墨玉县金矿职工王峻青在该地距地面2.5米深处,发现～颗重O.221克拉的金刚石。这样,吐斯阿克其先后出土金刚石三颗。金刚石是碳在高温度高压下形成的结晶体,为自然界最硬的矿物,硬度lO,～-般川作高级研磨切割材料,亦用作首饰。孕育于地球深处人们常说百炼成钢，钻石的形成条件，要比其苛刻严酷何止千倍！早在亿万年前，地球诞生之初， 距地表150—200公里的地幔深处，存在着高达1000度至1300度的高温，约4500——60000个大气压。在这样的高温、极高气压及还原（缺氧）环境下，碳原子才结晶成为珍贵的钻石。这种条件极其罕见，地球数十亿年形成的钻石也极其珍贵有限。
她在地球深处沉睡了亿万年，一直等待着来到人间的机会。剧烈火山的爆发，让这一切变成可能。 火山喷发形成了独特的金伯利岩管，让岩浆像一台升降机一样，携带着150公里深处的钻石及其他岩石和矿物，一起向上穿过地幔，冲破地壳，来到地表。他们以钻石毛坯（原石）形式，被人类所发现和开采 。
历经千切万磨 终现美丽光芒
并不是所有的钻石原石，都能成为首饰级钻石。在开采出的金刚石中，平均只有百分之二十达到宝 石级，而其他百分之八十只能用于工业。要得到1克拉钻石的原石，需要250吨的金伯利岩，而且最终也只能打磨出大约20至50分的钻石成品。从大量原矿中被精心遴选出钻石毛坯，被运往美国、印度、以色列、比利时等钻石加工切割基地。在这里，她们要完成从钻石毛坯（原石）到稀世珍宝的蜕变。历经上千次的切割、打磨和抛光，钻石的克拉数在不断损失，但其洁净度日臻完美，颜色和光泽也日渐晶莹剔透、熠熠生辉。无数个光洁如镜的切面，让钻石折射出耀眼夺目、令人陶醉的美丽光芒。
Ⅸ 金伯利岩的分类及一般特征
（一）分类
由于金伯利岩产状特殊，来源很深（可达260 km），在岩浆上升过程中要穿过地壳，往往捕虏不同的围岩碎块，形成后又有许多成分的改变，因此，到目前为止，有关金伯利岩的分类方案一直没有完全统一。在IUGS分类中没有涉及金伯利岩的进一步分类。
目前国内以山东省地质局（1980）提出的方案较为实用，该方案是根据结构构造分为三类：金伯利角砾岩、凝灰状金伯利岩和斑状金伯利岩；以后，以Mitchell（1986）为代表，提出按成因分类：浅成相、火山通道相和火山口相，在不同的各“相”中，又分出不同的岩石类型。池际尚、路凤香（1996）在上述国内外分类基础上，提出了一个较为详细的分类方案：
（1）浅成相 岩石类型包括细粒金伯利岩、粗晶斑状金伯利岩（macroporpyritic kimberlite）、粗晶斑状金伯利角砾岩（macroporpyritic kimberlite breccia）；
（2）火山通道相 岩石类型为凝灰状金伯利岩（tuffsitic kiberlite）凝灰状金伯利角砾岩；
（3）火山口相 岩石类型为火成碎屑金伯利岩（pyroclastic kimberlite，细碎屑胶结）和外力碎屑金伯利岩（epiclastic kimberlite，火山灰、蚀变和粘土矿物胶结，常具层状构造）。
该方案较全面，与目前国际常用分类基本一致。
