金剛石隕石鑽石從哪裡來

Ⅰ 鑽石一般出自什麼地方金剛石里還是石灰石里

科學家們經過對來自世界不同礦山鑽石及其中原生包裹體礦物的研究發現，鑽石的形成條件一般為壓力在4.5-6.0Gpa(相當於150-200km的深度），溫度為1100-1500攝氏度。雖然理論上說，鑽石可形成於地球歷史的各個時期/階段，而目前所開採的礦山中，大部分鑽石主要形成於33億年前以及12-17億年這兩個時期。如南非的一些鑽石年齡為45億左右，表明這些鑽石在地球誕生後不久便已開始在地球深部結晶，鑽石是世界上最古老的寶石。鑽石的形成需要一個漫長的歷史過程，這從鑽石主要出產於地球上古老的穩定大陸地區可以證實。另外，地外星體對地球的撞擊，產生瞬間的高溫、高壓，也可形成鑽石，如1988年前蘇聯科學院報道在隕石中發現了鑽石，但這種作用形成的鑽石並無經濟價值。

稀少的鑽石主要出現於兩類岩石中,一類是橄欖岩類,一類是榴輝岩類，但僅前者具有經濟意義。含鑽石的橄欖岩，目前為止發現有兩種類型：金伯利岩（kimberlite)（名字源於南非得一地名——金伯利）和鉀鎂煌斑岩（lamproite),這兩中岩石均是由火山爆發作用產生的，形成於地球深處的岩石由火山活動被帶到地表或地球淺部，這種岩漿多以岩管狀產出，因此俗稱「管礦」（即原生礦）。含鑽石的金伯利岩或鉀鎂煌斑岩出露在地表，經過風吹雨打等地球外營力作用而風化、破碎，在水流沖刷下，破碎的原岩連同鑽是被帶到河床，甚至海岸地帶乘積下來，形成沖積砂礦床（或次生礦床）。

Ⅱ 中國三個產地金剛石/鑽石的來源特徵對比

根據現有的分析成果，將中國三個主要產地金剛石/鑽石的特徵進行了對比，對比結果見表9.9。中國三個產地金剛石/鑽石的顏色類型、生長結構、包裹體組成以及碳同位素變化可以分為兩種類型，其中產於揚子克拉通的湖南金剛石/鑽石和產在華北克拉通遼寧及山東金剛石/鑽石的區別較為明顯，而山東和遼寧之間雖然也有一定的差異，但區分較難。

表9.9 中國三個主要產地金剛石/鑽石特徵比較Table 9.9 Comparison of diamond characteristics of China』s three major diamond fields

1.本項目組；2.遼寧省地質局旅大地質六隊，1975，1976；3.趙秀英，1988；4.池際尚等，1996a，1996b；5.黃蘊慧等，1992；6.羅聲宣等，1999；7.山東省地礦局第七地質大隊，1990；8.馬文運等，1989；9.談逸梅等，1983；10.劉觀亮等，1994；11.楊明星等，2002；12. 陳美華等，1999，2000；13. 王久華，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

中國三個主要的金剛石/鑽石產於兩個重要的具有太古宙基底的古老克拉通之上，雖然至今為止產於兩個克拉通之上金剛石/鑽石准確的形成年齡仍然缺乏系統的數據，但是基本的地質現象可以說明，兩個克拉通金剛石/鑽石最早的形成年齡都不會晚於古生代（華北遼寧和山東金伯利岩的精確侵位時間為470～480Ma±；而揚子地台最早的金剛石/鑽石發現是在新元古代花山群洪山組底部（Yang et al.，2009；Li et al.，2011；劉觀亮，1997，湖南原生金剛石找礦研討會）；顯然三個產地金剛石/鑽石的形成和兩個克拉通的演化關系密切，或者說克拉通演化的過程和金剛石/鑽石的成因及產地來源之間密切相關，這應該是產地研究的重要基礎前提之一。

