扬子及华北克拉通岩石圈碳组成：三个产地金刚石⼀钻石碳同位素组成的制约

金刚石作为碳的单元素宝石和地幔的特征矿物，其δ¹³C值的组成及分布体现了钻石形成时岩石圈地幔δ¹³C的组成特征。大量的研究成果证实，地幔碳的来源包括地幔原始碳、板块俯冲产生的地壳再循环碳甚至有机质碳等多种来源（张宏福，1990；郑永飞等，2000），但大部分的钻石（98%）具有原始地幔碳的同位素组成，显示出钻石碳同位素与地幔碳同位素之间非常密切的联系，金刚石是了解地幔碳组成及地球碳循环的重要探针（张舟和张宏福，2011）。

目前，关于金刚石的形成及其碳的来源有三种不同的模式。早期有学者认为，碳同位素很大的分布范围是开放体系下瑞利分馏造成的，特别是根据¹³C和¹⁵N同位素之间的耦合关系，通过分馏作用可以解释世界上大多数碳同位素分布于-8‰～- 2‰的现象（Deines，1980），但研究显示，金刚石极富¹²C（强烈亏损¹³C）以及碳同位素组成区间极宽，无法用高温下碳同位素分馏进行解释（郑永飞等，2000）。部分研究者认为，钻石中的碳可来源于原始地幔在地球增生过程中碳同位素不均一的流体或熔体，不同钻石碳同位素的变化是原生的，但这种被认为来源于原始地幔钻石的其他同位素证据缺乏原始地幔的特征，因而无法支持这种模式（Cartigny et al.，1998; Handler et al.，2009）。第三种模型认为，金刚石是地幔碳和地壳俯冲的壳源碳混合组成的，其中P 型金刚石的碳主要来源于地幔；E 型金刚石的碳来自于俯冲洋壳中碳酸盐和有机质的混合。根据该模式，混合形成E型金刚石氮的含量应该比P 型金刚石低。但问题是事实正好相反，世界各产地的E 型金刚石氮含量均明显高于P 型金刚石。显然，目前的几种模式并不能完全解释金刚石中见到的事实（Kirkley et al.，1991；张舟和张宏福，2011）。地幔碳同位素的组成和分布可能是不均一的，但是不均一产生的原因及其动力学机制并不清楚。因此。金刚石（钻石）碳同位素组成对了解地幔碳组成及金刚石的产地来源均有重要的意义。

关于金刚石碳同位素组成与氮元素的关系，不同研究者的看法及不同地区的研究成果均存在差异。随着研究工作的不断开展和深入，逐渐发现不同地区或不同类型以及不同环境产出金刚石的δ¹³C值具有某些独特性（Meyer，1985;张宏福，1990）。特别是榴辉岩型的金刚石，例如Guaniamo金伯利岩、Argyle钾镁煌斑岩型和New South Wales砂矿的榴辉岩型钻石δ¹³C分别以-15‰、-11‰和+2‰为中心（P. Cartigny，2005；张宏福等，2009）。Deines等（2009）将博茨瓦纳Orapa、Letlhakane和Damtshaa三个金伯利岩矿的P型、E型金刚石的δ¹³C值分别进行对比，认为尽管岩管之间只相距几十千米，但来自不同金伯利岩管的金刚石具有独特的δ¹³C值分布特点。数据显示，在E型金刚石的δ¹³C值分布上，Letlhakane和Damtshaa不能互相区分开，但二者在δ¹³C的平均值上明显比Orapa更富¹³C，暗示了贫¹³C的E型金刚石的丰度向东下降；而对于P型金刚石，Letlhakane的δ¹³C值分布介于Orapa和Damtshaa之间，而Orapa P型金刚石显示贫¹³C组成的趋势明显。

中国三个钻石产地分别位于华北克拉通及扬子克拉通。华北克拉通结晶基底的形成时间大约在太古代早期，目前最古老的锆石U–Pb年龄大于3.8Ga（Liu et al.，1992; Zheng et al.，2004;柳小明等，2005；吴福元等，2005；张少兵和郑永飞，2008），大约在1.85Ga后成为稳定的克拉通，直到中生代以后华北克拉通的稳定性质才发生改变。而扬子克拉通陆块古老的基底主要由元古代岩石组成（Chen et al.，1998），大约25亿年发生第一次克拉通化，形成古元古代的孔兹岩系，早元古代末期18Ga左右形成大规模区域变质作用，最终形成扬子克拉通古老变质结晶基底（郑维利等，1991；马大铨等，1996）。显然，两个克拉通的演化存在差异。