本书在此基础上，综合国内其他分类，结合我国实际情况，提出一个较简单的方案（表6-1），表中碎屑物粒径和含量界限据路凤香等（1996）。表6-1中分为两部分，竖双线右侧表示按成因划分的两个相（火山通道相和浅成相）及其岩石名称；左侧为结构特征（碎屑状、斑状）。对具碎屑状结构的岩石，鉴定时首先统计粒径＞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%（如统计为10%），而＜2 mm的碎屑含量＞50%（如统计为65%），则在左侧粒径＞2 mm下面找到含量＜15%和粒径＜2 mm下面找到含量＞50%的横向栏，顺此向右查到该岩石名称为凝灰状金伯利岩。同样，当粒径＞2 mm的碎屑含量＞15%，而粒径＜2 mm的碎屑含量＜50%时，则向右查到岩石名称为凝灰状金伯利角砾岩。当粒径＞2 mm的碎屑含量＞50%，而细碎屑少或无时，称岩球金伯利岩（火山通道相）或金伯利角砾岩（浅成相）。对于具斑状结构的岩石，进一步分为斑状结构（岩石名称为斑状金伯利岩）和显微斑状结构，后者是指手标本不见斑晶，而镜下可见小斑晶（岩石命名为细粒金伯利岩）。该分类方案仅是金伯利岩主要类型的一般概括，应用时要注意：①金伯利岩的两种产状之间往往为相互连通、过渡的，因此，二者间存在着一系列过渡类型；②凝灰状金伯利角砾岩和金伯利角砾岩的区别是前者除角砾外含有较多的细碎屑（＜50%），其胶结物为蛇纹石等细粒集合体；后者金伯利角砾岩除角砾外，以熔岩为主，而细碎屑无或较少，胶结物为熔岩（斑状金伯利岩或细粒金伯利岩）。当蚀变强二者无法区分，且产状也不好确定时，可统称“金伯利角砾岩”；③根据金伯利岩中所含原生矿物种类，可进一步命名。如金云母细粒金伯利岩、镁铝榴石斑状金伯利岩、方解石金伯利角砾岩等。
表6-1 金伯利岩岩石分类简表
（二）一般特征
金伯利岩颜色深，暗绿色、绿色、黄绿色，风化后呈土黄绿色、土红褐色。野外和手标本上常见大小捕虏体，常具角砾状构造和岩球构造（凤凰蛋）。
1.化学成分
金伯利岩较一般超基性岩的SiO2质量分数低，平均约为33%，最高者45%左右，最低者27%左右。而碱特别是钾偏高，w（K2O）＞w（Na2O），w（MgO）较高约30%。含大量挥发分CO2和H2O。微量元素中Ni、Cr、Co、Nb、Y较高，它们往往作为寻找金伯利岩的指示元素
2.矿物成分
矿物种类较多，按其来源和成因，分三类：
（1）岩浆期原生矿物 主要有镁橄榄石、金云母、镁铝榴石、钙钛矿、钛铁矿、铬铁矿、铬透辉石、顽火辉石和碳酸盐矿物；
（2）岩浆期后热液矿物 主要为蛇纹石、碳酸盐矿物、滑石、绿泥石等。
（3）同源或异源包体（捕虏体）中的矿物 常见的有橄榄石、斜方辉石、单斜辉石、镁铝榴石，后三种矿物多见反应边结构，橄榄石可见肯克带。捕虏围岩中的矿物有角闪石、石榴子石、绿帘石、长石、石英等。
以上三种矿物的详细种属如表6-2所示。金伯利岩矿物成分的最大特点是含有高温高压相的矿物组合。下面仅介绍几种常见矿物的特征。
表6-2 金伯利岩中矿物类型
（1）橄榄石 是金伯利岩中最主要的造岩矿物，含量可达50%～60%。以斑晶、基质、捕虏晶、矿物包裹体以及作为超镁铁质岩捕虏体中的造岩矿物等形式产出。在浅成相金伯利岩中橄榄石具明显的世代性，一般出现2～3个世代，第一世代橄榄石为较大的斑晶，受熔蚀强，呈卵形、椭圆形、圆形（照片6-2～6，10，12，17～19），有时为拖鞋状，粒径一般为1～10 mm；第二世代橄榄石为较小的斑晶，熔蚀作用较弱，自形-半自形晶，棱角略显圆滑，粒径＜1 mm；第三世代橄榄石多属基质中的成分，很少受熔蚀，以自形晶为主，粒径0.1 mm±。二、三世代橄榄石往往为过渡关系。新鲜的橄榄石少见，多数遭受蚀变，最主要的是蛇纹石化、碳酸盐化，其次滑石化、金云母化、绿泥石化等。蚀变从边部或裂纹开始，极少的情况见橄榄石残留（照片6-3，6），而更常见橄榄石全部蚀变保留假象，形成蚀变网格、网环或蚀变环带结构。早晶出的橄榄石富镁贫铁且富含铬、镍。据山东资料，当金伯利岩中橄榄石斑晶大而多时，金刚石矿富。
