金绿宝石矿床类型与成因机制*

马垠策 洪涛 刘善科 李杭 马华东 王威 徐兴旺

1. 中国科学院地质与地球物理研究所，中国科学院矿产资源研究重点实验室，北京 100029 2. 中国科学院大学，北京 100049 3. 中国科学院地球科学研究院，北京 100029 4. 广东省地球动力作用与地质灾害重点实验室，中山大学地球科学与工程学院，广州 510275 5. 南方海洋科学与工程广东省实验室(珠海)，珠海 519082 6. 新疆自然资源与生态环境研究中心，乌鲁木齐 830011

1 金绿宝石矿物学特征

金绿宝石(Chrysoberyl)，化学式为BeAl2O4，BeO和Al2O3的理论含量分别为19.7%和80.3%，但实际可含少量(<2%)的SiO2(Franz and Morteani, 1984)，以及不同种类的微量元素如Cr、Fe、Ga、Ti、Ca等(罗红宇等, 2006)。为斜方晶系，属于橄榄石型结构(图1)。晶体可呈柱状(图2a-c)、粒状、平行(100)的扁平板状，其(010)晶面可见平行a轴的条纹，常见穿插双晶(图2f、图3)以及接触双晶(图2e)，晶体底面(轴面)常有条纹，具有不完全到中等三组解理。摩式硬度8～8.5，密度3.755g/cm3。

金绿宝石具有三色性，通常为浅-中等的黄色至黄绿色、灰绿色、褐色至黄褐色以及很罕见的浅蓝色。金绿宝石三个方向折射率分别为Ng=1.753～1.758、Nm=1.747～1.749和Np=1.744～1.747，其最大双折射值为0.009～0.011，且Np、Nm和Ng分别平行a、b和c轴, 光轴平行(010)面。在薄片中金绿宝石具有正高突起，呈无色、黄绿色、橙色或红色。在正交偏光下干涉色为一级黄，且平行消光，具有正延性。

根据致色的微量元素和包裹体特征组合，可将金绿宝石分为三类(张蓓莉, 2006)：(1)变石(Alexandrite)，其含有铬元素(Cr2O3=0.4%～0.7%)，Cr/Fe 比不同是金绿宝石微量元素的主要区别及形成不同颜色的原因(罗红宇等, 2006)；(2)金绿猫眼(Cat’s-eye/Cymophane)，因内部含有大量一组定向细针管状包裹体，沿着特定方向切割后呈现出一道亮线；(3)变石猫眼和星光金绿宝石，前者是具有变色效应的猫眼，后者是具有多组金红石针的金绿宝石。

2 金绿宝石矿床类型与分布

2.1 金绿宝石矿床类型

最初，含金绿宝石伟晶岩的成因被认为与交代作用有关，分为两种成因类型(Fersman, 1929, 1952, 1960；Beus, 1966；Heinrich and Buchi, 1969)：(1)“脱硅作用”形成的含金绿宝石伟晶岩；(2)“铝混染作用”形成的含金绿宝石伟晶岩。

Dostal(1969)报道了斯洛伐克的Marslkov变质伟晶岩发育有与夕线石共生的金绿宝石。Franz and Morteani(1984)开展了水热实验研究并提出金绿宝石的“变质成因”。

表1 金绿宝石矿床分类方法(据Beurlen et al., 2013)

图1 金绿宝石晶体结构图Fig.1 Structure graphs of chrysoberyl crystal

图2 金绿宝石晶体形态与双晶图(据Schmetzer, 2011)(a-c)为不同侧面下的金绿宝石晶体图；(d)是在双轴金绿柱石中，光平面和光轴相对于三个晶体轴a、b和c的方向；(e)和(f)分别是膝式双晶和三连晶的晶体图, a, b, c, o, k, x, m, n, s, r, v, w, i分别是自然界中金绿宝石13种重要面的位置和标记Fig.2 Diagrams of chrysoberyl morphology(after Schmetzer, 2011)(a-c) the chrysoberyl crystal in different sides; (d) orientation of the optic plane and the optic axes relative to the three crystallographic axes a, b and c in optically biaxial chrysoberyl; (e, f) show the crystals of twin and trilling, where a, b, c, o, k, x, m, n, s, r, v, w and i show the positions and labels of the 13 important faces that were seen in natural alexandrite from all major sources worldwide

图3 金绿宝石双晶标本(a,据mindat.org; b,据Grew and Hazen, 2014)Fig.3 Images of chrysoberyl twin(a, from mindat.org; b, from Grew and Hazen, 2014)

Beurlenetal.(2013)将与伟晶岩有关的金绿宝石矿床按成因和产状分成四个大类(表1)。

然而，Beurlenetal.(2013)的分类存在矛盾和不完整等问题(如，ⅡC型亚种是非伟晶岩型；ⅡD型分类证据不足)，同时考虑到砂矿来源的难溯源性和多源性，砂矿型金绿宝石矿床应当单独列出。

为更直观、全面地认识理解金绿宝石矿床，本文根据金绿宝石矿床成因归为四个类型，即熔体结晶类、变质成因类、交代作用类和风化作用类，再由其赋矿岩石进一步分为六个亚型，即花岗岩-伟晶岩型、变质伟晶岩型、蛇纹岩型、云母岩型、条纹岩型和砂矿型(表2)。

