金伯利岩和钾镁煌斑岩作为主要的金刚石母岩, 具有重要的经济价值。金伯利岩及橄榄钾镁煌斑岩是处于地幔-岩浆-流体三组分体系中, 在一定的岩石圈动力学环境中, 由地幔橄榄岩物质、低程度熔融的富钾超镁铁-镁铁质熔体和以C、H、O、N、S为主要成分的流体, 进行相互反应、混合而固结形成的混杂岩(hybrid rock)^[1]。众所周知, 金伯利岩是大陆内部地幔低程度部分熔融出的岩浆结晶产物, 主要出露于太古宙-古元古代的古老(A型或P型)克拉通地区, 一般以类似于"胡萝卜状"或"圆锥形"的岩筒、岩管或岩脉成群出现。金伯利岩浆起源条件的特征都与富含流体组分有关, 流体不仅降低了地幔的熔融温度, 产生低熔岩浆, 且对保持冷的岩石圈状态起到有效的调节作用^[2]。前人^[3]将地幔流体的作用提到岩石圈演化与地幔减薄作用的高度, 认为地幔流体来自于地幔演化, 又促进了地幔演化, 为岩石圈减薄创造了条件。金伯利岩产出的构造环境及由此反映的地幔源区深度(即岩石圈厚度)、地幔流体活动强度的差异, 不仅影响金伯利岩的含金刚石性, 而且是地幔源区不均一性的影响因素^[4]。最新研究^[5]表明, 在中生代-新生代(250~ 50Ma)每个大陆的克拉通区域都发现金伯利岩岩浆活动, 占据全球已知金伯利岩形成年龄统计数据的60%以上。全球金伯利岩喷发的时间分布明显偏向于较近期的地球历史, 在富集挥发分条件下的深部地幔熔融(例如, 金伯利岩熔体形成)更加普遍存在于中生代-新生代, 而在前寒武纪罕见^[6]。对于上述全球金伯利岩岩浆作用的"延时出现", 不同的学者从不同的角度提出了一些解释, 例如, 主要由于后太古代俯冲再循环的不断增强^[5], 导致随时间的推移地球上地幔呈现出递增的氧化状态^[7]和挥发分含量^[8]。然而, 岩石学和地球年代学证据表明, 长期的地幔冷却及超大陆旋回能够对金伯利岩及其相关的深源富CO₂超基性岩浆的时间演化产生强烈的控制作用^[5]。另外, 已有研究者提出了金伯利岩岩浆侵位的理想模式, 并进行了岩相的划分, 自下而上分为根部相(包括浅成的岩墙、岩脉、岩床)、火山通道相(火山颈相)和火山口相^[9]。含金刚石的金伯利岩(起源深度大于150km)火山作用, 可作为天然超深钻取样, 提供了探索大陆岩石圈属性及其演化的重要手段, 对深部地质过程及金刚石含矿性研究具有重要的意义。特别是, 火山岩(包括金伯利岩、钾镁煌斑岩)中的地壳和/或地幔捕虏体(晶)是研究大陆深部岩石圈形成与演化最直接的代表样品。

目前, 扬子陆块共有4个金伯利岩-钾镁煌斑岩-钾质煌斑岩区^[1]:贵州镇远及麻江岩区(金伯利岩-钾镁煌斑岩-钾质煌斑岩)、湖南宁乡岩区(钾镁煌斑岩-钾质煌斑岩)、湖北大洪山岩区(金伯利岩-钾镁煌斑岩-钾质煌斑岩)和扬子陆块西缘岩区(超钾质煌斑岩)。其中, 后2个岩区没有发现金刚石; 前2个(贵州和湖南)岩区都在人工重砂大样及附近河流重砂中找到过大小、数量不等的金刚石^[1], 说明在含金刚石母岩岩浆喷发的地质历史时期, 湘黔地区下部可能存在厚的岩石圈(大于150km), 且深部岩石圈地幔达到了金刚石的生成条件。贵州镇远马坪地区是中国第一个含原生金刚石岩体的发现地, 既是华南地区最重要、最丰富的含金刚石母岩出露区, 也是中国金刚石原生矿找矿的重点区域, 但由于长期以来该区含金刚石母岩的岩石学信息多次变化, 对不同特征岩石的定名存在争议, 并由此引发的围绕华南地区壳幔属性、构造环境、金刚石生成条件等方面的争论也从未停止过。近年来, 笔者对镇远部分地区开展了重点工作, 认为马坪含金刚石岩石的总体特征与金伯利岩相似, 而白坟的岩石特征则与钾镁煌斑岩更相近。这些差异表明, 贵州东部镇远地区存在反映不同构造背景、深部地质条件及年龄特征的金伯利岩和钾镁煌斑岩。马坪金伯利岩与白坟钾镁煌斑岩共存, 而且马坪金伯利岩的含矿性比白坟钾镁煌斑岩好, 此外还出露与之相伴生的平阳云煌岩等煌斑岩类。显然这些岩石在起源深度、形成时代、岩石圈状态等方面存在一定的差异, 说明贵州东部岩浆作用具有多种类型、多期次活动的特点, 其大陆深部岩石圈具有更复杂的演化过程。本文重点选取贵州镇远地区马坪D1号含金刚石的金伯利岩样品, 结合前人的研究成果, 对其岩石学特征进行研究, 对于原生金刚石、锆石捕虏晶和幔源含铬镁铝榴石捕虏晶所给出的深部地质信息进行了探讨和提取, 强调了对马坪金伯利岩进行岩相学对比研究的重要性, 以及采用先进的原位微区分析技术对马坪金伯利岩所携带的深部物质进行深入研究的必要性。

