Kimberlitas

Las primeras kimberlitas fueron descritas por Vanuxen en 1837 en Ludlowiville, cerca de Ithaca, en el estado de Nueva York; sin embargo, el término kimberlita fue introducido por Lewis (1887) para describir las peridotitas de mica porfídica portadoras de diamantes de la zona de Kimberley, en Sudáfrica. Las kimberlitas son rocas magmáticas altamente magnesianas (MgO > 25% de peso) que están enriquecidas en volátiles (agua, dióxido de carbono y flúor) y tienen contenidos anómalos de elementos como K, Na, Ba, Sr, elementos de tierras raras, Ti, Zr, Nb y P. En términos sencillos, las kimberlitas, constituyen un grupo híbrido de rocas que engloban un grupo de rocas potásicas, ultrabásicas, ricas en volátiles (dominantemente CO2) y que muestran una pronunciada textura inequigranular, resultante de la presencia de macrocristales (y/o megacristales) que se asientan en una matriz de grano fino.
Debido a la gran diversidad en cuanto a sus características texturales, mineralógicas, petrográficas y geoquímicas, se han propuesto diversas definiciones y clasificaciones para las kimberlitas.

Clasificación basada en las variaciones texturales y genéticas:

Este modelo propuesto por Clement y Skinner, (1979) basándose en las características texturales identifica tres facies genéticas de rocas kimberlíticas.
1) Kimberlita de Facies de Cráter
2) Kimberlita de Facies de Diatrema
3) Kimberlita de Facies Hipabisales
♦ 1) Facies de Cráter: La morfología superficial de la kimberlita no meteorizada (Fig.1) se caracteriza por un cráter, de hasta 2 km de diámetro, cuyo fondo puede estar entre 150 y 300 m por debajo de la superficie. El cráter es generalmente más profundo en el centro y alrededor del cráter hay un anillo de toba que es relativamente pequeño, generalmente menos de 30 metros, cuando se compara con el diámetro del cráter. Las facies del cráter están representadas por rocas piroclásticas (formadas como resultado de las fuerzas eruptivas) y epiclásticas (alteración fluvial del material piroclástico) y se distinguen por la deposición de sedimentos (capas).

Fig.1: Kimberlita de la Facies del Cráter. Modificada según Mitchell 1986.

Dos categorías principales de rocas se encuentran en las kimberlitas de facies de cráter; las piroclásticas, aquellas depositadas por fuerzas eruptivas; y las epiclásticas, que son rocas retrabajadas por el agua.
Rocas piroclásticas: Estas rocas se encuentran conservadas en anillos de toba alrededor del cráter y dentro del mismo. Los anillos de toba tienen poca altura. Las colinas de Igwissi en Tanzania y Kasami en Mali son los conductos con anillos de toba bien conservados (Fig.2). Los depósitos son comúnmente estratificados, vesiculares y carbonatizados. Los depósitos de toba conservados dentro del cráter también son raros; sin embargo, los tubos de Igwissi Hill en Tanzania han sido examinados y han revelado tres unidades distintas. De arriba a abajo, son:

1. Capas de tobas bien estratificadas definidas por lapilli y partículas de tamaño de ceniza.
2. Piroclastos gruesos mal estratificados.
3. Brechas basales.
Rocas epiclásticas: Estos sedimentos representan el retrabajo fluvial del material piroclástico del anillo de toba del Lago del Cráter formado en la parte superior del diatrema. Son complejos y se asemejan a una serie de abanicos aluviales superpuestos mezclados con depósitos lacustres.

Fig.2: Cráter de kimberlita de Igwisi Hills. De The earth story.

