金伯利岩和钾镁煌斑岩的主要岩石类型有哪些？

（一）斑状金伯利岩

斑状金伯利岩（porphyritic kimberlite）新鲜面灰色、灰绿色、暗灰色，风化后呈黄绿色、黄褐色。斑状结构（照片6-1），斑晶主要为橄榄石，其次为金云母、辉石、镁铝榴石，偶见铬透辉石。橄榄石多数遭蛇纹石化，有时为碳酸盐化或滑石化，斑晶受熔蚀强烈常呈卵形、圆形（照片6-2～4），从而构成卵斑结构或圆斑结构。橄榄石经常可分为2～3个世代，手标本上一般只能见到第一世代（即斑晶）。第二世代为显微斑晶，只有在显微镜下才能见到，熔蚀现象较第一世代差。基质中的橄榄石属第三世代，自形程度好，从而构成了同矿物多世代结构（照片6-5，6）。斑晶中有时见少量金云母、镁铝榴石（常见次变边），极少情况下见铬透辉石。斑状金伯利岩的基质成分肉眼观察为隐晶质，显微镜下可见橄榄石、金云母、钙钛矿、磁铁矿和铬铁矿，有时见磷灰石（常形成太阳晶）或碳酸盐矿物（原生或蚀变产物）。其中橄榄石多蚀变为蛇纹石，但保留了其完好的晶体假象。当金云母多时，长条状金云母小片的分布往往构成交织结构或与斑晶共同构成卵斑席基结构（照片6-9，10，19），并可称之为云母斑状金伯利岩。根据矿物成分（前少后多）、结构构造进一步命名，如橄榄斑状金伯利岩（照片6-17，18）、镁铝榴石斑状金伯利岩（照片6-12，13，20）、透辉斑状金伯利岩（照片6-21）、含角砾斑状金伯利岩（照片6-22）、含捕虏晶斑状金伯利岩。

（二）细粒金伯利岩

新鲜的细粒金伯利岩（aphnitic kimberlite）为暗绿、灰绿、黑灰色，风化面为黄褐色、绿灰色。肉眼观察为细粒结构，镜下则为不等粒结构或显微斑状结构，即岩石中可见少量细小的斑晶（一般为橄榄石，有时也见金云母）。细粒金伯利岩主要矿物是橄榄石，其次为金云母、镁铝榴石、钙钛矿和磷灰石（照片6-7，8，24）等。当金云母＞15%时，称金云母细粒金伯利岩（照片6-7）。

（三）金伯利角砾岩

金伯利角砾岩（kimberlitic breccin）的特点是岩石中含有较多的同源或异源角砾（＞64 mm为集块），具角砾状构造（照片6-14，23，25，27）和斑杂构造。角砾（集块）成分有同源捕虏体（如斑状金伯利岩、细粒金伯利岩等），还可以有深源包体（如二辉橄榄岩），甚至见一些围岩角砾，如石灰岩、片麻岩。除角砾外，还可见组成上述岩石的矿物碎屑。胶结物为斑状金伯利岩或细粒金伯利岩，若为前者胶结时，岩石可称斑状金伯利角砾岩（照片6-14，23）。

（四）岩球金伯利岩

岩球金伯利岩（pelletal kimberlite）是火山通道相中常见类型。它的最大特点是具特征的同生岩球构造，“岩球”在国外称之为“pelletal lapilli”（球粒火山砾），我国俗称“凤凰蛋”。岩球特点见前面“结构构造”中所述（照片6-15，16）。岩石中除岩球外，有时可见一些角砾状同源或异源岩石碎屑及其由他们分解的矿物碎屑。胶结物为蛇纹石为主的细粒矿物集合体或显微斑状金伯利岩。

（五）凝灰状金伯利岩和凝灰状金伯利角砾岩

凝灰状金伯利岩（tuffsitic kimberlite）和凝灰状金伯利角砾岩（tuffsitic kimberlitic breccia）是火山通道相中的岩石类型。碎屑成分为同源和异源（包括深源岩石和围岩）碎屑。当碎屑粒径多数（＞50%）＜2 mm时称凝灰状金伯利岩（照片6-26，11），当粒径＞2 mm的碎屑含量＞15%时，称凝灰状金伯利角砾岩（照片6-27）。胶结物为蛇纹石、碳酸盐矿物等细粒集合体。