1.   地质概况

前人^[10]将贵州划分为扬子地台构造区、江南造山带构造区和右江造山带构造区三大构造单元, 其中(上)扬子地台和江南造山带的边界位于三都-凯里-三穗一线。也有研究者将扬子地台南东边界南移至广西柳州-湖南灌阳-湖南郴州-江西萍乡-江苏绍兴一线, 使贵州全境被划入扬子地台范围, 并将镇远地区划分在含微陆块的中、新元古代活动带内^[1]。贵州的海相碳酸盐岩类众多且分布广泛, 火成岩虽出露面积不大且零星分布, 但岩类复杂, 超基性、基性、中性酸性岩石均可见及, 岩浆活动以新元古代最强烈^[11-12]。贵州镇远地区(图 1)大地构造位置属于扬子陆块南缘与江南造山带西南段的过渡区, 本区为扬子地层区沉积, 出露以新元古界浅变质岩系为基底、古生界碳酸盐岩为主的盖层地层; 区内经历多次构造变动, 有重大影响的主要为早古生代加里东运动(又称为广西运动)和中生代燕山运动; 区内主要分布有北东向都匀-镇远-铜仁深大断裂和近东西向贵阳-镇远-怀化深大断裂, 这2条深大断裂交会区域控制了贵州东部偏碱性超基性-基性岩带的产出。

图  1  贵州镇远地区地质简图(据参考文献[1]修改)

N-新近系; E-古近系; P-二叠系; D-泥盆系; S-志留系; O-奥陶系; $\epsilon$-寒武系; Z-震旦系; Pt-下江群

Figure  1.  Simplified geological map of Zhenyuan area in Guizhou Province

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1965年, 贵州101地质大队在黔东南的镇远马坪地区发现了中国第一个含原生金刚石的岩体, 并命名为"东风一号"(D1), 但品位低, 未达工业要求。贵州马坪岩群是中国发现最早的一处金伯利岩, 也是国内公认的"云母型"金伯利岩的代表(计点法求得的金云母含量为34.9%~44.3%), 马坪云母金伯利岩中有高压矿物金刚石和铬镁铝榴石, 尽管没有见到其他金伯利岩中常见的镁铝榴石二辉橄榄岩包体, 但其岩浆形成部位应相当于镁铝榴石二辉橄榄岩相的范围或更深部位^[13]。然而, 20世纪70年代末, 西澳阿盖尔发现含金刚石的钾镁煌斑岩后, 有人将以D1为代表的含金刚石岩体(原定名为云母金伯利岩)正名为橄榄金云火山岩^[14]。需要注意的是, 已有许多研究表明, 钾镁煌斑岩(Lamproite, 也译为金云火山岩)无论岩石学、矿物学和地球化学特征, 还是产出的大地构造背景、原生金刚石成矿条件等都与典型的金伯利岩有差别。

马坪岩体群大都成群成带密集分布。岩体主要沿东西向断裂分布, 主体走向为北东80°, 产状为陡倾斜的岩墙和岩脉, 沿白云岩节理带、断层及层间剥离带侵位。岩体规模较小, 一般长40~230m, 宽0.05~2.6m。岩体的围岩是中-晚寒武世白云岩。马坪D1号岩体是全区含金刚石最好的岩体, 主岩脉长约120m, 宽0.2~2.6m。前人^[1]研究给出马坪D1号岩体的K-Ar法同位素年龄为340Ma, 磷灰石U Pb年龄为438Ma。

2.   岩相学特征

辨认和确定金伯利岩最有效的方法是岩相学。此外, 在确定岩浆活动各阶段的结晶产物、相互关系及其特征时, 岩相学也是必不可少的手段^[1]。马坪金伯利岩蚀变严重, 主要由橄榄石假象和金云母及其假象, 以及伴生矿物含铬镁铝榴石组成。由于遭受风化作用强烈, 地表露头岩石质地疏松, 呈褐黄色、褐红色、黄灰色等杂色, 除能够见到粗晶橄榄石(假象)和蚀变镁铝榴石(多已蚀变为中心具镁铝榴石残晶的"绿豆")(图版Ⅰ-a)外, 几乎已经完全变为由水云母及铁质氢氧化物组成的杂乱集合体, 原岩结构已显著破坏。产在D1号坑道中的样品为相对新鲜的金伯利岩样品, 保留了原生矿物的假象, 因此仍具有一定的代表性^[13]。本文样品采自马坪D1号岩体坑道内, 已受到强烈的碳酸盐化作用。新鲜岩石呈灰绿色, 具斑状结构和凝灰结构, 块状构造和角砾状构造(图版Ⅰ-a、b)。角砾成分复杂, 可能有来自上地幔的碎块, 也有来自浅部围岩(白云岩)的碎块, 并各自有不同程度的圆化, 大量角砾的存在反映马坪金伯利岩岩浆具有隐爆作用的特征。富流体的岩浆可以透过早期半固结的金伯利岩向上运移, 从而强化火山通道相的发育, 若能喷出地表则形成火山口相, 否则可在适当的部位发生隐爆作用。角砾大小不一, 受碳酸盐交代, 遭受严重蚀变(图版Ⅱ-d~f)。另外, 还能够看到俗称"绿豆"的次变镁铝榴石。胶结物为细粒金伯利岩, 肉眼观察为细粒结构, 镜下为显微斑状结构, 且已经遭受强烈蚀变, 只见云母晶形。