图7.20 辽宁、山东、贵州、湖南地区金刚石碳同位素组成频率分布图

（据刘观亮等，1994）

Figure 7.20 Histogram of carbon isotope content of diamonds from Liaoning，Shandong，Guizhou and Hunan

（After Liu Guanliang，et al.，1994）

a—辽宁复县金伯利岩中金刚石；b—山东蒙阴金伯利岩中金刚石；c—贵州镇远钾镁煌斑岩中金刚石；d—湖南沅水砂矿中金刚石。n为样品数代号，其单位为个

刘观亮等（ 1994）在宜昌地质矿产研究所同位素实验室采用真空氧化方法对我国华北克拉通辽宁复县、山东蒙阴金伯利岩区和扬子克拉通的贵州镇远钾镁煌斑岩区以及丁桃金刚石砂矿区共230颗金刚石进行系统的碳同位素组成测定结果显示，我国金刚石的δ¹³C值的分布范围为-26.06‰～+1.52‰，差值为27.54‰。绝大部分δ¹³C值集中分布于-9‰～-2‰之间，主峰位置在-5‰～-4‰，形成重碳同位素一侧较陡直，过主峰后向轻碳同位素一侧逐渐降低的分布格局（图7.20）。其中，辽宁复县的金刚石δ¹³C值为-14.71‰～-0.27‰，多数集中在-9‰～-2‰，主峰值位于-5‰～-4‰；山东蒙阴的金刚石δ¹³C值为-11.75‰～-2.81‰，多数集中在-9‰～-3‰，主峰值位于-5‰～-6‰，与复县金刚石碳同位素组成相比，辽宁钻石的碳同位素向轻碳一侧漂移了约1‰；贵州镇远金刚石矿区δ¹³C值变化范围为–22.15‰～–2.53‰，在–11‰～–5‰之间稍有集中的趋势，主峰值大约为–10‰，向轻碳同位素一侧漂移了很多，显示其碳同位素组成与复县、蒙阴金伯利岩中的金刚石有明显不同；湖南沅水流域的丁桃金刚石砂矿区（丁家港、桃源矿区）其碳同位素组成呈现出很宽的分布频带，δ¹³C值变化范围为–26.06‰～+1.52‰，其中δ¹³C值-26.06‰，是我国已经测得的最富轻碳的同位素数据，而+1.52‰又是含重碳同位素最高的金刚石的数据。

张宏福等（ 2009）在英国伦敦大学皇家Hollyway学院采用英国Macro Mass公司生产的多元素质谱分析仪（Fisons Carlo Erba NA1500）对山东蒙阴和辽宁复县14颗含固态矿物包裹体的金刚石和49颗无包裹体的金刚石碳同位素进行的测试结果显示，我国上述地区及类型的金刚石碳同位素组成存在一定的差异，例如含固态矿物包裹体的金刚石相对于无包裹体的金刚石具有较窄的碳同位素区间，但却相对富集¹²C （δ¹³C<-2.5‰）。就不同产地而言，无论金刚石含包裹体与否，山东蒙阴金刚石的碳同位素变化范围相对较宽（含包裹体：-6.37‰～-2.50‰；不含包裹体：-5.72‰～-0.42‰），而辽宁复县金刚石的碳同位素组成范围则较窄（含包裹体：-5.03‰～-3.05‰；不含包裹体：-4.95‰～-1.37‰），其中前者有约30%不含包裹体的金刚石具有较富的¹³C同位素组成（>-1‰）。张宏福同时指出，橄榄岩型钻石的碳同位素变化一般较轻微，但榴辉岩型钻石碳同位素的变化则较为明显，研究结果和世界其他地区的结果相近似，反应了榴辉岩型钻石形成过程中碳同位素分馏较为明显或者钻石的碳同位素的来源较为复杂（张宏福等，2009；张舟和张宏福，2011）。