花岗岩-伟晶岩是金绿宝石最主要的赋存岩石。花岗岩型金绿宝石发育在演化程度较高的花岗岩中，如白云母花岗岩。这类金绿宝石可能在温度670～700℃、压力约0.1～0.2GPa的环境中结晶(Merinoetal., 2013)，作为副矿物与石英、长石共生。伟晶岩型是金绿宝石的最重要的赋存来源，也是宝石级金绿宝石的主要来源之一。金绿宝石通常发育于伟晶岩边部的细晶钠长花岗岩与细粒伟晶岩中。钠长花岗岩中的金绿宝石多呈粒状与浸染状，而发育金绿宝石的细粒伟晶岩以石榴子石、白云母与钠长石的组合为特征，其中金绿宝石呈板状产出。

变质伟晶岩型金绿宝石形成于同期或后期角闪岩相-麻粒岩相变质作用下绿柱石的分解，即变质成因金绿宝石。这种伟晶岩常呈透镜状或条带状发育于地层中，其中金绿宝石形成在变质伟晶岩的强变形带与反应带，与石英紧密共生，或嵌于绿柱石与长石之间，呈半自形-自形，形态以粒状居多，粒径变化较大，常见金绿宝石-石英-夕线石-白云母的矿物组合。

蛇纹岩型是指形成在区域构造运动下，以火山沉积岩为原岩，与基性-超基性围岩发生的变质交代反应的金绿宝石类型，变质程度至少达到角闪岩相(0.45～0.5GPa, 500～550℃, Grundmann and Morteani, 1982, 1989)。金绿宝石赋存在滑石-蛇纹岩序列以及与黑云母-阳起石-绿泥石片麻岩透镜体接触的位置，呈粒状，颗粒普遍较小，常与硅铍石、绿柱石紧密共生，周围也可见萤石、白钨矿和黄铜矿等。

云母岩型是由花岗质岩浆与基性-超基性围岩接触后发生交代作用而形成的金绿宝石类型，是宝石级金绿宝石的主要来源之一，也是变色金绿宝石(变石)的唯一来源。金绿宝石以斑状变晶结构出现在岩体与基性-超基性围岩的接触带中且靠近伟晶岩的一侧，成矿温度大致在红柱石稳定域内(约350～470℃, 0.1～0.7GPa, Martinetal., 1995; Moroz and Eliezri, 1999; Morozetal., 2001)，或与绿柱石、硅铍石和磷灰石等交生，常呈双晶，粒径变化较大。

条纹岩型是指岩浆热液侵入碳酸盐地层发生交代反应，形成在具有条带构造的大理岩中的金绿宝石类型，形成温度大致在300～550℃(Jahns, 1944; 王立华等, 1988)。这类金绿宝石呈分散粒状或成层沉淀在条纹中，显微镜下可见，且矿物组合较复杂，但常见金绿宝石-萤石-塔菲石-硅铍石组合。

作为次生矿床，风化和搬运作用是形成砂矿型金绿宝石矿床的主要动力，这类金绿宝石常发现于冲积扇和冲积平原内，埋藏在红色粘土层或细砾沉积岩中，颜色丰富且在黄色-绿色-蓝色范围内，颗粒大小和晶体形态变化很大，通常难以溯源，其来源具有不确定性和不唯一性。

2.2 金绿宝石矿床分布特征

金绿宝石分布十分广泛，目前全球报道过的金绿宝石矿化点和矿床共有约381个，遍布六大洲，北至俄罗斯科拉半岛，南至南极洲东部赫马拉湾，其中重要的矿点和矿床大致为56个(表3)，主要的金绿宝石矿床分布见图4。

图4 世界主要金绿宝石矿床分布图Fig.4 Distribution map of the main chrysoberyl deposits in the world

金绿宝石矿床主要分布在亚洲的巴基斯坦、中国、印度、缅甸和斯里兰卡；欧洲的俄罗斯、波兰、挪威、斯洛伐克、西班牙和保加利亚；美洲的美国、萨尔瓦多和巴西；非洲的南非、赞比亚、津巴布韦、坦桑尼亚、马达加斯加。而中国的金绿宝石主要分布在新疆，以新疆阿尔泰地区为主，著名的矿床有可可托海3号脉和塔拉特307号脉。内蒙、四川、陕西以及湖北、湖南等地也有金绿宝石出现(邹天人, 1996; 李建康等, 2017)，近几年徐兴旺等(2020)在阿尔金的塔什萨依岩体中发现了大颗粒的金绿宝石。

2.2.1 花岗岩-伟晶岩型金绿宝石矿床分布与典型矿床

花岗岩-伟晶岩型金绿宝石矿床在全球约有30处，大致与全球稀有金属矿床分布特征相对应(McCauley and Bradley, 2014)。其中伟晶岩是金绿宝石的最重要的赋存岩石，主要分布于各个造山带中，如美洲的科迪勒拉造山带和阿帕拉契亚造山带，欧洲的阿尔卑斯造山带。虽然全球开采的经济矿床很多，但缺乏系统的矿床描述以及科学研究。这里列出两个具有一定代表性且有研究报道的矿床或矿点进行介绍。

西班牙Belvís de Monroy花岗岩是含金绿宝石的典型花岗岩，其虽不成矿，但前人有详细的成因研究(Merinoetal., 2013)。Belvís de Monroy岩体是Montes de Toledo岩基演化程度最高的岩体，就位于上奥陶统至下志留统的变质沉积物中(图5a)，侵入年龄为314±3Ma(Orejanaetal., 2012)。Belvís de Monroy岩体整体发育中粒-粗粒半自形结构，所有相的主要矿物为石英、斜长石和钾长石。岩体大致可分为三种不同的淡色花岗岩单元，中央部分(CU)为二云母淡色花岗岩，副矿物有蚀变的堇青石、电气石、磷灰石和夕线石等；中间部分(IU)白云母淡色花岗岩，主要矿物相是白云母，副矿物有电气石、堇青石、夕线石；外围部分(BU)是粗粒的淡色花岗岩，其矿物组合最复杂和特殊，出现金绿宝石-锌尖晶石、金绿宝石-绿柱石和金绿宝石-锌尖晶石-堇青石；金绿宝石以半自形到他形的晶粒发育在外围部分(BU)和中央部分(CU)，通常被包裹在钾长石、斜长石、白云母和石英中(图5b-e; Merinoetal., 2013)。