  图版Ⅰ 

a.斑状金伯利岩与蚀变镁铝榴石(俗称"绿豆"); b.斑状金伯利岩与多源角砾; c~g.含铬镁铝榴石及其蚀变边

  图版Ⅰ. 

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在显微镜下主要可见蛇纹石-碳酸盐化的橄榄石假象和云母、少量的镁铝榴石。岩石呈不等粒结构、斑状结构(粗晶斑状结构、显微斑状结构)、自交代结构、次变边结构及包含结构。斑晶为浑圆形和明显圆化熔融的自形-半自形, 斑晶含量约为25%, 斑晶矿物为橄榄石假象、金云母。基质呈显微斑状结构, 基质含量约为75%, 基质由金云母、橄榄石假象、碳酸盐矿物、蛇纹石, 以及磷灰石、锐钛矿、钛铁矿、黄铁矿、铬铁矿等副矿物组成, 基质颗粒细小, 受到了强烈的碳酸盐交代。蛇纹石有2种产出形式:一种呈自形-半自形橄榄石假象, 主要由纤维状蛇纹石组成; 另一种是细鳞片状蛇纹石集合体, 呈不规则脉状产出, 交代斑晶和基质矿物, 且不保留假象。碳酸盐矿物(主要是白云石)除呈假象交代橄榄石外, 主要以散点状、白云岩捕虏体及细(网)脉状产出。主要蚀变作用的生成顺序是:金云母化(局部)、纤维蛇纹石化和绿泥石化、碳酸盐(白云石)化及弱硅化(局部)。马坪金伯利岩的主要组成矿物描述如下。

2.1   橄榄石

没有发现新鲜的橄榄石, 均遭受了强烈的交代蚀变, 仅保留其原有的晶体形态, 形成蛇纹石与碳酸盐矿物的假象。橄榄石含量为10%~35%。显微镜下一般可以见到2个世代的橄榄石。

第Ⅰ世代橄榄石为粗晶橄榄石假象, 称为"卵斑"或"圆斑", 受到强烈的蛇纹石化和碳酸盐化, 蚀变形成蚀变网格、网环或蚀变环带结构(图版Ⅱ-a), 粒径1~10mm, 常见为2~6mm, 粗晶橄榄石完全被碳酸盐(主要为白云石)、蛇纹石、绿泥石、滑石、皂石等代替。

第Ⅱ世代橄榄石为橄榄石斑晶, 自形橄榄石形成显微斑晶及连晶, 粒度约为1mm, 与粗晶的形态和粒度明显不同。蛇纹石-碳酸盐化的斑晶橄榄石假象, 橄榄石一般为晶棱和顶角已明显圆化的自形-半自形, 少数为浑圆状和碎屑状, 存在熔蚀作用。蛇纹石保留橄榄石假象, 假象边缘往往有锐钛矿和粉尘状磁铁矿构成环边(图版Ⅱ-b), 少数假象内部还保存橄榄石蛇纹石化后特有的网环结构。

  图版Ⅱ 

a.第Ⅰ世代粗晶橄榄石假象（“卵斑”，粒径约为6mm）；b.第Ⅱ世代斑晶橄榄石假象（粒径约为1mm）；c.蚀变的金云母；d~f.不规则的角砾

  图版Ⅱ. 

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2.2   金云母

金云母已经完全蚀变, 但完好地保存了金云母假象(图版Ⅱ-c), 发育完全解理, 易于识别。蚀变的金云母呈显微斑晶, 常包裹锐钛矿、铬铁矿、磁铁矿、磷灰石及橄榄石(假象)而呈嵌晶状, 这种结构的金云母颗粒边界模糊, 内部较破碎, 有大量的岩浆早期结晶的矿物, 但外形仍显示云母类矿物的特点, 有连续的极完全解理, 且消光位一致。嵌晶状金云母现已全部蛭石化和绿泥石化。