以上岩石类型中若含金云母＞15%或含方解石＞25%，则在基本岩石名称前冠以“金云母”或“方解石”。

（六）橄榄石钾镁煌斑岩

橄榄石钾镁煌斑岩（olivine lamproite）具斑状结构，斑晶为橄榄石、金云母、透辉石，其中橄榄石可见粗大晶体，边缘常见特征的犬牙状结构，金云母常呈嵌晶状。基质一般为金云母、透辉石、钾碱镁闪石和少量玻璃质以及含钛高的副矿物（如柱红石系列和蒙山矿系列）。这种类型的岩石常含金刚石。

（七）白榴石钾镁煌斑岩

白榴石钾镁煌斑岩（leucite lamproite）的斑晶和基质中都可见白榴石的自形晶。此外，斑晶还可见金云母、透辉石或少量橄榄石而不见碱性长石。基质中除白榴石外可见金云母，有时含有玻璃质，副矿物一般为含钛矿物如钙钛矿、钛铁矿等（照片6-28）。

（八）金云母钾镁煌斑岩

金云母钾镁煌斑岩（phlogopite lamproite）的斑晶以金云母为主，可有少量的透辉石，基质中常见白榴石（当硅不足时）或碱性长石、钾碱镁闪石、玻璃质和含钛副矿物。当金云母具嵌晶结构时称为嵌晶状金云母钾镁煌斑岩。

华北岩石圈减薄与拆沉有密切的关系，我们在考察中国东部中生代问题时，发现岩石圈减薄也是一个令人困惑的问题。华北岩石圈减薄是由于在山东蒙阴和辽宁复县发现了早古生代（460 Ma）含金刚石的金伯利岩提出来的。蒙阴和复县的资料指示金伯利岩形成的深度在180～220 km，而新生代玄武岩的研究和地球物理资料表明，岩石圈厚度只有80～120 km，于是认为华北岩石圈厚度减薄了约100 km。许多人还联系到中生代大规模岩浆活动，认为中生代大规模岩浆活动与软流圈地幔的上升有关，也是岩石圈减薄引起的（Menzies et al，1993，2007；Menzies and Xu，1998；Dobbs et al，1994；邓晋福等，1994，1996a；池际尚和路凤香，1996；Wang WY et al，1998；Griffin et al，1998；郑建平，1999；Xu YG，2001，2004；Gao S et al，2002，2004；Guo F et al，2003；吴福元等，2000，2003；翟明国等，2003；姜耀辉等，2005；Deng JF et al，2007）。

我们的问题是：

（1）金伯利岩代表的岩石圈加厚的范围有多大？从图104看，中国可靠的含金刚石的金伯利岩仅分布于山东蒙阴和辽宁复县两处，许多人认为它们具有大陆根的性质，指示岩石圈厚可达200 km左右（Me－nzies et al，1993，2007；Menzies and Xu，1998；Griffin et al，1998；邓晋福等，1994，1996a）。那么，深达200 km的岩石圈根的范围有多大呢？这里存在两种可能的推理：(1)将金伯利岩所指示的岩石圈厚度信息扩展至整个华北地块，认为整个华北在460 Ma之前岩石圈地幔厚度达到200 km。按此推理，我们应该在华北到处都可以发现金伯利岩。但事实是金伯利岩和金刚石是地球上极其少见的岩石类型和稀罕的宝石，它们有特殊的形成条件，不是到处都有可以发现的。因此，早古生代的华北岩石圈厚度应该是有差异的。于是，提出推理(2)，金伯利岩所指示的岩石圈厚度仅限于金伯利岩产出地，也就是说，在蒙阴和复县地区存在一个厚的大陆岩石圈根，华北整体上不具有大陆根的性质，华北其他地区的岩石圈厚度未知。按照大陆岩石圈根的认识，这个根有多宽呢？推测不大可能超出金伯利岩产出地100 km以外。因为，一个直径200 km的宽度已经是一个立方圆筒而不成“柱”了。Menzies and Xu（1998）曾暗示过这种推理的可能性：他们在估算华北岩石圈厚度时，认为含金刚石的金伯利岩指示岩石圈厚度＞200 km，而含金刚石但缺少金伯利岩的河南鹤壁地区岩石圈厚度减到＞150km左右（见Menzies and Xu，1998，Fig4和本书图105）；之后他们又进一步将古生代岩石圈加厚的范围从山东延到辽东，沿郯庐断裂带呈一个狭长的带状分布（图106）（Menzies et al，2007）。如果接受这一认识，那么，早古生代华北仅仅是局部地区岩石圈加厚了，整体并没有加厚。