图5 西班牙Belvís de Monroy花岗岩剖面图(a)及其中的金绿宝石背散射图像与显微图像(d-e)(据Merino et al., 2013)(b)斜长石中包含的小金绿宝石晶体的BSE图像，两者都包含在伟晶岩中的钾长石晶体中; (c)显示金绿宝石晶体包含在细晶岩脉的斜长石或白云母中; (d)为一个大的金绿柱石晶体的显微照片，包含在石英中(与夕线石相结合); (e)为 Belvís边部单元淡色花岗岩的蚀变堇青石结核的显微照片，包括他形金绿宝石晶体. 矿物缩写: Chb-金绿宝石; Pl-斜长石; Qtz-石英; Kfs-碱性长石; Sil-夕线石; Ms-白云母; Crd-堇青石Fig.5 Geological section sketch of the Belvís de Monroy(a) and BSE images and photomicrographs chrysoberyl from Belvís de Monroy pluton(b-e)(after Merino et al., 2013)(b)a small chrysoberyl contained in plagioclase; (c)shows chrysoberyl crystals contained in plagioclase or muscovite from fine-grained dikes; (d) shows a large chrysoberyl crystal in quartz(with sillimanite); (e)shows alterated cordierite nodules in border of Belvis granite, including allotropic chrysoberyl crystals. Abbreviation: Chb-chrysoberyl; Pl-plagioclase; Qtz-quartz; Kfs-K-feldspar; Sil-sillimanite; Ms-muscovite; Crd-cordierite

近年来阿尔金中段塔什萨依地区新发现的金绿宝石(图6a)分别发育在钠长花岗岩和伟晶岩中。其中γ09号脉岩性为含金绿宝石钠长花岗岩，长100m，最宽处13m。手标本下金绿宝石呈淡黄色，粒状且大小约0.5cm，与石英、钠长石紧密共生(图6b)。γ05号脉岩性为金绿宝石石榴石电气石白云母花岗伟晶岩，露头脉体长约8m，宽约2.5m。手标本下金绿宝石呈淡黄色，板片状，长约0.5cm，主要与石榴石、石英紧密共生(图6c)。部分伟晶岩中金绿宝石的含量可达5vol%，塔什萨依金绿宝石矿有望成为我国首个金绿宝石矿(徐兴旺等, 2020)。

图6 塔什萨依金绿宝石矿地质图(a)及其金绿宝石手标本图(b、c)(据徐兴旺等, 2020)Fig.6 Geological map of the Tashisayi chrysoberyl deposit(a)and photographs of chrysoberyl(b, c) in the Tashisayigranite pegmatite deposit(after Xu et al., 2020)

2.2.2 变质伟晶岩型典型矿床

变质伟晶岩型金绿宝石矿床全球约16处，主要形成在造山带中，克拉通内也有零散分布。比较著名的有巴西的Roncadeira、尼日利亚的Kogi、捷克的Marsikov、瑞典的Kolsva，以及南极洲Khnmara bay(表3)。

瑞典的Kolsva和捷克的Marsikov伟晶岩发育大量的金绿宝石，是由绿柱石分解得到的(Franz and Morteani, 1984)。Kolsva伟晶岩就位于麻粒岩相的花岗质片麻岩中，含有大量粗粒石英长石脉和细晶岩脉；金绿宝石呈黄色，颗粒可达3.5cm，呈分散状发育在伟晶岩的反应边中，反应边一侧为绿柱石，另一侧为碱性长石，中间则是金绿宝石和石英的矿物共生组合(Franz and Morteani, 1984)；而Marsikov伟晶岩紧邻着角闪黑云片麻岩，强烈变形且与围岩具相同片理走向，其主要矿物为钠长石、石英、白云母、金绿宝石、绿柱石、石榴石、尖晶石(无钾长石存在)，金绿宝石存在于“同构造压扁的伟晶岩”中，常见石英包裹体，主要与石英、夕线石共生(Franz and Morteani, 1984)。

巴西东北部伟晶岩省的Roncadeira也是典型变质成因的金绿宝石矿床(Beurlenetal., 2013)。Roncadeir伟晶岩岩体侵入在新元古代Seridó组的黑云母片岩中(图7a)，Roncadeira伟晶岩透镜体组呈NNE向，平行或近平行于围岩黑云母片岩的片理，并沿着ESE方向近垂直倾斜，横切于较缓的片理。伟晶岩透镜体内部几乎均匀或者呈弱分带状，由石英、钾长石、白云母和钠长石组成(图7b)，少见于由细粒糖晶状钠长石和比例变化的石英和白云母组成的小透镜体，夕线石作为副矿物常见于边界带，呈球形放射状，或替代白云母边缘，与眼球状钾长石和斜长石相接(Beurlenetal., 2013)。金绿宝石呈浅黄色，通常以片状、板状发育在剪切带中的带状钠长细晶岩里，与透镜状的石英-夕线石集合体紧密相关(图7c; Beurlenetal., 2013)。

图7 Roncadeira伟晶岩地质剖面简图(a, 据Beurlen et al., 2013)及其金绿宝石的手标本和显微镜图像(b、c, 由Beurlen博士授权使用)(b)中黑色尖头所指的黄色矿物为金绿宝石Fig.7 Geological section sketch of Roncadeira pegmatite(a, after Beurlen et al., 2013)and a photograph and a photomicrograph of chrysoberyl from Roncadeira pegmatite(b, c, authorized by Dr. Beurlen)(b) the yellow minerals indicated by the black tip are chrysoberyl in image