2.3   含铬镁铝榴石

粗晶含铬镁铝榴石被认为是地幔捕虏晶, 因遭受熔蚀而呈浑圆形到碎屑状, 有橙色、血红色、紫色、紫青色等多种色调(图版Ⅰ-c~g)。粒径多在1~ 10mm, 含量为1%~5%, 常具棕褐色、灰绿色的次变边外壳, 呈同心圆状和放射状。次变边一般分为2~ 3层, 多者可达5~6层, 主要成分是绿泥石、蛇纹石、碳酸盐矿物和铁锰质矿物。次变边结构整体具有同心圆状构造, 由内向外为:①镁铝榴石的不规则交代残余; ②碳酸盐类矿物; ③含铬云母和蛇纹石; ④黄绿色含铬叶绿泥石, 具放射状构造; ⑤由黄褐色铁锰质绿泥石及尘点状磁铁矿组成。这是粗晶含铬镁铝榴石反应边的特点, 这种由绿色或黑色矿物组成的次变边结构的镁铝榴石是识别可能的金刚石母岩(如金伯利岩)岩体的重要标志。

3.   原生金刚石

20世纪80年代初期金刚石研究工作取得了很大进展, 确定了金伯利岩和钾镁煌斑岩中的大多数具有经济价值的金刚石, 不是岩浆结晶的产物, 而是地幔捕虏晶成因, 形成于克拉通化早期阶段的岩石圈底部^[15]。关于有经济价值或有潜在经济价值(可以经次生富集形成砂矿)的原生金刚石, 可以划分为3种成因类型:金伯利岩和钾镁煌斑岩型、超镁铁质岩侵入体型、超高压榴辉岩和高压变质岩型^[16]。原生金刚石主要产自金伯利岩和钾镁煌斑岩, 是大陆岩石圈特定温度、压力、氧逸度和流体条件下的产物。世界各地, 包括中国在内的原生金刚石产地都出现金刚石表面受熔蚀和再生的金刚石, 也普遍存在金刚石相互包裹的现象^[17]。事实表明, 金刚石在地幔中结晶的时间间隔相当漫长, 具有不连续性和多阶段性生长的特点, 因此不排除在原生金刚石的边缘存在岩浆上升时形成的晚阶段或流体交代形成的次生金刚石^[18], 但是极少数晶体形成于岩浆上升到地壳的过程中^[17]。由于绝大多数金刚石形成于地幔中, 金刚石中包裹体的研究涉及金刚石成因、地幔性质及演化等重大问题, 金刚石中的同生包裹体可以为其形成时的寄主岩组成、温压条件、在地幔中的存留年龄等提供直接的依据, 因此金刚石被视为地幔研究的"窗口"或"探针"^[18-19]。

产于稳定克拉通地块的金伯利岩和克拉通边缘褶皱带钾镁煌斑岩型的原生金刚石, 其主体属地幔捕虏晶并具复杂的生长历史, 结晶时代老, 时间跨度长, 在地台克拉通化至寄主岩浆侵位的漫长地质历史阶段都可以形成和生长, 金刚石中的复杂环带是这些事件的记录^[16]。已有前人^[20]从克拉通岩石圈存在复杂多发的壳幔相互作用和多层次的流体活动事件的角度, 结合金刚石的精细内部结构反映的不连续生长及微区原位傅立叶变换红外光谱研究成果, 认为具复杂生长环带的金刚石是克拉通地块内部增生过程中的地幔流体对已形成金刚石间的相互作用的产物, 这一认识有助于增进金刚石微观结构与地块内部改造事件有机联系的研究。另外, 研究金刚石及其不同生长阶段所捕虏的(固体的、流体的及充填晶格缺陷的)不纯净组分, 能够提供深部地幔流体性质、起源、演化及地幔交代作用过程等重要信息^[21]。金刚石的形成与地幔流体的活动密切相关, 由于不同类型金刚石形成时所捕虏的不纯净物反映的信息不同, 可以从不同侧面揭示地球深部的情况^[22]。深部地质研究揭示大陆岩石圈地幔经历了复杂的熔融提取和交代富集作用。正是由于广泛的地幔交代作用诱发了地幔的富化、熔融形成岩浆, 也有利于金刚石的形成^[19]。

根据金刚石的形态、表面微形貌特征、类型及由其中氮的聚结方式和丰度所计算的年龄, 金伯利岩中的金刚石具多成因多来源的特征^[15]。有研究者^[23]最新报道了贵州镇远地区原生金刚石(199颗)及砂矿金刚石(16颗)的矿物学特征, 原生金刚石样品粒级(最大直径为1~8mm)和质量(0.53~ 390.89mg, 其中93%的样品质量在50mg以下)均普遍偏小, 且破碎程度严重、完整度较差(晶形完整的仅有4颗, 碎块者为155颗占78%); 在颜色方面, 以无色或浅黄色-黄色系列(约76%)为主; 在晶体形态方面, 确定为菱形十二面体的仅占4%, 确定为八面体的占5%, 多晶占6.5%, 无任何外形特征的碎块比例高达69%;近95%的原生金刚石表面普遍都有熔蚀现象, 大部分样品强烈熔蚀, 熔蚀坑、熔蚀孔洞、熔蚀沟槽等蚀象极发育; Ⅱ型金刚石出现比例较高, 其中大多数为Ⅱa型。马坪金伯利岩含Ⅱ型金刚石较富而金刚石品位较低, 其原始岩浆形成于偏向石墨稳定场一侧的金刚石稳定场, 富集型环境是Ⅱ型金刚石形成的前提, 富铝富钛介质可以阻止氮进入金刚石晶格, 起到消氮作用, 是形成Ⅱ型金刚石的介质条件^[24]。金伯利岩岩浆中高的稀土元素含量(∑REE、∑LREE)及高的稀土元素分馏作用(∑LREE/∑ HREE值)可能有利于Ⅱ型金刚石(氮聚结形式较弱)的形成, 而对岩体总体含矿性不利^[15]。有研究者^[25]推想, 基性的金伯利岩岩浆易于保存Ⅱ型金刚石。也有学者^[26]认为, 金刚石晶面极度发育的蚀象特征, 表明马坪岩体上升侵位时, 地壳(基底)处于高热流值环境和地幔物质组成及演化具有欠成熟和欠亏损的特征。