♦ 2) Facies de diatrema: La facies diatrema en la kimberlita se caracteriza por un cuerpo en forma de zanahoria con un contorno casi circular o elíptico en la superficie y paredes de fuerte buzamiento (80°-85°). Estas facies pueden superar a veces los 2 km de profundidad. Las facies de diatremas se caracterizan por su naturaleza fragmentaria y la presencia de fragmentos de roca del país, de angulosos a redondeados (que van desde unos pocos centímetros hasta un tamaño submicroscópico), les confiere una identidad propia. Esta facies está constituida por autolitos (fragmentos redondeados de generaciones anteriores de kimberlita), lapilli pelletal, (grandes clastos de tamaño redondeado a elíptico de lapilli representados por un gran olivino anhedral o flogopita en forma de núcleo, que está encerrado en una matriz de microfenocristales ópticamente irresoluble), xenolitos de manto fragmentados que están representados por granos discretos y fracturados de granate olivino, clinopiroxeno e ilmenita engastados en un producto de cristalización magnética consistente en microfenocristales y masa molida.
♦ 3) Facies hipabisal: Las kimberlitas de facies hipabisales son rocas formadas por la cristalización de magma kimberlítico rico en volátiles. Macroscópicamente son rocas masivas en las que suele ser visible el macrocristal de olivino y otros macrocristales (ilmenita, flogopita, granate). Muestran las texturas ígneas y los efectos de la diferenciación magmática. Algunos de los rasgos texturales característicos de esta facies incluyen: 1. Ausencia de fragmentos y texturas piroclásticas, 2. Presencia de crecimiento poiquilítico de flogopita en fase tardía, 3. Texturas de segregación que implican segregación de calcita y serpentina. 4. Bandas de flujo marcadas por la orientación preferente de los microfenocristales.

Fig.3: Modelo de un sistema kimberlítico idealizado, que ilustra las facies hipabisal, diatrema y cráter. De Mitchell (1986).

Basado en la diferencia de su composición isotópica, Smith (1983) clasificó las kimberlitas en dos grupos: Kimberlitas del Grupo I y del Grupo II.

♦ Kimberlitas del Grupo I: El Grupo I incluye las kimberlitas más clásicas, originalmente denominadas kimberlitas basálticas: es decir, rocas ultrabásicas (SiO2 1), ricas en volátiles (dominantemente CO2), caracterizadas por la presencia de macro y megacristales de minerales ricos en magnesio como el olivino, la ilmenita, el granate piropo, el piroxeno diopsídico variablemente rico en cromo, la flogopita, la enstatita y la cromita pobre en Ti, asentados en una fina matriz de olivino, serpentina, carbonato y otros minerales accesorios ricos en Mg y/o Ca. Tanto los macro como los megacristales son, al menos en parte, xenocristales, o componentes cristalinos accidentales derivados de la disrupción de las rocas del país (esencialmente peridotitas y eclogitas del manto profundo) atravesadas por el magma ascendente de la kimberlita.
♦ Kimberlitas del grupo II (naranjitas): originalmente denominadas kimberlitas micáceas o lamprofíricas, son rocas ultrapotásicas (K/Na > 3), peralcalinas (/Al > 1), ricas en volátiles (dominantemente H2O), caracterizadas por la presencia de flogopita y olivino como macrocristales, en una masa de fondo formada por flogopita, olivino y diópsido, comúnmente zonada a aegirina titánica, espinela que varía en composición desde cromita portadora de Mg hasta magnetita portadora de Ti, perovskita y otros minerales. Tienen mayor afinidad mineralógica con las lamproitas que con las kimberlitas del grupo I.

Distribución de las kimberlitas en el mundo

Las kimberlitas se encuentran distribuidas en todos los continentes del mundo (Fig.4). Basándose en los patrones de distribución de las kimberlitas en el mundo, Clifford (1966), observó que las kimberlitas económicamente viables se dan principalmente en los cratones precámbricos, particularmente en los de edad arcaica (más antiguos que ca. 2,5 Ga). Esta observación se conoció posteriormente como la regla de Cliffords. No se conoce ningún yacimiento primario de diamantes en terranos de la corteza más jóvenes que 1,6 Ga. Esta peculiar asociación sugiere un vínculo entre la presencia de diamantes y la edad de la litosfera subcontinental, y la regla de Clifford ha sido considerada durante mucho tiempo como un valioso criterio de selección en los programas de exploración de diamantes. Cabe señalar aquí que las kimberlitas diamantíferas suelen ser jóvenes en comparación con la edad de la litosfera en la que han intruido. Muchas (incluyendo la mayoría de los ejemplos sudafricanos) son cretácicas, muchas otras son paleozoicas (como en la República de Sakha, Siberia), pero todo el conjunto se extiende desde el Proterozoico hasta el Neógeno (como algunos ejemplos de 22 Ma en Australia Occidental).

Fig.4: Distribución mundial de las kimberlitas.