（2）金云母 是金伯利岩中的主要矿物之一。从岩浆期到热液阶段均有晶出，多为富铁变种。岩石中其含量变化大，在橄榄石型金伯利岩中金云母含量少，甚至不含。而在金云母型金伯利岩中含量多，有时可高达80%～90%。金云母也常见2～3个世代，第一世代大晶体多熔蚀呈浑圆状，粒径一般＞1 mm；第二、三世代为基质成分，自形—半自形片状，常构成交织结构或席状结构。金云母的蚀变主要为绿泥石化、碳酸盐化、赤铁矿化、蛭石化等。新鲜的金云母手标本颜色为紫铜色，风化后明显褪色，显微镜下金云母为褐黄色、橙红色，多色性、吸收性明显，有时可见反吸收性。当金云母中含有Cr、Ni离子时，呈绿色。
（3）镁铝榴石 可以是原生矿物，也可作为捕虏晶或捕虏体中的矿物产出，与金刚石相伴生。原生镁铝榴石常呈斑晶出现，受熔蚀而呈浑圆状。多数镁铝榴石紫红—紫青色，有时为玫瑰色、浅粉红色或橙黄色，随着颜色加深，铁、铬含量增高，而铬含量较高时，金刚石含量也高。镁铝榴石常见绿色或黑色次变边（照片6-12，13），形成“绿豆”或“黑豆”（野外露头可见），次变边成分为绿泥石、蛇纹石、铬云母、水云母、碳酸盐矿物以及铁、锰矿物。次变边含较高的铬，以区别于产在非金伯利岩（如榴辉岩）中的镁铝榴石。在重砂找矿工作中，若发现具上述次变边的镁铝榴石，表明其附近可能存在原生金伯利岩体。
（4）钙钛矿 在我国一些金伯利岩的基质中常见。立方体或不规则粒状，一般＜0.1 mm。新鲜者褐黑色、灰黑色、棕褐色，风化后灰黄色、灰白色。镜下为褐黄色、浓褐色，半透明—不透明，具均质性，蚀变或风化后变为白钛矿，反射光下为白色，似云雾状。
（5）铬铁矿 分布较广泛的特征副矿物，含量低而稳定。斑晶和基质中均可见，黑色，几乎不透明，薄片中其边部有时呈现微透明的红褐色（强光下更明显）。斑晶中的铬铁矿浑圆状—半浑圆状，铬高铝低，基质中晶体完整，铬低铝高。我国金伯利岩中的铬铁矿一般含镁，称之为镁铬铁矿（picrochromite），在我国重砂寻找原生金伯利岩时，镁铬铁矿为指示矿物之一。在国外金伯利岩中没有镁铬铁矿的报道，在国外找矿中，镁钛铁矿（picrotitanite）是比镁铝榴石更可靠的标志矿物。
（6）铬透辉石 含量少而较常见的矿物，在含金刚石的金伯利岩中，呈分散状斑晶。浑圆状或椭圆状，鲜艳的翠绿色（照片6-21）。成分中富铬、贫铝低铁。捕虏体和超镁铁质岩中的铬透辉石或透辉石呈半自形柱状或不规则粒状，成分为低铬高铁。
（7）磷灰石 金伯利岩基质中常见矿物。可有两个世代，早期呈浑圆状—半浑圆状，颗粒稍大，有时见粗糙的熔蚀表面；第二世代磷灰石呈细小针状、棒状，常见放射状、束状集合体，构成特征的太阳晶结构（sun like crystal texture，照片6-8）。成分中含较高的锶和稀土元素。
3.结构构造
主要为斑状结构、同矿物多世代结构、细粒结构、卵斑席基结构、凝灰状结构、深源矿物次变边结构等；常见的构造有角砾状构造、块状构造、岩球构造、流动构造。
（1）斑状结构 斑晶以橄榄石为主，有的金伯利岩中以金云母为主。斑晶常被熔蚀呈椭圆状或浑圆状，故称之为卵斑结构（ovi-form porphyritic texture，照片6-1～4，17～19）或圆斑结构（round porphyritic texture，照片6-6）。此外，斑晶成分可见镁铝榴石、铬透辉石等。
（2）同种矿物多世代结构（same mineral multiple generation texture）金伯利岩中的很多矿物都有世代性，其特点是早晶出的矿物比晚晶出的矿物自形程度低（照片6-5，6），这与一般火成岩结构恰好相反，表明了不同世代矿物是在不同深度形成的，早晶出的矿物被明显熔蚀，晚形成者则有好的生成条件。