2.2.3 蛇纹岩型典型矿床

蛇纹岩型金绿宝石矿床极少，目前发现且研究报道的典型矿床是奥地利的Habachtal矿床。

Habachtal矿床位于奥地利东阿尔卑斯的Tauern窗口，靠近正片麻岩和一系列角闪岩、云母片岩以及带有层间蛇纹岩的黑色千枚岩，被称为Habach建造(Höcketal., 1982)，记录了前阿尔卑斯和阿尔卑斯变质事件(Grundmann and Morteani, 1982)。铍矿化发生在变质泥岩、基性火山岩和超基性岩的交代序列中，其中蛇纹石-滑石岩及内部的黑云母-金云母透镜体周围发育有金绿宝石(图8)。Habachtal矿床的Be源于白云母页岩、钾长石片麻岩和黑云母斜长片麻岩(Grundmann and Koller, 2003)，是由原岩为火山沉积岩变质形成，在进变质作用中形成了绿柱石后失稳分解出了金绿宝石；而金绿宝石呈粒状，粒度小于5mm，主要与绿柱石、硅铍石、萤石共生，也见白钨矿和黄铜矿等矿物(Grundmann and Morteani, 1989)。

图8 Habachtal矿床剖面地质简图(据Grundmann and Morteani, 1989)1-角闪岩; 2-黑云斜长片麻岩; 3-黑云母片岩; 4-石英脉; 5-石英角砾岩; 6-滑石蛇纹片岩; 7-角闪石片麻岩; 8-石榴石白云母片麻岩; 9-黑云母绿泥石阳起石片岩Fig.8 Geological sketch of Habachtal deposit(after Grundmann and Morteani, 1989)1-amphibolites; 2-biotite-plagioclase gneisses; 3-biotite-blast schists; 4-quartz vein; 5-quartz breccia; 6-talc-serpentinite schists; 7-amphibole gneisses; 8-garnet-mica gneisses; 9-biotite-chlorite-actinolite schists

图10 Lost River矿区剖面地质简图(据Barton, 2002)1-白云母-萤石-金绿宝石脉; 2-早期含水矽卡岩; 3-石英-白母-托帕石-电气石云英岩; 4-灰岩; 5-白云母为基质的角砾岩; 6-细粒黑云母花岗岩; 7-白云母-萤石脉体; 8-断裂Fig.10 Geological section sketch of Lost River mining area(after Barton, 2002)1-muscovite-fluorite-chrysoberyl vein; 2-early hydrous skarn; 3-quartz-muscovite-topaz-tourmaline greisen; 4-limestone; 5-muscovite-matrix breccia; 6-fine grained biotite granites; 7-muscovite-fluorite veins; 8-faults

图11 癞子岭花岗岩中的条纹岩捕虏体(a, 据黄蕴慧等, 1988)及湖南香花岭条纹岩手标本和显微图像(b、c, 据赵一鸣等, 2017)矿物缩写: Euc-蓝柱石; Taf-塔菲石Fig.11 Ribbon rock xenolith in the Laiziling granite(a, after Huang et al., 1988) and the photograph and photomicrograph of ribbon rock in Xianghualing, Hunan(b, c, after Zhao et al., 2017)Abbreviation: Euc-euclasite; Taf-taaffeite

2.2.4 云母岩型典型矿床

云母岩型矿床作为变色金绿宝石的最重要的赋存矿床，在全球约有11处，分布在亚洲的乌拉尔造山带，非洲克拉通和巴西克拉通。其中著名的有俄罗斯的Krasnobolotnoye矿床、澳大利亚的Ruby、Aga Khan以及西班牙的Franqueira等矿床(表3)。

西班牙加利西亚省Franqueira矿床是典型的云母岩型金绿宝石矿床(Martinetal., 1995)。Franqueira矿床位于加利西亚-特拉斯奥蒙斯特带上，包含两个地质单元：海西期造山形成的片岩和基性-超基性核杂岩，以及同时期的过铝质二云母花岗岩，含金绿宝石伟晶岩与非均质花岗岩穿切纯橄质的超基性岩。Martinetal.(1995)提出相应的成矿模型(图9)，即分异的伟晶岩与围岩纯橄岩发生了变质交代，接近伟晶岩处的橄榄石转变为金云母，向远端逐渐过渡为大量的透闪石，再至少量的直闪石；金绿宝石赋存在岩体和围岩的接触边界中，常具双晶形态，以半自形斑状变晶出现在金云母中，或是以骸晶形式与祖母绿、硅铍石和磷灰石交生，其颗粒可达1cm(Martinetal., 1995)。

2.2.5 条纹岩型典型矿床

矽卡岩矿床虽然分布广泛，但条纹岩型金绿宝石矿床却十分稀少(表3)。有详细研究报道的例子是美国阿拉斯加的Lost River(Dobson, 1982; Sainsbury, 1988; Barton, 2002)和中国湖南的香花岭(黄蕴慧等, 1988; 王立华等, 1988; 赵一鸣等, 2017)。

位于阿拉斯加的苏厄德半岛的Lost River地区，其W-Mo-Bi-Be多金属矽卡岩矿床形成于多次热液事件，与晚白垩世花岗岩侵入厚层奥陶纪石灰岩事件有关(Dobson, 1982)。此矿床紧邻含黄玉-电气石-黑云母-白云母的花岗岩，矿体沿断层发育，从富含锡的云英岩化花岗岩和矽卡岩延伸数千米(图10)。而热液蚀变的分布在垂直方向上有很强的控制作用，近端富铁矽卡岩中主要由角闪石、黑云母、萤石、锡石组成，钠铝交代物存在于远端和较高的位置。其中金绿宝石与一水硬铝石、萤石等共生成层状脉体，出现在灰岩的构造条带中，粒度较小，普遍小于1mm。