Modelos de emplazamiento de kimberlitas

A lo largo de los años se han propuesto diversos modelos de emplazamiento de tubos de kimberlitas. Estos incluyen: 1) La teoría de la perforación explosiva, 2) La teoría de la fluidización, 3) la teoría hidrovolcánica y 4) la teoría de los tubos embrionarios.
Teoría del volcanismo explosivo
La naturaleza volcánica de la kimberlita fue pronto reconocida (Lewis 1887, Bonney 1899) y bajo la influencia de las ideas avanzadas por Geikie (1902) para explicar los orígenes de diatremas similares en Escocia, se propuso que las kimberlitas fueron emplazadas por perforación explosiva (Wagner 1914). Las diatremas kimberlíticas se consideraron, por tanto, como respiraderos volcánicos que entraban en erupción de forma explosiva desde profundidades de hasta 2 km. Se consideraba que la erupción se originaba por la violenta liberación explosiva de vapores y gases altamente comprimidos de origen magmático. El nivel en el que se produjo está ahora marcado por la transición de dique alimentador a diatrema.
Se considera que el magma de la kimberlita asciende desde el manto profundo a lo largo de grietas y fisuras. Se cree que el magma no contiene suficientes volátiles para permitir una erupción explosiva directa, por lo que su ascenso se detiene cuando se alcanza algún nivel impermeable. El agrupamiento produce cámaras de magma, a profundidades relativamente bajas, denominadas cámaras intermedias. La cristalización en estas cámaras da lugar a una acumulación de volátiles. Con el tiempo se generan presiones suficientes para provocar el levantamiento y la fractura del techo. A continuación se produce una erupción explosiva de kimberlita con la consiguiente brechificación del conducto hasta que se reduce el exceso de presión. La repetición del proceso puede explicar la intrusión múltiple en un solo respiradero, o la ocurrencia de diatremas estrechamente espaciados si la fractura del techo se produce en puntos ligeramente diferentes por encima de la cámara de magma.
A través de la minería extensiva está claro, que esta teoría, es insostenible. Los principales argumentos en contra de la hipótesis, ya sea en su forma original (Wagner 1914) o modificada son los siguientes:
1) No existen evidencias de intrusión forzada, hay ausencia de fracturación concéntrica ascendente; 2) no hay centros de explosión en profundidad, ni en la base de las diatremas ni en las zonas de raíz; 3) la minería profunda tampoco ha revelado cámaras intermedias; 4) la perforación explosiva no es consistente con la restricción de las brechas al interior de los conductos, algunos de los cuales nunca han llegado a la superficie. 5) La disposición zonal de los xenolitos; el hundimiento de los xenolitos; y la preservación de la estratigrafía de roca del país preexistente en el conjunto de mega-xenolitos, no son consistentes con la limpieza de conductos explosivos; 6) Se encuentran proyecciones de roca del país en el diatrema que no podrían sobrevivir a la actividad explosiva.

Teoría de la fluidización
Dawson (1962, 1967a, 1971, 1980) ha sido el principal defensor del emplazamiento fluidizado de los diatremas de kimberlita. Cree que la distribución, el redondeo y la estriación de las inclusiones, la yuxtaposición de xenolitos derivados de varias profundidades, el desprendimiento circundante y parcial de bloques de roca del país, la ausencia de afloramiento y la falta de efectos metamórficos térmicos sólo pueden explicarse por este proceso. Dawson prevé, pues, un magma kimberlítico cargado de gas que asciende desde el manto superior a través de un sistema de fracturas. En los puntos adecuados de debilidad de la corteza, la irrupción en la superficie se produce desde profundidades de 2-3 km. Se produce una expansión adiabática de los gases magmáticos (dominantemente CO2) y el respiradero de la explosión se agranda y se rellena con kimberlita fragmentaria fluidificada, perforando hacia arriba con un efecto de chorro de arena y siguiendo los principales sistemas de juntas. En algunos diatremes, las oleadas de gas posteriores emplaza columnas de toba distintivas, mientras que las cavidades en el respiradero pueden ser rellenadas con magma que se consolida como kimberlita masiva o incorpora clastos para formar brechas de kimberlita.
La formación de diatremes por fluidización no ha sido aceptada por todos los vulcanólogos y ha sido rechazada en particular por aquellos que creen que los diatremes se forman por procesos hidrovolcánicos. Los principales argumentos esgrimidos en contra de la fluidización son los siguientes:
Es muy improbable que se produzcan altas presiones de vapor y grandes volúmenes de gases a partir de magmas que se enfrían lentamente en las profundidades de la corteza. La vesiculación rápida sólo puede ocurrir a poca profundidad, además estas intrusiones son de un volumen tan pequeño que es dudoso que puedan producir cantidades suficientes de volátiles para soportar un lecho fluidizado de 2 km de longitud. No se especifica por qué la fase gaseosa debería exsolverse toda a la vez y desintegrar el magma en piroclastos, o por qué otros lotes de kimberlita no exsuelen los gases de la misma manera. Los clastos autolíticos en las kimberlitas de facies de diatrema no son vesiculares o en forma de fragmentos; comúnmente son angulares y fracturados y no muestran signos de los rasgos de abrasión esperados como consecuencia de la participación en el flujo de gas. La mayoría de los clastos de xenolitos son angulares y, por lo tanto, no han sido sometidos a periodos prolongados de fluidificación por agregación. La concentración de xenolitos en horizontes específicos y la preservación de una cruda estratigrafía en el conjunto de mega-xenolitos no es consistente con largos periodos de fluidización por burbujeo. La presencia de los xenolitos no es compatible con el periodo anterior requerido de ensanchamiento erosivo de la tubería por el flujo de gas de alta velocidad.