图105 华北不同时代岩石圈剖面图（据Menzies and Xu，1998，Fig4）

图107为早古生代华北地块的横剖面图。图107提出了两个模式，其中模式A为大多数人采用的模式，即本书前面讨论的推理1的模式。该模式认为蒙阴和复县含金刚石的金伯利岩指示的岩石圈厚度约200 km左右，代表华北全区的情况，这就是华北岩石圈中新生代减薄的由来。模式A的蒙阴地区是有资料的（岩石圈与软流圈的界面用实线表示，见图107A），其余为推测的（上述界面以虚线表示）。按照目前的资料，我们只知道蒙阴和复县一带早古生代岩石圈很厚，而不知道华北其他地区或华北地块总体岩石圈是否也很厚。如果按照有金伯利岩岩石圈很厚（达200 km），没有金伯利岩岩石圈也很厚（也达200 km）的逻辑推理，那么，中新生代岩石圈减薄的命题成立（图107A）。模式B是本书提出的，依据的是Menzies and Xu（1998）和Menzies et al（2007）的资料：(1)蒙阴产出金伯利岩指示460 Ma时的岩石圈厚度约200 km左右；(2)鹤壁地区有金刚石无金伯利岩，指示的岩石圈厚度约150km左右；(3)蒙阴和鹤壁之间以及鹤壁以西缺少金伯利岩和金刚石的资料，岩石圈厚度不知道，而按照Menzies and Xu（1998，图106的古生代岩石圈剖面）推测不应超过150km。按照模式B，早古生代华北岩石圈只是局部加厚而不是整体加厚。从图107看，如果除了金伯利岩和金刚石的信息之外，华北早古生代总体上岩石圈加厚是没有证据的，模式A不成立，而模式B是可能的。如果接受模式B，除了蒙阴地区岩石圈很厚，鹤壁地区岩石圈较厚外，其余广大地区岩石圈有多厚实际上并不知道，因此，我们无法说华北新生代岩石圈是否减薄了，也无法认定华北中新生代岩石圈是否整体发生了减薄。究竟哪种推理比较合理，学术界还存在不同的认识，还需要深入探讨，目前只能是仁者见仁，智者见智了。

图106 华北早古生代岩石圈加厚的范围（据Menzieset al，2007，Fig4d）

图107 华北地块早古生代剖面示意图

（2）金伯利岩所代表的华北岩石圈加厚有没有相应的地质证据？似乎很少有人关心这个问题。实际情况是，460 Ma的早奥陶世以及此前的寒武纪时，华北发育的是稳定的连续的浅海碳酸盐岩沉积，说明当时的华北大部是处于水下浅海环境，少部分为陆地，没有接受寒武－奥陶纪的沉积，如古老陆壳和金伯利岩和金刚石产出的地区。此外，华北早古生代缺少岩浆活动，说明地幔处于相对稳定的状态，当时岩石圈究竟多厚实际上并不清楚。

（3）东北和华南中新生代岩石圈也减薄了吗？华北早古生代有金伯利岩，可能说明存在中新生代岩石圈的减薄事件。但是如果认为华南和东北地区的中新生代岩石建造与华北相似，因此也发生了中新生代岩石圈减薄（Xu XS et al，2000；邹和平，2001 ；Xu YG et al，2002；Wu FY et al，2003），就有些难以理解了。因为，减薄是相对于加厚来说的，华北中新生代岩石圈减薄是基于华北在早古生代时的岩石圈加厚。Menzies et al（2007）指出，华北早古生代时周围被造山带环绕（图104），其南为秦岭－大别造山带（早古生代秦祁昆造山带的一部分），其北为中亚造山带，其东为环太平洋造山带。也就是说，当时的华北克拉通是飘浮在浩瀚的大洋之中的。460 Ma左右的中奥陶世的古陆分布图有不同的版本（如LiZX，1998；Wan TF and Zhen，2002；万天丰，2006；万天丰和朱鸿，2007），其中华北和华南地块的纬度资料比较接近，但经度相差很大。但是，无可置疑的是，当时的华北、华南和西伯利亚均为独立的陆块飘浮在茫茫大海之中（图108）。从图108看，中奥陶世时（460 Ma），西伯利亚板块位于华北板块很远的西边，大兴安岭处于浩瀚的海洋内，属于大洋岩石圈而非大陆岩石圈，大兴安岭在晚古生代末期或三叠纪以后才变成陆地，因此，东北岩石圈中新生代减薄并无参照物。华南在中奥陶世时位于华北的东面，华北金伯利岩所指示的岩石圈厚度信息对华南没有制约作用，因此，将岩石圈减薄的范围扩展到华南也没有依据。众所周知，华北和华南有着完全不同的地质演化史：华北陆壳比华南老，华北存在25 Ga和18 Ga两期明显的地质记录而华南不明显，华南震旦纪不同于华北，华南有Rodinia的记录而华北无，华南有加里东期的岩浆作用而华北没有，华北有早古生代的金伯利岩，华南（湖北大洪山地区）有早石炭世的（326Ma）金伯利岩且二者指示的岩石圈厚度不同（Zhang HF et al，2001），等等。华北和华南早古生代以后才汇聚到一起，晚古生代汇聚还在继续，可能直到二叠纪末或三叠纪才完成最终的拼贴（Ames et al，1993；Li SG et al，1993）。尽管对上述认识还存在争论，但是用华北早古生代的金伯利岩来限定华南早古生代岩石圈的厚度是不可能的，华南中新生代岩石圈减薄的论断也不成立。有趣的是，很早就知道湖北大洪山地区有钾镁煌斑岩产出，后来在该区发现了金伯利岩（Zhang HF et al，2001 ），据研究，该区金伯利岩指示的岩石圈厚度约150km。因此，如果华南也说岩石圈减薄的话，也应当是相应于晚古生代而不是早古生代。