（3）细粒结构 手标本观察不见斑晶，由细粒矿物组成，而显微镜下则见斑晶，具显微斑状结构microphyritic texture。斑晶为橄榄石、镁铝榴石、金云母，粒径0.1～0.2 mm；基质具微晶结构（照片6-7，8）。
（4）卵斑席基结构（ovi-form porphyritic sheet ground texture）斑晶为橄榄石或金云母，基质由大量自形的金云母构成席状或交织状，环绕于卵斑周围（照片6-9，10，19）。这种结构中的金云母一般＞40%。
（5）凝灰状结构（tuffisitic texture）晶屑、岩屑被细斑状金伯利岩胶结，显微镜下类似凝灰岩的外貌。晶屑、岩屑成分以早期的金伯利岩及其矿物碎屑为主（照片6-11，26），也可含有围岩及其矿物碎屑。碎屑粒径＜2 mm。
（6）深源矿物次变边结构（typhonic minerals kelyphitic rim texture）金伯利岩中第一世代矿物几乎均具次变边结构，尤其是镁铝榴石（照片6-12，13）更常见（如前述“绿豆”、“黑豆”）。这是由于早晶出的深源矿物，在随岩浆向上移动时，物化条件有所改变，其边缘与岩浆反应而成。
（7）角砾状构造（brecciated structure）角砾成分复杂，有同源角砾，如早期金伯利岩、二辉橄榄岩、榴辉岩等，也有异源角砾，如灰岩、页岩、片麻岩、甚至麻粒岩。角砾大小、形态不一（照片6-14，25，27）。一般粒径＞2 mm，有的学者（如Mitchell，1985）则定为＞4 mm。
（8）同生岩球构造（contemporaneous rock globular structure）是金伯利岩中常见的一种特殊构造。“岩球”顾名思义为圆形或椭圆形的球体（照片6-15）。岩球核心一般为蛇纹石化（或碳酸盐化）的橄榄石（照片6-16），有时也见镁铝榴石或岩屑。外壳由细粒金伯利岩组成，晚世代矿物围绕核心呈同心环状分布（照片6-16）。新鲜的岩球为绿色，与母岩界线不易分清，但风化后易脱落，呈鸟卵形，故在我国俗称“凤凰蛋”。
4.产状
世界范围内金伯利岩主要为浅成-超浅成侵入体，很少情况下，以喷发形式产出。仅在坦桑尼亚的Lgwisi山见有小的凝灰岩锥和一个小熔岩流，据报道（Reid等，1975）该熔岩具斑状结构，斑晶为橄榄石，基质中普遍见长条状原生方解石定向排列，构成粗面结构。我国未发现喷出金伯利岩。金伯利岩侵入岩体多呈岩筒（管）、岩墙、岩床、岩脉产出，并以岩筒为主。岩筒（管）形状多样，平面近于等轴状，直径一般几十米，有的达数百米，向下陡倾斜（90°左右）延伸，但逐渐收缩，并在深处变为岩墙或岩脉，它们往往沿构造线方向成群出现。图6-1为金伯利岩产状示意图。从时代上看金伯利岩形成是多期的，以侏罗纪、白垩纪为主，如南非、西非、北美、西伯利亚及我国山东、辽宁等地。其次为前寒武纪和古近纪和新近纪，我国贵州金伯利岩形成于加里东期。
图6-1 金伯利岩产状示意图
国内外多数学者认为金伯利岩的形成，需要较长的时期上升和相对稳定的地质环境。因此，主要产于古老的地台和地盾区，并伴有深断裂构造条件。例如，非洲金伯利岩几乎均分布于克拉通地区，俄罗斯西伯利亚金伯利岩体限于西伯利亚地台内，我国山东金伯利岩岩体群分布于华北地台，并与NNE向的郯城—庐江大断裂平行。
多数金伯利岩蚀变强烈，普遍为蛇纹石化、碳酸盐化，有时见滑石化、绿泥石化（后者主要是金云母蚀变产物）。
Ⅹ 金伯利岩的分类及一般特征有哪些