金伯利岩中的金刚石形成于古老基底(克拉通)之下具有较厚的、低地温的岩石圈底部。上地幔在抽取基性岩浆的同时, H₂O与CO₂也随之逸出, 岩石圈相对于软流圈不仅成分上亏损而且还处于低的氧化状态, 因此二者的交界处是形成金刚石最有利的地带^[16]。如果该地区岩石圈厚度不够大或氧逸度高, 达不到石墨-金刚石的相转变界限, 其中的单质C不能形成金刚石, 只能以石墨的状态保存; 如果构造运动频繁岩浆活动强烈, 则岩石圈地温增高, 也不利于金刚石的保存, 它们会转变为石墨或被燃烧形成CO₂逃逸^[27-28]。总之, 在深度、温度、氧逸度适宜, 以及有原生碳及碳流体存在的环境中, 就存在晶出金刚石的可能性, 而具有经济价值的金刚石以捕虏晶形式为主。金伯利岩成因研究表明, 金伯利岩岩浆的形成是包括熔融作用在内的多种地质作用的综合结果, 控制金伯利岩岩浆形成的主体作用是地幔(这种地幔具亏损和富集地幔的双重特征)的部分熔融, 对于金刚石含矿性越贫的岩体, 其金伯利岩岩浆存在越强烈的结晶分离作用和地幔易熔组分的萃取作用^[29]。金伯利岩浆的形成与金刚石结晶的环境处于相互联系的统一体系中, 只有当深部条件既符合金刚石的形成, 同时又符合金伯利岩岩浆的形成时, 才有可能在近地表或地表形成金伯利岩型原生金刚石矿床。

因此, 笔者认为, 马坪含金刚石的金伯利岩起源较深, 该地区古生代或更早期存在较厚的岩石圈, 在岩石圈根部达到金刚石结晶形成和稳定保存的条件; 再加上, 古生代在厚的岩石圈底部出现小的热扰动及深部流体作用的参与, 产生了促使大陆岩石圈地幔交代富集、低程度部分熔融形成金伯利岩岩浆并捕获金刚石的有利因素; 与此同时, 构造上的岩石圈深断裂(贵阳-镇远-怀化近东西向的深大断裂及都匀-镇远-铜仁北东向深大断裂在镇远地区交会)为马坪金伯利岩岩浆提供了快速通道, 岩浆迅速上升至地表, 足以使在低压条件下处于亚稳定状态的金刚石"保藏"起来。据此推测, 以镇远马坪为代表的金伯利岩岩浆起源深度较深、形成时代较早、岩石圈较厚; 而以镇远白坟为代表的钾镁煌斑岩岩浆起源深度较浅、形成时代较晚、岩石圈变薄。因此, 马坪金伯利岩的含矿性比白坟钾镁煌斑岩要好。

4.   锆石捕虏晶

尽管在马坪含金刚石的金伯利岩中未发现有壳-幔捕虏体和幔源锆石巨晶的存在, 但是前人^[30]报道了马坪金伯利岩中的微粒锆石, 并对锆石的含量(平均含量仅为0.06~0.1g/t)、粒径(长度平均为0.17~0.24mm; 宽度平均为0.12~0.13mm)、形态(78%为完全圆化的浑圆晶, 统计颗粒数为334)、颜色(86%为浅玫瑰色, 其次是浅黄色, 大都为浅色透明、玻璃光泽的晶体)、延长系数(即长宽比值, 平均值为1.44, 60%小于1.50, 测定颗粒数为250)、裂理、荧光现象(80%~92%的晶体可见黄色荧光)、包裹体、化学成分(Th、U和稀土元素含量)进行了初步研究, 并探讨了金伯利岩中锆石的来源和鉴别标志。