華北克拉通是我國具有太古宙結晶基地的古老的克拉通，但其厚的岩石圈根部在顯生宙發生了明顯的丟失，地表地質學、捕擄體地球化學、地球物理數據結果顯示，華北克拉通岩石圈在顯生宙減薄了100km以上（吳福元等，2008；朱日祥，鄭天愉，2009；高山等，2009；徐義剛等，2009；鄭建平，2009；張宏福，2009；鄭永飛，吳福元，2009）。雖然關於華北克拉通的形成和演化過程至今仍然是爭論很大的議題（陸松年等，2002）。多數學者傾向於該克拉通在古太古代就已開始形成陸核，其後大小不等的陸塊在不同時代經歷過不同規模的拼接，最後經呂梁運動形成統一的華北克拉通基底。克拉通的形成和發展演化大體經歷了太古宙-古元古代的基底形成階段，中元古代-三疊紀蓋層穩定發展階段和中-新生代活化等三個階段（張國偉等，1996；翟明國和卞愛國，2000；閻國翰等，2007；劉敦一等，2007）。

華北克拉通在多個區域發現具有大於3.8Ga鋯石年齡的岩石，但目前出露的華北克拉通基底主要由大面積的新太古宙TTG雜岩及表殼岩系組成，因此，2.5Ga才是華北最早大規模形成陸殼基底的時間，但也有學者根據華北不同變質地體的P–T演化軌跡、岩石組成、構造樣式、地球化學及同位素年齡方面的研究成果，認為現今統一的華北克拉通結晶基底是在中元古代（1.85Ga）形成的（Zhao et al.，1998，1999，2000）。

華北克拉通蓋層穩定發展的早期階段（1.85～1.6Ga）主要以拉張-裂解構造活動為主，表現為拗拉谷系的發育，拉張性岩漿活動以及早期變質基底的隆升（李江海等，2000），雙峰式火山岩及鹼性岩漿岩大多數分布在中元古代的拗拉谷內及其附近，第二階段新元古代中-晚期（0.9～0.6Ga）的岩漿活動和第一階段具有一定的繼承性，但分布范圍明顯局限；古生代末-新生代張性岩漿活動范圍最廣（250Ma-新生代），各種鹼性岩漿岩和火山雜岩主要分布在中生代末-新生代形成的裂谷、斷陷盆地及兩側，並且在不同地區呈現不同的演化模式。華北克拉通三個階段拉張性岩漿作用在時間上分別與哥倫比亞（Columbia）、羅迪尼亞（Rodinia）及潘基亞（Pangea）三個超級大陸的拉張裂解時間段基本一致，顯示出華北克拉通形成和演化的動力機制上和全球性大陸的裂解具有某種成生聯系（陸松年等，2002；閻國翰等，2007）。克拉通古地幔以含石榴子石的二輝橄欖岩、方輝橄欖岩及純橄欖岩為主，地幔交代作用強烈，岩石富集不相容元素（路鳳香等，1997）；對地球物理、新生代鹼性玄武岩地幔包裹體地球化學的研究顯示，就華北克拉通岩石圈地幔減薄的時間、程度和機制來說，有兩種不同的學術觀點，即熱/化學侵蝕和下地殼拆沉可以對華北克拉通的最後演化過程進行解釋，目前仍然存在比較大的分歧（鄭永飛，吳福元，2009）。在這個過程中，太平洋向東亞陸塊的俯沖、晚石炭紀古亞洲洋板塊向南俯沖、三疊紀華北與華南陸塊之間的碰撞或岩石圈的拉張（減壓）可能是其演化的動力學誘因（高山等，2009；徐義剛等，2009；鄭建平，2009；張宏福，2009）。

Gao等（2004）對遼西晚侏羅世高鎂中酸性火山岩的系統研究發現，這些火山岩具有高鎂-鉻-鎳-鍶含量和低釔含量，其斜方輝石斑晶有核部低鎂與邊部高鎂反環帶；並含有大量具2.5Ga前華北克拉通前寒武紀岩石特徵的繼承鋯石，其鍶-釹同位素組成與華北克拉通下地殼榴輝岩包裹體部分熔融產生熔體與地幔橄欖岩反應產物的特徵一致。上述特徵排除了火山岩是下地殼部分熔融以及含水上地幔部分熔融或俯沖洋殼部分熔融產物的可能性。認為它們可能是華北克拉通太古宙榴輝岩下地殼與岩石圈地幔一同拆沉再循環進入軟流圈，隨後榴輝岩部分熔融產生的熔體在上升噴發至地表過程中與地幔橄欖岩相互作用的結果（Gao et al.，2004）。如果這個觀點成立，則至少說明華北克拉通在太古宙時期岩石圈地幔曾經存在過地殼來源的物質，但是，就華北克拉通現在金剛石/鑽石礦物包裹體和獲得的碳同位素數據而言，並沒有發現殼源碳同位素的特徵（張宏福等，2009；本項目），因此，華北地台金剛石/鑽石的形成時間應該晚於太古宙較長的一段時間但早於金伯利岩噴發的480Ma。