En resumen, aunque la hipótesis de la fluidización ha sido ampliamente aceptada como un mecanismo de emplazamiento de diatremas, no juega un papel significativo en la formación de diatremas kimberlíticos.
Teoría hidrovolcánica
El hidrovolcanismo se refiere a los fenómenos volcánicos producidos por la interacción del magma o del calor magmático con una fuente externa de agua, como un cuerpo superficial o un acuífero. El principal defensor de esta teoría es Lorenz (1999). Lorenz propone que los diatremes y los maares se forman en zonas hidráulicamente activas de debilidad estructural, como fallas o lineamientos. El magma que se eleva como dique entra en la fractura y entra en contacto con el agua subterránea que circula; la explosión hidrovolcánica resultante fragmenta y enfría el magma y brecha la roca del terreno. Los restos hidroclásticos pueden ser expulsados como un anillo de toba que rodea un maar. La actividad continuada da lugar a la ampliación de la fisura mediante una mayor brechificación de las rocas de la pared y el desprendimiento de la roca en la fractura como consecuencia de las diferencias de presión entre las rocas de la pared y la cámara de explosión formada donde interactúan el agua y el magma.
La hipótesis de Lorenz sobre la formación de diatremas es atractiva, ya que se pueden explicar las siguientes características de los diatremas kimberlíticos: Los diatremas (y los maares), en general, están claramente relacionados con rasgos lineales. Muchas diatremas kimberlíticas en sus niveles inferiores se ven situadas en la intersección de diques y fracturas. Los diques de alimentación parecen haber surgido en sistemas de fracturas preexistentes. Todas estas zonas de debilidad pueden ser hidráulicamente activas. Las diatremas se desarrollan comúnmente en secuencias gruesas de rocas sedimentarias y volcánicas de alta porosidad y permeabilidad. Las diatremas son menos frecuentes en rocas de baja permeabilidad, como los terrenos de gneis granítico. Las diatremas de kimberlita se presentan en grupos. Los maares modernos y los diatremas terciarios también se presentan en grupos y su estrecha asociación geográfica está aparentemente relacionada con el régimen hidrológico local. Los mega-xenolitos (arrecifes flotantes) se interpretan como rasgos de hundimiento y/o subsidencia. La presencia de kimberlita epiclástica& indica que el cráter sobre el diatrema estuvo a veces lleno de agua. La presencia de bloques de estas kimberlitas en profundidad en el diatrema indica que el lago del cráter puede ser perturbado por erupciones posteriores. El drenaje obviamente promoverá las erupciones hidrovolcánicas en el diatrema subyacente.