另外, 也有学者^[31]通过对马坪金伯利岩中的锆石进行年代学(图 2)研究发现, 大部分锆石给出的年龄远大于寄主岩的喷发年龄(古生代), 同时比岩体的直接围岩(中-晚寒武世白云岩)要老得多, 因此可以肯定地认为, 马坪含金刚石的金伯利岩中的锆石多为深源捕虏晶。来自马坪金伯利岩的锆石呈浅紫色-透明, 形态为自形-圆形; 锆石颗粒长度为75~150μm, 长/宽比为1.2~3.8。样品中有3颗锆石发育振荡环带, 其他的锆石无内部结构。锆石U-Pb年代学研究结果表明, 7颗锆石给出了谐和²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄, 从老到新为:新太古代(2632Ma)、古元古代(1786Ma)、新元古代(855Ma和734Ma); 另外1颗锆石给出了弱不谐和的古生代的²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄486±6Ma。几颗高U锆石给出了强不谐和的古生代²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄, 似乎表示来自较老的锆石群体近期发生的Pb丢失。锆石Hf同位素分析结果(图 3)表明, 2颗新太古代的锆石具有最低的¹⁷⁶Hf/ ¹⁷⁷Hf同位素比值, 其最小的亏损地幔Hf模式年龄(TDM)为3.4~3.5Ga, 可能的平均地壳Hf模式年龄(Tcrust)老于3.6Ga。样品中有10颗新元古代的锆石(600~1003Ma)具有非常宽范围的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf同位素比值和对应的ε_Hf(t)值(-13.1~+15.0), 表明新生物质与一种古老(2.0Ga)地壳组分的相互混合。另外2颗古生代的锆石具有非常负的ε_Hf(t)值(-30.0), 暗示至少为2.5Ga的古老地壳发生了再造作用。由此可见, 古生代马坪含金刚石的金伯利岩中太古代锆石捕虏晶代表扬子陆块南部之下存在古老的基底, 并且原生金刚石的发现也反映了厚的岩石圈的存在, 可以认为贵州东部所处的扬子陆块南部具有太古宙(A型)克拉通的属性。老的、厚的、冷的、构造上长期稳定的、有流体参与的深部背景, 是地幔结晶出金刚石(尤其是具有经济价值的粗粒金刚石)的先决条件。

图  2  马坪金伯利岩中地壳锆石捕虏晶U-Pb谐和图

Figure  2.  U-Pb concordia diagrams of the deep-crustal xenocrystic zircons crystals from the Maping kimberlites

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图  3  镇远、宁乡、京山和崆岭锆石Hf同位素组成

Figure  3.  Plots of U-Pb age versus initial ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf ratio and ε_Hf(t) value for zircons from Zhenyuan, Ningxiang, Jingshan and Kongling areas

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贵州马坪、湖南宁乡、湖北京山位于扬子克拉通的元古宙岩石出露区, 这3个地区的金伯利岩或钾镁煌斑岩中的锆石捕虏晶(图 2、图 3), 揭示扬子克拉通地壳深部可能曾经广泛存在未暴露的且高度演化的太古宙基底, 其年龄总体在2.9~2.8Ga和2.6~2.5Ga之间(Hf同位素模式年龄TDM为2.6~ 3.5Ga); 同时, 这些锆石捕虏晶也记录了扬子克拉通后太古代多期构造热事件, 在约2020Ma发生了古老地壳再熔融作用, 在1000~850Ma遭受了新生地幔物质加入的改造作用^[31]。上述所谓的扬子地块广泛存在未出露的太古宙基底也正是扬子地块有利于金刚石形成的重要前提条件之一。通常情况下, 大陆岩石圈地幔与其上覆地壳形成年龄应该是耦合一致的^[32], 推测马坪地区之下的岩石圈地幔也应该是古老的。因此可见, 由幔源火山岩(如金伯利岩)携带的深源锆石捕虏晶是进行大陆基底属性和形成演化研究的宝贵材料, 往往可以揭示未暴露的古老的基底年龄, 并提供基底复杂的改造过程的时限信息, 对解决深部岩石圈属性具有重大的科学意义。特别是, 深入研究金伯利岩或钾镁煌斑岩中的锆石捕虏晶, 使探讨其深部地质过程成为可能, 也将有助于对金伯利岩或钾镁煌斑岩的起源和侵位及金刚石含矿性的进一步思考。

大陆岩石圈(深根)存在复杂多发的壳幔相互作用和多层次的流体活动事件, 使其经历了更复杂的深部改造作用^[20]。需要注意的是, 与造山运动相伴随的过热状态或软流圈上涌不仅不能形成金刚石, 还会使已形成的金刚石发生熔蚀或燃烧^[17]。贵州在武陵构造旋回期(新元古代梵净山时期)、雪峰-加里东构造旋回期(新元古代下江时期-早古生代)为洋陆转换阶段, 该阶段主要受江南造山带的发展、演化控制, 并发育明显的造山运动, 分别对应武陵运动(也称四堡运动, 新元古代)、加里东运动(也称广西运动, 为志留纪末-泥盆纪初的构造运动事件)^[12]。在马坪金伯利岩的锆石捕虏晶研究结果中也可以找到对应的构造-热事件记录^[31]。有研究者^[33]认为, 主要分布在贵州麻江隆昌和施秉-镇远一带的幔源型钾镁煌斑岩及其他煌斑岩岩体群, 为金刚石含矿母岩, 其产出及其产状与断裂构造关系密切, 属加里东期末造山期后隆升伸展环境的脉岩类, 形成于板内环境, 控制了金刚石的形成与产出。然而, 黔东地处扬子陆块南缘与江南造山带西南段的过渡区, 构造活动强烈, 经历了多期强烈的构造运动, 尤其是新元古代中期, 扬子陆块与华夏陆块汇聚碰撞拼合形成江南造山带, 同时也形成了统一的华南板块, 这一地质过程诱发了扬子陆块东南缘新元古代强烈的地壳增生与再造作用, 发育大量的花岗岩类及少量的基性岩。笔者认为, 新元古代广泛而重大的构造-热事件极大地破坏了较小的(容易受到影响的)扬子克拉通的稳定性, 再活化引起的扬子大陆岩石圈失稳及过强和过热的扰动, 不仅会影响含金刚石母岩岩浆的形成和活动, 而且会破坏深部岩石圈金刚石形成的条件, 这些都是造成贵州马坪金伯利岩含原生金刚石品质不佳和含矿性变差的深层次原因。然而, 这也为华南地区金刚石找矿突破指明了方向, 华南含金刚石母岩岩浆存在多种类型、多期次活动, 关键在于寻找华南深部岩石圈发生强烈改造(新元古代)之前的含金刚石母岩岩区, 或许这样的含金刚石母岩已被风化剥蚀殆尽, 也或许被后期沉积地层覆盖等, 还有待于进一步研究。