图108 中奥陶世（458 Ma）全球陆块分布图（万天丰和朱鸿，2007）

对上述资料的合乎逻辑的思考表明，华北岩石圈减薄可能是一个莫须有的问题。为什么那么多人对这个问题不乐此不疲？的确是一个值得我们深思的问题。本书对岩石圈减薄说提出质疑，也是希望能够有更多的人关注岩石圈加厚说的问题，不能只满足于金伯利岩的证据，还应当寻找其他方面的证据（例如沉积、地层、构造、岩浆等），并给出一个合乎逻辑的推论，否则，中新生代岩石圈减薄很难成为一个科学的命题。

图2-5 辽南地质及金伯利岩分布图

221 区域地质概述

辽南金伯利岩田位于辽东台隆的南端,西有营口-开原北北东向断裂,东有鸭绿江断裂,金州断裂纵贯本区的中部,见图2-5。其东西两部分地层和岩浆活动有明显的差异:东部属新金凸起,处于长期隆起区,广泛出露前震旦纪的古老变质岩和燕山期的花岗岩;西部为震旦纪以来的一套沉积盖层,仅在局部地区有结晶基底出露。基底岩性主要由太古宙鞍山群斜长角闪岩、混合片麻岩、片岩组成,年龄最老为32亿年。

辽南金伯利岩主要分布在金州断裂西侧的复州-大连凹陷区,广泛出露地层为新元古界震旦系,代表了一个海进-海退的旋回。震旦系下部以碎屑岩为主,具复理石建造特点;上部以碳酸盐岩石为主,厚度2000米左右。寒武—奥陶系灰岩分布在金州、复州湾一带,中生代侏罗—白垩系分布在大四川一带。该区地层平缓,整体呈北东—南西的单斜构造。岩浆岩不发育,少量岩体呈脉状、床状、管状产出,规模不一。除金伯利岩以外,有辉绿岩、橄榄岩、流纹岩、煌斑岩等。金州断裂东部古老基底花岗片麻岩和中生代燕山期花岗岩大面积出露。

瓦房店地区区域地质图见图2-6。

图2-6 辽宁省瓦房店地区金刚石矿区域地质图

222 区域地层

(1)太古宙鞍山群(Arna)

城子坦组(Arc):是区内最古老的结晶基底,零星分布于东部花儿山和大王沟一带,变质程度高,由一套角闪斜长片麻岩、黑云斜长片麻岩、斜长角闪岩、变粒岩、浅粒岩、磁铁石英岩组成,厚度大于1万米。

(2)古元古界

辽河群(Pt1):零星分布在瓦房店、前元台子一带,不整合于鞍山群之上。

大石桥组(Pt1d):岩性主要为白云质大理岩,含钙镁橄榄石蛇纹石化大理岩,局部夹透辉斜长角闪岩、片麻岩等,厚度812~403米。

盖县组(Pt1gx):岩性主要为千枚岩、片岩、板岩、黑云变粒岩,夹变质石英长石砂岩及大理岩扁豆体,厚度大于1827米。

(3)中新元古界

由青白口系和震旦系组成,分布广泛,是本区金伯利岩主要围岩。

青白口系:包括永宁组、南芬组。

永宁组(Cyh):出露于复州城以北地区,

南芬组(Jxn):区内广泛分布,岩性主要为页岩、泥灰岩、细粒石英砂岩,厚度690~1312米,为30、34、83、110号等金伯利岩管的围岩。

一段(Jxn1):灰绿色、黄绿色页岩夹紫色页岩及薄层细粒石英砂岩。

二段(Jxn2):淡青色薄—中厚层泥灰岩、紫色页岩。

三段(Jxn3):灰**薄—中厚层细砂岩与薄层页岩互层。

震旦系:包括桥头组、长岭组、南关岭组、甘井子组、营城子组、十三里台组。

桥头组(Qnq):区内分布广泛,主要岩性为灰白色中厚层石英砂岩、石英岩夹薄层石英砂岩、页岩(含海绿石),厚度174~609米。为50、51、68、74号金伯利岩管的围岩。