中国湖南香花岭矿区的金绿宝石产状与Lost River的矿区的相似，金绿宝石主要产于癞子岭花岗岩体中的中泥盆统棋子桥组碳酸盐地层的捕掳体及黑云母花岗岩的外接触带(图11a)，金绿宝石的条纹岩主要沿灰岩和钙质白云岩的层间构造和构造裂隙交代产出，其条纹方向大致与构造裂隙面平行(图11b)。香花岭的条纹构造的组成主要表现为以金绿宝石或金绿宝石+塔菲石为主的条纹和萤石+铁锂云母，或萤石+氟硼镁石的条纹互间组成，有的则为金绿宝石和绿泥石+萤石+金云母互层(赵一鸣等, 2017)。在这些条纹中，金绿宝石呈细小粒状矿物集合体，其粒径一般小于0.1mm(图11c)。

图12 金绿宝石砂矿型矿床模型图(据Cassedanne et al., 1993)Fig.12 Model of chrysoberyl placer deposit(after Cassedanne et al., 1993)

2.2.6 砂矿型典型矿床

巴西、斯里兰卡、印度和马达加斯加是全世界仅有的几个以砂矿型矿床为主的金绿宝石产出国，但由于缺乏有效的开采管理，许多矿点被发现后就被立即开采，因此少有特别详细的矿床特征记录。

巴西作为金绿宝石重要的产出国，其金绿宝石主要来自米拉斯吉拉斯州(Minas Gerais)、巴伊亚州(Bahia)、圣埃斯皮里图州(Espirito Santo)和圣保罗州(Sao Paulo)等地，常见穿插双晶和三连晶形态(图2b)，颗粒大小变化较大，小至几毫米，最大可达几十厘米，重达2kg(Cassedanneetal., 1993)。

根据受剥蚀的程度和阶段，这些次生矿床还可分为残积型矿床、崩积型矿床和冲积型矿床(图12)。在残积型次生矿床中，残积层通常是红土，粗糙或略呈圆形的金绿宝石被保存在这种土壤中，它们的表面被含铁的红色粘土覆盖。随着残积物不断被搬运，残积物逐渐会变成高坡崩积物，崩积型次生矿床与前者的界限通常是由地形情况而定，这种矿床由于所含矿石矿物含量低，经济价值较小，通常为手工作业。而冲积型矿床基本属于剥蚀搬运过程的后期，沉积物可能被冲到峡谷底部，经常出现在河流蜿蜒的沼泽平原，留下的冲积物的长度从几百米到几千米以上，宽度从几十米到几百米不等。冲积型次生矿床具有垂直分层特征，从上到下一般是砂砾/细砾层-砾石层-基岩，而金绿宝石在内的各种宝石矿物主要赋存在细砾层中，粒度小于1cm，晶体破碎，少见完好晶型(Cassedanneetal., 1993)。

3 金绿宝石形成的机制及影响因素

3.1 金绿宝石成因

金绿宝石的全面研究最早可以追溯到二十世纪四、五十年代，苏联地质学家Fersman(1952)在《伟晶岩》中进行了详细的记录。由于金绿宝石的稀少性和赋存多样性，金绿宝石的成因一直是学者们研究的课题，本文将其归为四类：交代成因、变质成因、结晶分异和风化作用，而本文主要针对前三种成因进行详细说明。

3.1.1 交代成因

在交代成因的金绿宝石矿床中，当成矿流体中水络合作用较弱时，Be的迁移能力相对较弱，金绿宝石成矿位置离岩体较近；而当成矿流体中富集强络合剂时，Be的迁移能力加强，流体的迁移距离增加，最后金绿宝石在有利的物化条件环境下形成(Barton and Young, 2002)。根据金绿宝石成矿位置，交代成因可细化划分为近端交代和远端交代。

近端交代作用也称外交代作用，是指在富Be的伟晶质硅酸盐熔体和含水流体与富铬超镁铁质岩之间进行强烈的交代作用，金绿宝石沉淀在接触带内，位于伟晶岩的近端，最终伟晶岩变为更富含长石的脱硅伟晶岩(Ferman, 1929)。这类矿床产出优质的祖母绿和变色金绿宝石，在俄语文献中被称为“云母矿床”或“片岩型矿床”，温压范围大致在红柱石稳定域内。

Leitmeier(1937)、Sinkankas(1981)、Bank and Gübelin(1976)、Lawrenceetal.(1989)、Ustinov and Chizhik(1994)和Martinetal.(1995)等早期根据Ferman(1929)的“外交代”模型来解释这类金绿宝石成因。而Grundmann and Morteani(1989)、Nwe and Grundmann(1990)以及Nwe and Morteani(1993)则对通过Habachtal和Gravelotte矿床的研究对该模型进行了修正，他们强调了“黑墙带”和区域变质作用的重要性。“黑墙带”是指在化学性质不同的岩石之间的接触处，出现多个交代反应带，在变质岩石学中叫“Blackwall Zone”，一般是受区域变质作用的影响，常在与火成岩活动完全无关的地质背景下的超镁铁岩中观察到，被认为是所有云母岩型金绿宝石矿床的共同特征。