5.   含铬镁铝榴石捕虏晶

镁铝榴石在金伯利岩中普遍存在, 对于金伯利岩的识别具有标型意义; 也是金刚石重要的伴生矿物, 因而被视为岩体含金刚石性的指示矿物, 具有重要的找矿意义^[9]。不同地区或同一地区不同岩体中镁铝榴石的含量有很大差别, 马坪金伯利岩中石榴子石的含量最高可达120~780g/t^[24]。石榴子石主要有2个颜色类型:紫色系列有紫青色、紫红色、深浅不同的玫瑰色; 橙色系列有橙红色、橙黄色。石榴子石表面常发育各种蚀象, 呈叠瓦状、峰状、柱状、瘤状、条纹状、蠕虫状、皱纹状及不规则凹坑和菱形凹坑, 表明它们不是由金伯利岩岩浆结晶出来的, 而是深源的地幔捕虏晶。山东、辽宁金伯利岩中的镁铝榴石都有很发育的次变边和较多类型的蚀象。从次变边的成因看, 一般认为, 镁铝榴石的次变边是在金伯利岩成岩的晚期阶段形成的, 是镁铝榴石与富含挥发组分的介质反应的产物^[34]。

镇远地区马坪D1号岩体所含石榴子石最典型, 镁铝榴石颗粒因遭熔蚀而具浑圆外形, 多数表面被轮辐状绿色矿物(如绿泥石、绿脱石、含铬叶绿泥石)包裹, 镁铝榴石的次变边保存完好, 而具有次变边结构, 俗称"绿豆"。有时在"绿豆"的核部可见到镁铝榴石残晶(图版Ⅰ-c~g), 但多已碎裂, 裂缝中常被绿泥石、碳酸盐充填。马坪D1金伯利岩岩体中的镁铝榴石均含Cr₂O₃, 以紫色系列居多, 尤其是以血红色者所占比例最高, 橙色系列镁铝榴石所占比例甚少, 以橙红色为主^[14]。镁铝榴石的颜色与各自的Cr₂O₃含量密切相关, 随Cr₂O₃含量的增加紫色程度加深。紫色系列镁铝榴石较橙色系列的Cr₂O₃含量高, Al₂O₃含量低。镁铝榴石的折光率(N)、比重(G)、晶胞参数(a)与Cr₂O₃含量皆为正相关关系。从镁铝榴石化学成分与金刚石含矿性的关系看, Cr是最重要的指示性元素, 镁铝榴石中含Cr₂O₃越高, 其金伯利岩中含金刚石也越富。镁铝榴石中Al₂O₃的含量也是金伯利岩中含金刚石性十分重要的化学组成指标。镁铝榴石Al₂O₃含量与寄主岩含矿性的关系恰好和Cr₂O₃与含矿性的关系相反, 为负相关关系, 即镁铝榴石中含Al₂O₃越低, 该金伯利岩中含金刚石越富。

粗晶石榴子石是寻找金伯利岩和探讨其含矿性的重要指示矿物, 以是否含有G10石榴子石作为判别金伯利岩是否含金刚石的标志, 以含有G10石榴子石比例的高低来判断金伯利岩含金刚石的贫富程度, 这是因为形成G10石榴子石的温、压条件与金刚石接近。只有与金刚石处于平衡条件下晶出的镁铝榴石, 才能作为岩体含金刚石性的标志, 而大部分镁铝榴石却不具这种意义^[34]。目前, 常用格尼的CaO-Cr₂O₃图(图 4)判断橄榄岩型粗晶石榴子石是否源于含金刚石寄主地幔岩。在图 4中, Cr₂O₃＜2%者, 属榴辉岩型石榴子石(E型); Cr₂O₃> 2%者, 为橄榄岩型石榴子石(P型); Cr₂O₃=4%的水平线和纵贯整个图面的斜线称为2条85%线。85%线是因为有85%的P型金刚石包裹体中石榴子石成分点位于两线所夹之左上角区域, 位于该区的石榴子石相当于道森石榴子石点群分析分类表中的第10类, 即G10石榴子石。同时, 格尼用85%斜线和Cr₂O₃=2%的水平线区分P型金刚石包裹体石榴子石与二辉橄榄岩石榴子石, 即位于85%斜线右侧与Cr₂O₃=2%线所夹区域中的石榴子石归属于二辉橄榄岩型, 相当于道森分类表中的第9类(G9)石榴子石。一般来说, G10石榴子石与含金刚石性有极密切的关系, 但也有一些例外情况。