长岭组(Zc):分布在小关里、炮台一带,岩性为粉砂质板岩夹薄层砂岩,厚度1090~1145米。

南关岭组(nZ):分布在炮台、谢屯一带,岩性为灰黑色灰岩夹含叠层石灰岩,厚度243~769米。

甘井子组(Zg):分布在石灰窑、腊树房、高丽城一带,主要岩性为白云质灰岩,厚度613米。

营城子组(Zcy):主要分布在复州湾一带,主要岩性为中厚层灰岩夹薄层灰岩,厚度622米。

十三里台组(sZ):为紫色涡卷灰岩。

(4)古生界(Pz)

寒武系(Є):主要分布在复州湾—石灰窑地区,地层出露完整,地层有碱厂组(Є1j),馒头组(Є1m)、毛庄组(Є1zm)、徐庄组(Є2x)、张夏组(Є2z)、崮山组(Є3g)、长山组(Є3c),风山组(Є3f),总厚789m,岩性以灰岩、页岩为主,其中毛庄组、徐庄组为1、2号金伯利岩的围岩。

奥陶系(O):分布在复州湾地区,出露地层有冶里组(O1y)、亮甲山组(O11)、马家沟组(O1m)主要岩性为中厚层结晶灰岩,厚度76米。

石炭系(C):主要出露地层为本溪组(C1b)、太原组(C2+3),岩性以砂页岩夹煤层为主,总厚度大于273米。

(5)中生界(Mz)

侏罗系(J):主要分布在普兰店—瓦房店以东的断陷盆地中,出露地层可划分为瓦房店组(J1w)、桂云花组(J3g)、普兰店组(J3p),其中在瓦房店组(J1w)底部砾岩层中含有金刚石砂矿。侏罗系总厚大于2000米。

(6)新生界(Cz)

第四系(Q):广泛分布在沿海、河谷阶地、平原区域,岩性以黄土、砂砾石夹亚砂土组成。在本区头道沟、二道房、大四川金刚石矿区河谷阶地分布有近源的第四纪金刚石砂矿。第四系厚度1~10米。

223 区域构造

区内构造复杂,以断裂构造为主。它们在形成时代、分布形式和表现特点等方面,既有联系又有差异,对金伯利岩的产出和分布具有不同的控制作用。区内褶皱构造不发育,总体上呈北东向单斜构造,地层产状平缓,倾角5°~10°。在深大断裂附近,以近东西向小背斜、小向斜、小挠曲构造为主。

(1)区域断裂构造

复州河断裂(F1断裂)。分布于本区西北部,西南起自图幅外的长兴岛,向北东经三台子、达营子、潘大屯延伸到松树镇,总体走向北东50°。

金州断裂(F2断裂)。断裂南起大连湾,由金州向北经普兰店、瓦房店、至盖县,纵贯辽东半岛,是本区规模最大,切割基底较深的主要区域断裂。黄汲清认为它是岩石圈断裂。金州断裂是本区岩相建造的分界线,其东西两侧分为不同地质构造单元:东面为城子坦断块,西面为复州-大连凹陷,控制中新元古界、古生界、中生界地层的分布。该断裂也是区内岩浆活动的分界线:东侧以岩基状的中酸性侵入体为主,西侧以基性超级性岩脉以及金伯利岩浆侵入喷出为主。断裂可能形成于古元古代末期。据航磁解译,该断裂属基底断裂,由南北和北北东向断裂组成,区域上划分三段:南为金州-普兰店段;中为普兰店-瓦房店段;北为瓦房店以北段。金州断裂南段以北北东向断裂为主;中段以南北向断裂为主,主断裂两侧有北北东向断裂;北段以北北东向断裂为主。沿金州断裂带局部有正磁场呈串珠状、带状分布,反映有隐伏超基性岩的存在。该断裂以压扭性为主,具多期活动性,晚期活动具有不很强烈的张性或张扭性质。