远端交代作用是指成矿热液沿着高渗透性区域推进到裂缝扩散的有效限制距离或流体沿裂缝渗透耗尽的扩散前缘与岩体或地层发生的交代过程。当成矿热液与碳酸盐地层发生这种远端交代作用后形成的具有条纹或条带构造的大理岩，被叫做“条纹岩”(Ribbon Rock或Wrigglite)，而金绿宝石则沉淀在条纹岩的构造条带中。

地质学者从20世纪初就开始关注这种岩石的结构成因问题(Trüstedt, 1907)，并推测是生物或化学沉积作用的结果(Stevenson and Jeffcry, 1964; Zasedatelev, 1978)，而后被更多岩相学和地球化学数据证明是热液交代作用有关，即远端交代作用(Knopf, 1908; Jahns, 1944a; Beus, 1966; Sainsbury, 1969; Shabynin, 1977)。由此，条纹岩型金绿宝石的宏观分布特征得到了解释。

挥发分F在条纹岩型金绿宝石的形成起着至关重要的作用。丰富的地球化学数据和岩相观察结果表明，条纹岩总是出现在F含量较高的矽卡岩系统中，说明高F环境有利于金绿宝石的形成。Kwaketal.(1981)提出成矿热液成分应是极端饱和的，使得矿物如金绿宝石能迅速成核；由于F极度过饱和，F矿物从第一层形成小晶体，当F逐渐被耗尽，Be等成矿元素会扩散或渗透过第一个层，形成金绿宝石等其他矿物组合的矿物条纹。同时Kwaketal.(1981)推测挥发分CO2的周期性丢失对于含金绿宝石的条纹岩形成可能是必需的，因为在一些高F含量而相对高的CO2含量的矽卡岩中，条纹岩并不发育。

3.1.2 变质成因

变质成因的金绿宝石最早发现于捷克Marsikov地区的变质伟晶岩中(Dostal, 1969)。Heinrich and Buchi(1969)通过共生关系认为这类金绿宝石可通过以下反应式得到：

Be3Al2Si6O18+2Al2SiO5→3Be2AlO4+8SiO2

绿柱石 夕线石 金绿宝石 石英

或者

Be3AlSi6O18+3Al2O3→3Be2AlO4+Al2SiO5+5SiO2

绿柱石 金绿宝石 夕线石 石英

Grew(1981)在麻粒相变质条件(800～900°C、0.7～0.8GPa)下的伟晶岩中发现了金绿宝石，并推断金绿宝石可能不是由伟晶岩直接结晶形成。Franz and Morteani(1984)则通过水热试验推断出绿柱石+长石在高温高压下分解为金绿宝石+石英，并给分解的公式：

在含水条件下，

1 Beryl+4(K, Na)-Feldspar+4 H+=3 Chrysoberyl+14 Quartz+4(K+, Na+)+2 H2O

或者绿柱石与白云母结合分解的公式：

1 Beryl+4 Albite+2 Muscovite+6 H+=3 Chrysoberyl+21 Quartz+4 Na++2 K++5 H2O

3.1.3 熔体结晶

图13 金绿宝石相图(据Franz and Morteani, 2002修改)蓝色线引自Barton(1986)，其计算得到无水环境下的天然含Na的绿柱石高温分解为金绿宝石-硅铍石-石英组合，水环境下绿柱石会低温分解为蓝柱石-硅铍石-石英组合；在水压从0～1GPa的条件下，金绿宝石和石英组合可出现在红柱石到夕线石区域内，甚至蓝晶石稳定域内.绿色线引自Wilson(1965)和Cemic et al.(1986)，综合实验表明含水绿柱石在高压下会分解为金绿宝石-硅铍石-熔体.黑色线引自Holscher et al.(1986)，其发现金绿宝石-镁铝榴石是硅镁铝石在850℃和5.5GPa、1000℃和5GPa下的分解产物.红色线代表Al2SiO5同质异像体，选自Robie and Hemingway(1984).矿物缩写: And-红柱石; Euc-蓝柱石; Brl-绿柱石; Chb-金绿宝石; Chl-绿泥石; Ky-蓝晶石; melt-熔体; Ph-硅铍石; Qtz-石英; Sil-夕线石; Tlc-滑石; W-水Fig.13 Phase diagram of chrysoberyl(modified after Franz and Morteani, 2002)The blue lines are taken from Barton(1986), which show a natural Na-bearing beryl without water decompose into Chb-Ph-Qtz, and the beryl with water at low temperature decompose into Euc-Ph-Qtz; Under the condition of water pressure from 0 to 1 GPa, the combination of chrysoberyl and quartz can appear in the region of andalusite to sillimanite, and even in the stable region of kyanite; The green line comes from Wilson(1965) and Cemic et al. (1986), which comprehensive experiments show that beryl with water will decompose into chrysoberyl-phenakite-melt under high pressure; The black line comes from Holscher et al.(1986), which found that chrysoberyl-pyrope is the decomposition product of surinamite at 850℃ and 5.5GPa, 1000℃ and 5GPa; The red and yellow lines represent Al2SiO5 polymorph, from Robie and Hemingway(1984). Abbreviation: And-andalusite; Euc-euclasite; Brl-beryl; Chb-chrysoberyl; Chl-chlorite; Ky-kyanite; Ph-phenakite; Qtz-quartz; Sil-sillimanite; Tlc-talc; W-water