图  4  金伯利岩中石榴子石CaO-Cr₂O₃相关图

1-贵州马坪金伯利岩橙(黄、红)色石榴子石; 2-贵州马坪金伯利岩红(紫红、血红)色石榴子石; 3-贵州马坪金伯利岩紫色石榴子石; 4-贵州马坪金伯利岩紫绿色石榴子石; 5-山东蒙阴金伯利岩镁铝榴石; 6-辽宁复县金伯利岩石榴子石; 7-湖南宁乡钾镁煌斑岩镁铝榴石。本文数据:8-贵州马坪金伯利岩石榴子石电子探针分析结果(共计80个分析点); G10-低钙镁铝榴石; G9-含铬镁铝榴石; 图中的85%线表示包裹在金刚石中的石榴子石85%位于该斜线的左侧(贫CaO的一侧)及图中虚线(Cr₂O₃为4%)以上, 即G10石榴子石

Figure  4.  Plots of Cr₂O₃-CaO for garnets from kimberlites

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山东蒙阴和辽宁复县金伯利岩侵位于古生代, 金刚石包裹体中石榴子石与捕虏体橄榄岩(二辉橄榄岩)中石榴子石相比, 具有较高的Mg#值和Cr₂O₃含量, 以及较低的CaO、TiO₂、Al₂O₃、FeO含量; 另外, 金刚石中包裹体除少数属二辉橄榄岩(G9)外, 绝大多数属方辉橄榄岩(G10), 说明金刚石稳定存在的相对耐熔环境, 到金伯利岩侵位时已发生明显的改造作用^[35]。本次选取代表性的马坪D1金伯利岩中的石榴子石, 进行了电子探针分析, CaO变化于4.40%~5.85%之间, Cr₂O₃变化于2.06%~4.03%之间, MgO变化于19.88%~22.10%之间, Al₂O₃变化于20.05%~21.53%之间, TiO₂变化于0.13%~0.50%之间, MnO变化于0.26%~0.35%之间。从石榴子石CaO-Cr₂O₃变异图(图 4)可以看出, 马坪金伯利岩中的石榴子石以铬镁铝榴石(G9)类型为主, 前人数据中仅出现少量紫色-紫红色的低钙镁铝榴石(G10)。结合已有的湖北大洪山金伯利岩和湖南宁乡钾镁煌斑岩中石榴子石主量元素数据(图 5), 笔者发现华南地区3处金伯利岩-钾镁煌斑岩岩区的石榴子石特征相似, 但是, 贵州镇远地区马坪金伯利岩中石榴子石主要集中在二辉橄榄岩区域。而湖南宁乡地区钾镁煌斑岩中石榴子石主要集中在二辉橄榄岩区域, 少量落入异剥橄榄岩区域。湖北大洪山地区金伯利岩中的石榴子石二辉橄榄岩包体的石榴子石主要集中在异剥橄榄岩区域。综上所述, 马坪金伯利岩镁铝榴石CaO含量较高, 处于二辉橄榄岩组合最富钙的范围内, 直至异剥橄榄岩组合的高铬高钙石榴子石出现。富钙石榴子石的出现意味着不利于金刚石生长的环境, 这是因为CaO增高、MgO降低和Fe³⁺增高, 说明岩浆的氧化程度增强, 导致金刚石生长减慢甚至停止^[24]。

图  5  马坪金伯利岩中石榴子石成因类型划分

Figure  5.  Genetic classification for garnets from Maping kimberlites

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6.   结论

(1) 马坪D1号含金刚石的岩体总体上与金伯利岩相似, 具有斑状金伯利岩的矿物组合及岩相学的典型特征, 可以确定为金伯利岩。

(2) 马坪金伯利岩中古老的深部地壳锆石捕虏晶代表存在未暴露的太古宙地壳物质, 可能是扬子克拉通古老地壳基底物质的残留, 推测也存在古老的岩石圈地幔, 这一太古宙(A型)克拉通属性是扬子地块有利于金刚石形成的重要前提条件之一。

(3) 研究表明, 幔源镁铝榴石捕虏晶作为金伯利岩金刚石的伴生矿物及其含矿性的指示矿物, 马坪含金刚石的金伯利岩中的镁铝榴石CaO含量较高, 来源于二辉橄榄岩(G9), 属于相对饱满的岩石圈地幔, 有别于适合金刚石生长的方辉橄榄岩(G10)地幔, 也意味着深部岩石圈原来有利于金刚石形成的条件可能经历了一定程度的后期改造。