山東蒙陰和遼寧復縣金剛石/鑽石礦區分布在郯廬斷裂帶的東、西兩側，南北方向距離約550km，過去被認為是具有相同基底構造的華北克拉通東部塊體組成部分，蒙陰金伯利岩和復縣金伯利岩也成為確定郯廬斷裂左行平移的重要證據（徐嘉煒，馬國鋒，1992；張培元，2001；喬秀夫，張安棣，2002）。但是根據兩地太古宙結晶基底性質及火山岩漿作用的差別，有學者認為，這兩個金伯利岩區岩石分屬於新太古宙之前不同的陸塊（膠遼陸塊和遷懷陸塊/冀東古陸），地層單元至少在新太古宙之前是難以對比的，新太古宙末各微陸塊才以陸—陸、陸—弧以及弧—弧碰撞的形式拼貼在一起（翟明國，卞愛國，2000；吳昌華，2007）。根據兩地金伯利岩中鉻鎂鋁榴石、鉻尖晶石、鉻透輝石、鎂鈦鐵礦、金紅石、金剛石等巨晶組合的差異，特別是根據蒙陰與瓦房店兩地金伯利岩中粗晶石榴子石地溫曲線建立的岩石圈剖面差異，兩地金剛石同生包裹體石榴子石形成溫度的差異，兩地分屬於華北塊體與膠遼朝塊體，兩地金伯利岩在早古生代爆發侵位時，並不在相近位置。兩地金伯利岩噴發時太古宙岩石圈地幔具有顯著差異，兩地是獨立的金剛石成礦省，它們不曾相聚也非同源岩漿產物（喬秀夫，張安棣，2002）。雖然我們對兩地金伯利岩重砂礦物鈣鈦礦和斜鋯石測年顯示它們具有幾乎完全相同的480Ma的年齡，金剛石/鑽石也具有相似的碳同位素組成模式，但其中金剛石/鑽石包裹體組合、結晶度明顯的差異及其形成溫度存在的差異顯示（金剛石中包裹體形成時蒙陰的地幔溫度條件為1050～1250℃，復縣的溫度條件絕大多數變化在1083～1176℃之間）（Zhang et al.，1999；本項目；殷莉等，2008），兩地岩石圈地幔在金剛石/鑽石形成時確實存在一定的差異，這種差異可能和兩地在新太古宙華北克拉通的碰撞俯沖或地幔柱活動過程的位置有關（Zhao et al.，1998；趙國春和孫敏，2002）。山東更靠近克拉通中部帶，金剛石/鑽石形成時和地幔柱中心較近，導致岩石圈地幔高溫影響可能更為明顯，金剛石/鑽石生長速度快並且生長過程中受到的影響更為明顯頻繁，後者金剛石/鑽石的結晶度明顯低於前者，並且含有較多深源的Ⅱ型金剛石/鑽石，金剛石/鑽石孤N→B中心轉化獲得的存留時間為1.78 Ga～0. 57 Ga（尹作為等，2005）；相反，遼寧由於離開中部古元古代地幔柱稍遠，岩石圈地幔溫度稍低，金剛石/鑽石結晶慢而完美，寶石級的比例更高，金剛石/鑽石孤N→B中心轉化獲得的存留時間為3.01Ga～0. 71Ga（陳美華等，2000；Lu et al.，2001）。根據兩地金剛石/鑽石碳同位素均不出現古老地殼俯沖碰撞碳同位素的組成和兩地金剛石/鑽石形成時岩石圈地幔存在差異的事實，可以推斷兩地在鑽石形成時可能華北克拉通不是一個完整的克拉通塊體，山東金剛石/鑽石形成於2.5Ga～480Ma時間范圍內，而遼寧復縣金剛石鑽石最早的形成時間可能大於2.5Ga，但由於其時並不在華北克拉通主塊體內，因此，沒有受到太古宙拆沉再循環進入軟流圈地殼物質的影響。