图2-7 瓦房店地区ΔZ磁异常图

图2-8 辽宁瓦房店地区Δ化T极上延3千米等值线图

松木岛-松树镇断裂(F3断裂)。分布于本区中部,西南端起自松木岛,北东经大王沟、干河、李店、太阳沟、二道沟等地,总体走向北东35°~45°,延伸约40千米。其中以松木岛-大王沟地段断裂特征明显,规模大,走向北东30°~40°,倾向南东,倾角20°~40°。断裂带见蓟县系南芬组和桥头组地层逆掩于寒武系之上,在炮台—转山一带切割了早期北西向弧形断裂和东西断裂,在涝田沟、二道沟一带为断裂交汇部位,产出30号与42号贫矿岩管。

岚崮山弧形断裂(F4断裂)。由一系列NW向褶皱和断裂组成,分布在从普兰店向北西经三家子、炮台、高丽城子一带。断裂带内岩层强烈挤压,导致蓟县系、寒武系地层重复出现。该断裂被晚期北东向断裂切割。

(2)区域基底构造

瓦房店1:25万航磁测测区内除零星鞍山群基底出露外,其余大部分被震旦系、第四系和少量的古生界地层覆盖。

ZΔ磁异常图显示,瓦房店地区磁场比较简单,中间为一东西向的正磁场区(图2-7),异常值几十到100纳特(nT)。在马圈子和老虎屯之间,有一东西向的高值正异常区,数值达百余纳特,其南北两侧分别为东西走向的负磁场区,幅值一般为负几十纳特,异常形态比较规则。在南部老爷庙东西两侧的邓屯和小黄屯地区及北部潘大屯、杨树屯以北地区,分别有两个低值负异常区(异常值负几十纳特),在ΔT化极上延3千米的等值线图上,正负异常区更为明显(图2-8)。

本区由震旦系、古生界和第四系所组成的沉积盖层是无磁性岩石,因此区域磁场的上述变化特征,只能是鞍山群磁性基底的起伏变化所致。由此推断,上述正磁异常区应是结晶基底的隆起部位,在正磁异常最大值处,应是基底隆起最高,盖层最薄的地方。因此,盖层以下基底隆起最高的地方应在吕家屯一带和石家屯以东地区;另在西部张家屯以西也有一个次一级的隆起区。反之,在南部老爷庙东西两侧的邓屯和小黄屯附近是基底坳陷最深,盖层最厚的地方。

北部异常区在潘大屯到杨树屯之间以北,同样是坳陷最深的地方。从中央隆起到南北两侧坳陷中心的过渡地区,磁场呈现宽数公里的梯度带,对应基底隆起两侧的斜坡。对比T化△极异常图和上延500米,1000米和3000米异常图,正、负异常区南北界线基本没有变化。

上述三个异常区带的分布,反映了基底隆起坳陷和基底断裂构造的主要格架。总体而言,金州大断裂以西的大片震旦系盖层之下,由北向南几乎等距出现的10条东西向基底断裂,将复州坳陷的前震旦系结晶基底分割为北部的潘大屯-杨树屯坳陷,中间的吕家屯-石家屯隆起和南部的邓屯-小黄屯坳陷,且在南北两处坳陷和中间隆起上又有更次一级的隆中凸起和坳中凹陷,这就是瓦房店金刚石矿区的景观基底构造特征。据此,编制了瓦房店地区推断基底构造图,对纵贯测区南北的重力剖面(A-A1)做反演计算,推断的基底起伏形态见图2-9,显示出金伯利岩带和金刚石矿带分布与基底隆起之间的关系。

图2-9 A-A剖面重力反演结果

224 区域岩浆岩

区内岩浆岩发育齐全,酸性—超基性岩均有出露。岩性主要为辉绿岩、流纹斑岩、花岗斑岩、闪长玢岩、玄武岩、橄榄玄武岩、煌斑岩、金伯利岩等,其中辉绿岩、煌斑岩、橄榄玄武岩、金伯利岩呈脉状、岩床状产出,规模不大,沿北东、北东东向展布。基性-超基性岩体与金伯利岩在形成空间上、时间上都有着十分密切的关系。

流纹斑岩。区内分布广泛,多以脉状和岩床状产出,宽度不等,一般在05~20米,最宽处可达50米,产状变化较大,一般走向为60°~80°,同位素年龄为095亿~137亿年,形成于晚中生代。

闪长玢岩。区内分布较广泛,规模变化也较大,多呈岩床状和岩脉状产出,在太阳沟出露面积最大,为35平方千米。

辉绿岩。出露广泛,几乎布满全区,以岩脉和岩床状产出,规模变化较大,岩床多呈北西—北东向分布,厚度30~50m;岩脉沿北北东向展布,宽度较小,对金伯利岩起破坏作用。