3.2 影响因素

金绿宝石的温压范围相对较广，普遍存在于相对高压和高温的环境。金绿宝石的合成起于20世纪20年代，兴起于20世纪后半叶(Langetal., 1952; Fedoseyev, 1961; Tabataetal., 1974; Bukin, 1981)。方法是将主要成分Al2O3和BeO与H3BO3、CaCO3等矿化剂混合，高温熔融后再降温冷却得到金绿宝石，测得结晶温度最高可达1870℃(Fedoseyev, 1961)，而Gromalovaetal.(2012)以天然金绿宝石为种晶，研究金绿宝石重结晶过程，发现金绿宝石形成的过程温度至少要达到760℃。尽管Wyart and Scavnicar(1957)更早利用Be矿物之间共生稳定关系合成出金绿宝石，但Burt(1978)首次根据BASH(BeO-Al2O3-SiO2-H2O)系统提出了更详细的、通用的各种Be矿物相关系模型，也初步印证了绿柱石和铝硅酸盐共生组合在相对高温高压条件下不稳定而转变为金绿宝石和石英的现象。Barton(1986)修正了金绿宝石和石英的稳定域范围，并阐述了水对金绿宝石和绿柱石稳定域的影响，即当PH2O=0，金绿宝石-石英组合稳定域降低进红柱石稳定域，而随着PH2O的逐渐升高，金绿宝石-石英组合可以在夕线石稳定域出现(图13)；其次无水绿柱石具有耐高温特性，在超1000℃的特殊环境下也会分解形成金绿宝石：

Beryl=Chrysoberyl+Phenacite+Quartz

绿柱石 金绿宝石 硅铍石 石英

随后更多的实验为金绿宝石等Be矿物共生组合的做出了充分的补充(Wilson, 1965; Cemicetal., 1986; Hölscheretal., 1986; Franz and Morteani, 2002)(图13)。

熔体成分组成和变化影响着金绿宝石等Be矿物的形成。Barton and Young(2002)认为金绿宝石在高Al2O3低SiO2的系统中更稳定，这很好地解释了金绿宝石主要赋存在过铝质伟晶岩中的现象。不仅如此，系统中SiO2和Al2O3之间的相互作用也可能在比较小的温压范围内以及微米尺度上控制着金绿宝石等矿物的组合出现(Merinoetal., 2013)。此外，根据Franz and Morteani(2002)所计算的相图显示，在BASH系统中不同的Be矿物相共生组合也可能在很大程度上影响着Be矿物的稳定区间。

挥发分和助溶组分对稀有金属的迁移和富集等作用。Soman and Nair(1985)认为在CO2存在下金绿宝石也可能从熔体中直接结晶形成的，因为流体铍可能以碳酸-铍酸盐的形式被输送到碱性溶液中(Govorovetal., 1963)，降低了硅的溶解度，使得金绿宝石在高铝的残余熔体中结晶，而后被碱性长石捕获。而条纹岩中金绿宝石等Be矿物的形成似乎与热液中过饱和的F有关(Jahns, 1944; Georgierskaya, 1955; Shabynin, 1977; Kwaketal., 1981)。而高丰度的P和B可能导致结晶温度的降低(London, 1992)，使得金绿宝石和绿柱石饱和析出(Evensenetal., 1999)。同时水对金绿宝石的形成也起到至关重要的作用。在近无水条件试验中，Miller and Mercer(1965)发现绿柱石具有耐高温高压的特性，最大温压范围可在1450℃和0.5GPa到1150℃和0.7GPa，甚至更高，使得绿柱石最后分解得到金绿宝石+硅铍石+石英(图13)。而Franz and Morteani(1981)和Barton(1986)的试验发现在含水环境下，绿柱石在高于0.1GPa和700～800℃，0.4GPa和725～825℃或0.6GPa和440～500℃条件下会分解得到金绿宝石：

hydrous beryl=chrysoberyl+phenakite+5SiO2+vapor

含水绿柱石 金绿宝石 硅铍石 石英 水

4 尚待解决的科学问题

综上所述，前人在变质伟晶岩型金绿宝石的形成机制和影响因素等方面取得了较大的进展，但在金绿宝石矿物学、矿床学研究中仍存在问题，可总结归纳为以下几个方面：

4.1 金绿宝石是否存在多种晶体相

金绿宝石可形成于较大的温压范围内，即温度范围可在300～1400℃而压力范围在0.1～1.5GPa、高者可达5GPa(图13; Franz and Morteani, 2002)。在如此大的温压范围下金绿宝石的晶格是否会产生变化而存在不同的晶体相，如金绿宝石从橄榄石型结构转变为尖晶石型结构？这在晶体物理化学方面可能很重要，因为石英就存在有α石英、β石英、斯石英和柯石英不同的相。

4.2 花岗岩-伟晶岩中金绿宝石形成机制

花岗质岩浆中铍的赋存状态、迁移方式与结晶形成金绿宝石的机制仍不清楚。目前，花岗质岩浆不同演化阶段铍的富集程度已有不同的模型(Evensen and London, 2002; 王汝成等, 2017; 吴福元等, 2017; Liuetal., 2019; Wuetal., 2020; Xieetal., 2020)。London and Evensen(2002)与London(2008)认为花岗伟晶岩岩浆中铍的富集经历了3个阶段：初始花岗岩浆Be含量为6×10-6，岩浆结晶程度达～80%时形成二云母花岗岩与铍初步富集的小体积熔体(Be含量20×10-6～30×10-6)；小体积熔体持续结晶到～80%时形成富铍的钠长花岗岩与富铍的残余熔体(可达绿柱石饱和)，此残余熔体可形成绿柱石伟晶岩。此模型中绿柱石形成于伟晶岩阶段。由此产生的问题是花岗质岩浆如何在二云母花岗岩或白云母花岗岩阶段出现铍的富集并结晶形成金绿宝石(Soman and Nair, 1985)，导致这种富集的机制是什么？金绿宝石的结晶是岩浆演化过程的正常事件还是异常过程？金绿宝石结晶的关键控制条件是什么？阿尔金吐格曼的金绿宝石与石英共生(徐兴旺等, 2020)，为什么不形成或同时形成绿柱石？另外，花岗质岩浆中铍是与什么元素结合在一起迁移的及制约机制仍不清楚。