揚子克拉通陸殼的生長始於太古宙早期，具有古元古代-太古宙的地殼生長年齡，但是具有新元古代地殼再造年齡，克拉通之下岩石圈地幔具有不同的前寒武紀年齡，但總體上比太古宙克拉通地幔更為富沃，密度較大。迄今為止，Re–Os同位素研究沒有得到太古宙地幔年齡（Zheng，2006；於津海等，2007；Zheng et al，2008；鄭永飛和張少兵，2007；Reisberg et al，2005；Yuan et al，2007；Xu et al，2008；Zhang et al，2008；鄭永飛和吳福元，2009）；湖南沅水流域砂礦金剛石/鑽石產區構造上位於揚子克拉通和華夏古陸的過渡區域。關於揚子克拉通以及華夏地塊基底的性質及演化爭議較大，主要的焦點在是否存在華夏古陸（地塊），古陸基底形成時間以及揚子陸塊與華夏陸塊拼接的方式及時間等（Li et al.，2003；廖宗廷等，2005；胡受奚和葉瑛，2006）。例如，揚子克拉通在多處地方發現大量2.5～3.8Ga太古宙年齡的碎屑鋯石，湖北崆嶺地區片麻岩鋯石U–Pb年齡及Hf 同位素顯示存在形成年齡約為3.2Ga 的片麻岩，鋯石具有有負的ε_Hf（t）值和早至3.5Ga的兩階段Hf模式年齡，其源區岩石可能有>3.6Ga冥太古宙物質再循環作用的產物（Qiu，2000；柳小明等，2005；Zhang，et al.，2006；Jiao，et al.，2009）；而華夏地塊副片麻岩中也發現了年齡為3.2～3.3Ga的碎屑鋯石，浙西南地區變質基性岩-超基性岩獲得鋯石3.2Ga左右的Hf同位素二階段模式年齡，也說明華夏地塊古老太古宙基底的存在（於津海等，2007；向華等，2008）。但研究顯示揚子陸塊與華夏陸塊最早是Rodinia超級大陸形成時（0.9～0.8Ga）拼合的，中元古代末期-新元古代早期（約1.0Ga），揚子和華夏兩大陸塊之間存在一多島弧共存的洋盆（包括原始大洋島弧和大陸弧），華夏陸塊以北的洋殼對揚子陸塊以南洋殼俯沖，最終導致了華夏與揚子兩陸塊的拼合（Li & McCulloch，1996；陳江峰和江博明，1999；李獻華，1999），這一認識得到了揚子陸塊與華夏陸塊之間地層對比研究成果以及蛇綠岩、元古宙花崗岩與火山岩、地質構造和古地磁的證據和揚子陸塊南緣新元古代-顯生宙沉積岩的TDM-t（沉積年代）證據的支持（Li et al.，1997；Li，1998；丁炳華等，2008）。其後，Li et al. （1999）進一步提出，揚子克拉通中心附近825Ma地幔柱的形成可能是最終導致Rodinia大陸裂解的起因。李獻華等（2008）根據新元古代岩漿岩微量元素地球化學特性的比較，進一步對揚子克拉通在1.0～0.9Ga兩側同時發生的洋殼俯沖活動進行了討論，認為洋殼俯沖改變了揚子克拉通岩石圈地幔的組成，使之選擇性富集強不相容元素和含水礦物（其中一側可能是澳大利亞板塊）；中元古代-新元古代中期華南已從造山轉變為陸內裂谷環境，板內非造山作用最早的岩漿活動發生在860～850Ma。並證實830～750Ma華南岩石圈底部存超級地幔柱活動的證據，從820Ma到約800Ma華南岩石圈的厚度可能從100km左右減薄到≤70km（Wang &Li 2003; Li et al.，2008;李獻華等，2008；謝士穩等，2009）；但沈渭洲等（1993）Sm–Nd同位素的研究認為，從西向東，江南元古宙古島弧的時間變化從古元古代中期至新元古代，古島弧的形成時間特續達13億年（沈渭洲等，1993）。周金城等（2008）也認為，新元古代時期，華南是一個被消減海洋岩石圈俯沖帶包圍的孤立陸塊，江南造山帶經歷過由島弧形成、弧-弧碰撞、弧-陸碰撞最後到陸-陸拼合的過程，華南加里東褶皺帶與揚子地台聯合組成廣闊的地台區——華南統一大陸的時間晚至早古生代末期（加里東期）（周金城等，2008；薛懷民等，2010），總之，目前關於揚子克拉通及華南陸塊基底及其岩石圈演化的研究仍然存在較多的爭議，沒有確切統一的結論。