橄榄玄武岩。该类岩石与金伯利岩的形成,在时间上和空间上都有着密切的关系,多与金伯利岩相伴生产出,是本区寻找金伯利岩的找矿标志之一。该岩类主要呈脉状分布,局部也有管状产出;产状变化较大,以北北东走向为主。在马圈子该岩脉切穿9号金伯利岩脉,起破坏作用。

煌斑岩。区内分布较广,多数呈北东、北北东走向,常见有云煌岩、闪斜煌斑岩、橄榄煌斑岩等,形成时期较晚,在区内切穿金伯利岩脉(图2-10)。

图2-10 煌斑岩脉穿切金伯利岩

我们知道，金刚石一直以来都被人们视为“矿石骄子。”早在5000年前，人们就已经知道有金刚石了，在《圣经旧约》的《出埃及记》和《以西结书》中，对金刚石那迷人的光泽赞叹不已；印度的古代杰作《吠陀经》、《刺马耶耶》和《摩呵波罗多》，更是对金刚石那奇异的晕色啧啧连声。在希腊语中，“金刚石”一词就是“不可战胜”、“不可摧毁”的意思。由此可见，金刚石一直以来都被视为珠宝中的贵族。

古代人们对金刚石充满着热情的想象力。他们认为，金刚石的非凡性质是一切自然创造物中最完美无缺的表征。一块晶莹的石头竟然有那样出奇的硬度和耐久性，人们感到不可思议，它那闪烁出迷幻异彩的本领尤其令人神往。在世界上，许多民族更是奉它做自己的神灵，并且冠以极其崇荣的头衔“宝石之王”！

金刚石的尊贵之处在哪里？首先，来看一下金刚石的化学成分以及它的出处。这个问题一直是科学界长期争论不休的问题。历史上一些知名科学家几乎都揣测过金刚石那些扑朔迷离的化学成分。但始终都没能找出确切的答案。因此，对于金刚石化学成分的猜测也有很多。

古希腊大哲学家培多克利斯说，金刚石是由土、气、水、火4种元素组成。按照印度科学家的说法，它构成的要素有5种，即土、水、天、气和能。1704年，牛顿对此作了系统的研究，指出金刚石的可燃性。罗蒙诺索夫更预言，金刚石之所以非凡坚硬，主要是因为“它是由紧密联结点组合成的”。1772年，法国化学家拉瓦哥将一颗金刚石加热使之燃烧，结果发现，它燃烧时所产生的气体就是二氧化碳！因此，拉瓦哥指出了金刚石和碳的关系。这种结论令人不可思议，如此高贵的金刚石竟与“低贱”的碳存在着密切的关系。

直到1796年，英国化学家耐特才作出金刚石是纯净的结论。至于金刚石来自何方，在科学界更具争议。最初人们大多认为，金刚石是来自地下的矿石。因为早期的金刚石多采自砂矿床。1870年在南非开普省北部找到世界上第一个原生金刚石矿床，该地就是以当时英国殖民大臣金伯利勋爵的名字来命名，这就是后来的金伯利城。后来，地质学家在矿区发现，金刚石的成矿母岩是一种无论是矿物成分还是性状都与一般的岩石有着很大的不同。于是，在1887年，英国人路易斯最早将金刚石称为金伯利岩。

后来，人们在世界各地相继发现了一些类似金伯利岩的矿物。因为这些在性状和矿物组成等方面与金伯利岩相似的岩体，并认识到金伯利岩是原生金刚石矿床的惟一成岩母矿。这是一种基质不含长石偏碱性超基性岩，主要成分为橄榄石，多具角砾状或斑状结构。因此，金刚石又被称作角砾云母榄岩，岩体通常呈漏差别形的岩筒（又名岩管或火山颈）或脉状岩石。

有关研究人员根据金伯利岩含有的高压矿物推测，金伯利岩浆形成于上地幔，在高压条件下沿着地壳的裂缝向上运移。由于它饱含高压气体（水及二氧化碳等），当上升而压力骤减时，体积迅速膨胀，在地下产生火山爆发。爆发后岩浆胶结碎屑物质充填火山颈，遂形成金伯利岩筒。曾经有人说，金刚石是由金伯利岩浆夺去邻近的碳质岩石的夹杂块形成的。也有人认为，金刚石是由金伯利岩和另一种榴辉岩一起从地壳深处带上来的。但是，现在大多数人确信，金刚石是由金伯利岩本身含量有的游离碳在剧烈上升和发生爆炸而来的。在整个岩浆活动过程中，也就是在高温高压条件下结晶形成。根据上述条件，人们利用极高的温度和压力已经成批量地生产出人造金刚石。