（一）分类由于金伯利岩产状特殊，来源很深（可达260 km），在岩浆上升过程中要穿过地壳，往往捕虏不同的围岩碎块，形成后又有许多成分的改变，因此，到目前为止，有关金伯利岩的分类方案一直没有完全统一。在IUGS分类中没有涉及金伯利岩的进一步分类。
目前国内以山东省地质局（1980）提出的方案较为实用，该方案是根据结构构造分为三类：金伯利角砾岩、凝灰状金伯利岩和斑状金伯利岩；以后，以Mitchell（1986）为代表，提出按成因分类：浅成相、火山通道相和火山口相，在不同的各“相”中，又分出不同的岩石类型。池际尚、路凤香（1996）在上述国内外分类基础上，提出了一个较为详细的分类方案：
（1）浅成相 岩石类型包括细粒金伯利岩、粗晶斑状金伯利岩（macroporpyritic kimberlite）、粗晶斑状金伯利角砾岩（macroporpyritic kimberlite breccia）；（2）火山通道相 岩石类型为凝灰状金伯利岩（tuffsitic kiberlite）凝灰状金伯利角砾岩；（3）火山口相 岩石类型为火成碎屑金伯利岩（pyroclastic kimberlite，细碎屑胶结）和外力碎屑金伯利岩（epiclastic kimberlite，火山灰、蚀变和粘土矿物胶结，常具层状构造）。
该方案较全面，与目前国际常用分类基本一致。
本书在此基础上，综合国内其他分类，结合我国实际情况，提出一个较简单的方案（表6-1），表中碎屑物粒径和含量界限据路凤香等（1996）。表6-1中分为两部分，竖双线右侧表示按成因划分的两个相（火山通道相和浅成相）及其岩石名称；左侧为结构特征（碎屑状、斑状）。对具碎屑状结构的岩石，鉴定时首先统计粒径＞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%（如统计为10%），而＜2 mm的碎屑含量＞50%（如统计为65%），则在左侧粒径＞2 mm下面找到含量＜15%和粒径＜2 mm下面找到含量＞50%的横向栏，顺此向右查到该岩石名称为凝灰状金伯利岩。同样，当粒径＞2 mm的碎屑含量＞15%，而粒径＜2 mm的碎屑含量＜50%时，则向右查到岩石名称为凝灰状金伯利角砾岩。当粒径＞2 mm的碎屑含量＞50%，而细碎屑少或无时，称岩球金伯利岩（火山通道相）或金伯利角砾岩（浅成相）。对于具斑状结构的岩石，进一步分为斑状结构（岩石名称为斑状金伯利岩）和显微斑状结构，后者是指手标本不见斑晶，而镜下可见小斑晶（岩石命名为细粒金伯利岩）。该分类方案仅是金伯利岩主要类型的一般概括，应用时要注意：①金伯利岩的两种产状之间往往为相互连通、过渡的，因此，二者间存在着一系列过渡类型；②凝灰状金伯利角砾岩和金伯利角砾岩的区别是前者除角砾外含有较多的细碎屑（＜50%），其胶结物为蛇纹石等细粒集合体；后者金伯利角砾岩除角砾外，以熔岩为主，而细碎屑无或较少，胶结物为熔岩（斑状金伯利岩或细粒金伯利岩）。当蚀变强二者无法区分，且产状也不好确定时，可统称“金伯利角砾岩”；③根据金伯利岩中所含原生矿物种类，可进一步命名。如金云母细粒金伯利岩、镁铝榴石斑状金伯利岩、方解石金伯利角砾岩等。
国内外多数学者认为金伯利岩的形成，需要较长的时期上升和相对稳定的地质环境。因此，主要产于古老的地台和地盾区，并伴有深断裂构造条件。例如，非洲金伯利岩几乎均分布于克拉通地区，俄罗斯西伯利亚金伯利岩体限于西伯利亚地台内，我国山东金伯利岩岩体群分布于华北地台，并与NNE向的郯城—庐江大断裂平行。
多数金伯利岩蚀变强烈，普遍为蛇纹石化、碳酸盐化，有时见滑石化、绿泥石化（后者主要是金云母蚀变产物）。