根據部分地學斷面和深部地球物理的研究成果，有研究者認為現今揚子克拉通部分上地幔岩石圈是不均勻的，推測江南古陸南緣存在一個中元古代早期形成的深達300km的岩石圈龍骨（keel），其後，這個龍骨在華夏古陸拼貼以及太平洋板塊俯沖的過程中遭受破壞和肢解，但湘西地區至今仍保留了較穩定、厚度大和冷的岩石圈地幔（劉觀亮，1997，湖南原生金剛石找礦研討會）。實際上，關於揚子克拉通岩石圈地幔性質和演化的研究仍然較為薄弱，有學者認為和華北克拉通相比，揚子克拉通岩石圈地幔交代作用相對較弱，其岩石圈主要由石榴子石/尖晶石二輝橄欖岩組成，主元素虧損程度低，揚子克拉通古地溫曲線位於45 mW/ m²以上，略高於華北克拉通40 mW/ m²地溫曲線以下（路鳳香等，1997）。鄭永飛和吳福元（2009）認為，現在比較肯定的是揚子克拉通太古宙岩石圈地幔在中元古代時由於中元古代格林威爾期洋殼俯沖受到不同程度的替代，可以鑒別出弧-陸碰撞、晚期拉張垮塌和大陸裂谷過程，華南鉀鎂煌斑岩中具有太古宙U–Pb年齡的鋯石可能和俯沖碎屑沉積物的再循環有關，揚子太古宙地殼之下可能並不保存有厚的岩石圈根部（Zheng，et al.，2007；鄭永飛和吳福元，2009）。湖南沅水流域金剛石/鑽石的包裹體類型出現了P型和E型相近的比較獨特的組合（國際上只有若干個產地出現），金剛石形成溫度1326.85℃，范圍1167～1462℃，壓力4.8～7.6GPa（郭九皋等，1989；劉觀亮，1997，湖南原生金剛石找礦研討會）（本項目得到T（Ni）：1109℃，P：4.77～5.83GPa）；同時在E型包裹體中發現了原生的榴輝岩有關的藍晶石及金紅石、柯石英包裹體組合礦物包裹體，而前人和我們的碳同位素分析具有顯示出明顯輕的碳同位素特徵（δ¹³C值變化范圍達到-26.06‰～+1.52‰），碳同位素是雙峰式分布的，顯示出金剛石/鑽石形成過程中可能存在古老地殼物質的參與。而金剛石/鑽石良好的結晶度則顯示，金剛石/鑽石形成於岩石圈地幔的狀態相對穩定的階段，與遼寧及山東的岩石圈環境明顯存在差異性。從這個意義上說，我們推測湖南金剛石/鑽石最早可能形成於古元古代以前，但也可能存在新元古代甚至更晚形成的鑽石，較大的碳同位素分布范圍可能指示了1.0～0.9Ga發生洋殼俯沖過程的影響，而同一顆鑽石中出現的P型E型包裹體共存的現象則可以用其後的地幔柱活動進行解釋（Wang，1998 ；丁炳華等，2008；李獻華等，2008）。

顯然，上述結果顯示，華北和揚子克拉通的形成時間都可以追索到太古宙，但2個克拉通的演化過程及古生代後的狀況明顯不同，其中和遼寧及山東金剛石/鑽石產出時華北克拉通在太古宙分別屬於相關的不同陸塊，它們曾在2.5Ga和1.85Ga時發生碰撞拼合，1.8Ga左右發生分裂，兩地金剛石/鑽石形成時岩石圈地幔的組成有所差異，但其後兩地古生代以前的克拉通岩石圈地幔在古生代晚期開始—中生代已經明顯減薄或者被置換（徐義剛等，2009）。而揚子克拉通主體形成時間大約在1.8～1.6Ga，太古宙岩石圈地幔則在中元古代時格林威爾期洋殼俯沖過程中曾受到不同程度的替代（徐義剛等，2009；鄭永飛，吳福元，2009），古生代以前原來的岩石圈地幔在中生代也可能已被置換（李獻華等，2008；Liu et al.，2012）。

Ⅲ 金剛石是怎麼形成

金剛石的形成原理：
科學家們經過對來自世界不同礦山鑽石及其中原生包裹體礦物的研究發現，鑽石的形成條件一般為壓力在4.5-6.0Gpa（相當於150-200km的深度），溫度為1100-1500℃。 目前所開採的礦山中，大部分鑽石主要形成於33億年前以及12-17億年這兩個時期。