前苏联科学家通过同位素分析方法证明了，金刚石不仅能在150公里以下的地幔生成，也能在地下10公里的地壳里生成。只要岩浆通过地壳上部岩管时，通道出现狭窄的小孔，由于这一缩颈现象，压力会突然从不超过2万大气压猛增到100万大气压。正是在这种情况下，岩浆才会变成金刚石。

70年代末至80年代初，美国科学家在测定美国阿肯色州金刚石的气-液包裹体时，他们竟发现其中含有类石油的烃类物质（即由碳和氢构成的有机化合物），如甲烷、乙烯、甲醇、乙醇等。平均每克金刚石的含油气量约3．3×10-5克。因此，他们认为金刚石的形成与地球深部的烃源有关。

1981年，在日本队召开的国际宝石会议，索尔博士进一步阐述了二者之间的内在联系。他推测地球内部有丰富的烃源，烃气在超基性的金伯利岩浆中易于保存。当金伯利岩浆向上涌溢时，挥发性的烃气就向地表表层扩散，而残熔的碳素则缩在金伯利岩浆中，并因压力、温度的急剧变化而结晶形成金刚石。但是，1988年，人们又有了一个意外的发现，进而使上述观点受到了怀疑。这一发现就是，俄国学者叶罗费巴夫和拉钦夫首次在石质陨石中找到的浅灰色的金刚石细粒。不久，在石质陨石中也发现了金刚石。陨石中为什么会有金刚石呢？这个问题一直都是仁者见仁、智者见智。最初人们认为，这些金刚石是由于陨石中所含有的碳质因与大气摩擦和地面撞击，产生了高温高压而形成结晶的金刚石。

近年来，在美国国家自然史博物馆中，科学家们得到一块来自南极大陆亚兰高地冰盖中的铁陨石，在它的切片中也找到了一个金刚石晶体的包体。他们猜测这块陨石原是小行星的碎片，而其中所含的金刚石晶体，则是在它陨落之前，并且是在好几百万年前小行星带中的两颗小行星发生碰撞时形成的。这种铁陨石之所以具有金刚石包体是因为小行星碰撞时的速度非常大（时速约数万公里），从而产生较大的冲击压力，进而使自然碳转变为金刚石。

美国芝加哥大学的刘易斯和沃特等人开始对1969年坠落在墨西哥等地的4块陨石进行研究，他们意外的发现了无数非常细小的金刚石粉末，其中还含有微量的具有特殊比例的同位素的氙气。经过测定，显示出它们的年龄比太阳系还大，均生成于45亿年以前。这一结论表明，金刚石的生成与陨石相互间的撞击或坠落与地球是没关系的。

从上述来看，这几位科学家将地球内部的高温高压能促进生成金刚石的传统说法已经推翻了。于是，他们大胆提出，自然界的金刚石，大概都是在几十亿年前由于一颗红巨星，即垂死的“恒星”的毁灭过程中形成的。

科学家推断，在那个阶段，富有的氢和高温特别有利于碳气浓缩而形成结晶金刚石。与此同时，红巨星将增援大量气体，而这些气体将膨胀和冷却，使碳这类物质冷凝并结晶。千百年后，在红巨星最后爆炸成超新星时，它将喷射高速离子，包括带电的氙原子，这些氙原子将追上逃越的金刚石颗粒并埋在其中。由此可推断出，在宇宙中形成的金刚石的数量可能是惊人的。

在宇宙中，由于金刚石参与了太阳系的演化，所以在地球和陨石中能找到金刚石的踪迹。于是，人们就会提出这样的疑惑，美丽的金刚石究竟是来自天上还是地下呢？真是令人难以捉摸的迷。

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99。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99 中国三个主要产地金刚石/钻石特征比较　Table 99 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38Ga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，25Ga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（185Ga）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（185～16Ga）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（09～06Ga）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25Ga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178 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301Ga～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25Ga～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25Ga，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25～38Ga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32Ga 的片麻岩，锆石具有有负的εHf（t）值和早至35Ga的两阶段Hf模式年龄，其源区岩石可能有>36Ga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32～33Ga的碎屑锆石，浙西南地区变质基性岩-超基性岩获得锆石32Ga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（09～08Ga）拼合的，中元古代末期-新元古代早期（约10Ga），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10～09Ga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132685℃，范围1167～1462℃，压力48～76GPa（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：477～583GPa）；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-2606‰～+152‰），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10～09Ga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25Ga和185Ga时发生碰撞拼合，18Ga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18～16Ga，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）。