巨晶金绿宝石形成机制不清楚。巴西、印度、斯里兰卡等国家以产出精美的、大颗粒的宝石级金绿宝石而闻名，比如在巴西米拉斯吉拉斯州(Minas Gerais)、巴伊亚州(Bahia)、圣埃斯皮里图州(Espirito Santo)等地区的伟晶岩中均有发现重达数千克的金绿宝石双晶，甚至在砂矿中有些金绿宝石单晶可达到几十千克(Keith, 1988)。若要形成如此巨大的金绿宝石，伟晶岩及其地质背景又需要满足怎样的条件，这些伟晶岩的成分和演化与常见的含稀有金属伟晶岩有何异同，以及其他地区未能发现富金绿宝石的伟晶岩矿床的原因。

4.3 构造和交代作用在云母岩型金绿宝石的控制

构造作用和交代作用对云母岩型金绿宝石形成的控制未能讨论清楚。前人在研究中发现，交代成因的金绿宝石矿床都属于小型矿体，它们可以在区域变质作用期间通过长时间的粒间扩散进行局部的双交代，或者通过寿命较短的岩浆/热液期间产生的渗透扩散交代作用事件(Barton and Young, 2002)。而Grundmann and Morteani(1989)和Ribeiroetal.(1997)则强调区域构造变质事件对形成云母岩型金绿宝石矿床的重要性。然而许多地区缺乏区域变质叠加，岩浆条件和地球化学特征有明确的证据，或是存在明显变质作用却未弄清物质来源(Downes and Bevan, 2002)，导致无法厘清两种机制对矿床的控制程度。

4.4 条纹岩型金绿宝石的形成机制

条纹岩型金绿宝石成矿机制尚不清楚。这类金绿宝石矿床发现较少，现今技术无法开采利用金绿宝石并提取Be，因此这类金绿宝石矿床的研究程度较低，缺乏深入的矿床学研究，日后若能利用这类资源，此类矿床可做具体探究讨论。

4.5 挥发分与助溶组分在金绿宝石形成过程所起的作用

挥发分和助溶成分对稀有金属如Be的所起到的迁移和富集作用机制尚不清楚。根据软硬酸碱原理，Be作为硬酸，会优先与硬碱如磷酸盐和氟相结合形成络合物，即推测P和F分别对金绿宝石的形成起到了重要作用，但缺乏直观的证据，而前人的研究更强调CO2和Cl的作用(Govorovetal., 1963; Beus, 1966; Soman and Nair, 1985)。在水流体中，有大量的实验证明，Be虽然不能单独溶解于水溶液中，却可与F-、CO32-、OH-和Cl-等形成复杂的络合物大量溶解(Beus, 1966; Barton 1986; Wood, 1992)；但在交代成因金绿宝石矿床中，成矿温度普遍在300～500℃之间，这其中F对金绿宝石形成的还没能完全解释清楚。而在熔体中，前人主要对铍在硅熔体的溶解度和分配系数做了大量工作(Kovalenkoetal., 1977; Beaetal., 1994; Evensonetal., 1999)，但对铍在熔体中具体的迁移形式没有深入了解；Evenson and London(1999, 2002)发现铍的溶解度主要受控于温度，并于铝、硅和铍本身的活性呈函数关系；其中与铝活性呈反相关，但却能大量溶解在富Li-F-P-B等挥发分的过铝质熔体中，而具体原因未被很好地解释。也有学者(Websteretal., 1997; 张辉, 2001)提出富P熔体与富Si熔体不混溶模型，即铍等稀有金属元素会强烈倾向分配于富P熔体，而这观点仍需更多证据去论证。

5 结语

金绿宝石矿床类型丰富，可归属为熔体结晶、变质、交代以及风化四个成因；再根据赋存岩石类型，可进一步分为六种亚型，即花岗岩-伟晶岩型、变质伟晶岩型、蛇纹岩型、云母岩型、条纹岩型以及砂矿型。

金绿宝石可直接形成于高温的高分异花岗质岩浆，其可嵌在长石和石英中，也可与白云母、绿柱石和石榴石共生，并可伴生锌尖晶石、夕线石和红柱石。来自花岗质或伟晶质的成矿热液与不同的围岩发生强烈的交代作用可使金绿宝石沉淀，远端交代作用控制金绿宝石沉淀在离岩体更近的位置形成云母岩型，并与金云母、绿柱石和硅铍石等共生；近端交代作用控制金绿宝石沉淀在热液迁移的末端位置形成条纹岩型，常与萤石、塔菲石和硅铍石等共生。当受到同期或后期构造运动的高级变质作用，不同原岩中的绿柱石会分解形成金绿宝石，变质伟晶岩型金绿宝石常与石英、绿柱石和长石共生，而蛇纹岩型金绿宝石常与绿柱石、硅铍石共生。

金绿宝石矿床成因机制方面仍有许多科学问题待深化研究，包括金绿宝石潜在的多种晶体相、花岗岩-伟晶岩型和条纹岩型金绿宝石矿床的精细矿床学研究、构造和交代在云母岩型金绿宝石矿床的控制作用以及挥发份与助溶组分在铍迁移和富集起到的作用等。

致谢感谢秦克章研究员的指点与鼓励，促使本文的顺利完成；感谢南京大学的靳文楷、莫斯科国立大学的罗云瀚以及巴西伯南布哥联邦大学的Beurlen博士的鼎力支持与帮助；感谢两位匿名审稿人给出了有益的建议与意见。