金剛石俗稱「金剛鑽」。也就是我們常說的鑽石的原身，它是一種由碳元素組成的礦物，是自然界由單質元素組成的粒子物質，是碳同素異形體（金剛石，石墨烯，富勒烯，碳納米管，藍絲黛爾石等）。
金剛石是目前在地球上發現的眾多天然存在中最堅硬的物質，同時金剛石不是只有在地球才有產出，現發現在天體隕落的隕石中也有金剛石的生成態相。
物理性能：是天然礦物中的最高硬度，其脆性也相當高，用力碰撞仍會碎裂。源於古希臘語Adamant，意思是堅硬不可侵犯的物質，是公認的寶石之王。鑽石的。也就是說，鑽石其實是一種密度相當高的碳結晶體。
常見外形：圓形、橢圓形、欖尖形、心形、梨形、方形、三角型及祖母綠形。圓鑽，是最常見的形狀。
主要產地：鑽石的主要產地是澳大利亞、波札那、加拿大、辛巴威、納米比亞、南非、巴西、西伯利亞;目前世界主要的鑽石切磨中心有：比利時安特衛普，以色列特拉維夫，美國紐約，印度孟買，泰國曼谷。安特衛普有"世界鑽石之都"的美譽，全世界鑽石交易有一半左右在這里完成，「安特衛普切工」是完美切工的代名詞。

Ⅳ 金剛石是怎麼形成的

金剛石（diamond），俗稱「金剛鑽」，它是一種由碳元素組成的礦物，是石墨的同素異形體，化學式為C，也是常見的鑽石的原身。金剛石是自然界中天然存在的最堅硬的物質。石墨可以在高溫、高壓下形成人造金剛石。金剛石的用途非常廣泛，例如：工藝品、工業中的切割工具，也是一種貴重寶石。

物理性質
硬度
摩氏硬度10，新摩氏硬度15，顯微硬度10000kg/mm2，顯微硬度比石英高1000倍，比剛玉高150倍。金剛石硬度具有方向性，八面體晶面硬度大於菱形十二面體晶面硬度，菱形十二面體晶面硬度大於六面體晶面硬度。
依照摩氏硬度標准（Mohs hardness scale）共分10級，鑽石（金剛石）為最高級第10級；如小刀其硬度約為5.5、銅幣約為3.5至4、指甲約為2至3、玻璃硬度為6。
由於硬度最高,金剛石的切削和加工必須使用金剛石粉或激光（比如532nm或者1064nm波長激光）來進行。金剛石的密度為3.52g/cm3，折射率為2.417（在500納米光波下），色散率為0.044。
顏色
金剛石有各種顏色，從無色到黑色都有，以無色的為特佳。它們可以是透明的，也可以是半透明或不透明。許多金剛石帶些黃色，這主要是由於金剛石中含有雜質。 金剛石的折射率非常高，色散性能也很強，這就是金剛石為什麼會反射出五彩繽紛閃光的原因。金剛石在X射線照射下會發出藍綠色熒光。金剛石原生礦僅產出於金伯利岩筒或少數鉀鎂煌斑岩中。金伯利岩等是它們的母岩，其他地方的金剛石都是被河流、冰川等搬運過去的。金剛石一般為粒狀。如果將金剛石加熱到1000℃時，它會緩慢地變成石墨。

Ⅳ 隕石中的鑽石來自哪裡

我個人認為可能是來自外星，在地球這個有機星球上，碳的豐富程度是濫用的，更不用說生物圈，一個巨大的碳庫，是以岩石圈中的石灰岩和白雲石為代表的碳酸鹽系統，可以看作是一群具有重要話語權的岩石。街上的有機物和碳酸鹽有多復雜，但是為什麼很少看到最簡單的單晶碳鑽石呢？事實證明，鑽石的形成需要極高的壓力環境，雖然材料很多，但溫度還不夠。

結構質量穩定，不易腐爛磨損。作為隕石鑽石，它的晶體形狀是六邊形的柱子，柱子的表面呈縱向條紋。它的核心由均勻的藍綠色材料製成，半透明，手感細膩光滑，與外殼的自然過渡之間沒有明顯的界限。同時，它可以在夜間發光，也被稱為隕石鑽石發光珍珠，這顆隕石鑽石發光珍珠在白天看起來很普通，與普通的石頭沒有什麼不同。

關於隕石中的鑽石來自哪裡的問題，今天就解釋到這里。