Teoría de los tubos embrionarios
Reconociendo la complejidad de los tubos de kimberlita, Clement (1979, 1982) cree que ningún proceso único puede explicar sus diversas características geológicas y petrográficas. En su modelo, las zonas de raíz se interpretan como tubos embrionarios que son modificados por la fluidificación posterior a la ruptura de la superficie en diatremas.
Según esta teoría, se cree que los diques de magma kimberlítico que se elevan desde la profundidad desarrollan una fase volátil precursora debido a la exsolución del CO2 liberado como consecuencia de la disminución de la presión. Esta fase volátil, al estar bajo alta presión, penetra en las fracturas y juntas de las rocas de la pared por encima y en los márgenes de la intrusión. El frente de avance de la brechificación de contacto es seguido por el magma que penetra en las brechas y en las juntas o fracturas presentes. Se forman brechas de intrusión y las rocas de la pared se encajan en el conducto. La trayectoria del magma que avanza está controlada por las estructuras preexistentes. El cambio del llenado de la fisura al desarrollo de la zona de raíz puede deberse al aumento de la exsolución volátil a medida que la presión cae al ascender, a la intersección del dique con una fractura que puede ser explotada o que contiene agua subterránea.
Se prevé que este proceso continúe hasta que el magma alcance un nivel en el que sea posible la irrupción explosiva en la superficie. Clement (1979, 1982) cree que esto ocurre a 300-400 m y puede ser promovido por las interacciones entre el agua subterránea y el magma. Como consecuencia de la ruptura y la liberación de presión, se cree que el magma en la zona de la raíz se desgasifica rápidamente y forma un sistema fluidificado de vapor-líquido-sólido.
Se considera que la superficie de exsolución del vapor migra rápidamente hacia abajo como consecuencia de la expansión y la liberación de más presión (Fig.5). Durante este período de fluidización, las kimberlitas hipabisales de la zona de raíz preexistentes, las brechas de contacto de alto nivel y el magma en desgasificación se mezclan completamente. La falta de redondeo de los clastos de roca del país indica que el sistema fluidizado existió sólo brevemente. La repetición de todo el proceso producirá diatremas que contienen varias variedades distintas de kimberlitas con facies de diatrema y zonas de raíz muy complejas.

Fig.5: Desarrollo embrionario del tubo. Frente de brechificación de contacto en rojo. Modificado de Mitchell, R. H. (1991).

Fig.6: Etapas del desarrollo de un diatrema según la visión de Clement (1982). Al período de desarrollo embrionario del tubo le sigue la fluidización (A) o el hidrovolcanismo (B). Modificado de Mitchell, R. H. (1991).

La compleja estructura de los tubos de kimberlita indica que no hay un único proceso responsable de su formación. El desarrollo de los tubos se inicia por procesos de brechificación subsuperficial que conducen a la formación de una compleja zona de raíces por encima de un dique alimentador. La brecha superficial no es el resultado de una perforación explosiva, sino del ascenso gradual del complejo de la zona radicular hasta niveles en los que puede producirse la formación de cráteres por explosión hidrovolcánica. Los diatremas parecen ser estructuras secundarias formadas por la posterior modificación de la zona raíz subyacente o del tubo embrionario, por fluidización o por hidrovolcanismo migratorio descendente.

Petrogénesis

A pesar de las vastas investigaciones, el origen de las kimberlitas sigue siendo controvertido, en particular a la naturaleza y profundidad de su región fuente. Las kimberlitas se asocian característicamente a un conjunto de xenolitos máficos y ultramáficos cuya mineralogía indica un origen en el manto superior. Estos xenolitos son fragmentos de roca de la pared del conducto desprendidos por el magma de la kimberlita durante su rápido ascenso a través de la litosfera, y aportan datos útiles sobre dónde y en qué condiciones se formó el fundido de la kimberlita. Se cree que los magmas kimberlíticos se forman a través de la fusión parcial en las profundidades del manto.
Las kimberlitas, al igual que las carbonatitas, son raras, pero se han encontrado en casi todos los continentes, y son también el principal transportador de una variedad de xenolitos desde las profundidades de la corteza y el manto. Es importante destacar que estos xenolitos del manto traídos por las kimberlitas son la principal fuente de información sobre la naturaleza de los procesos fisicoquímicos del manto, y más aún, del manto continental (Pearson et al., 2004). Las kimberlitas forman parte de un espectro de rocas insaturadas de sílice que varían ampliamente en su composición e incluyen tipos de roca como las melilititas, los lamprofiros y las nefelinitas (Fig. 7). La petrogénesis de las kimberlitas es, sin embargo, controvertida, con desacuerdos sobre la naturaleza y la profundidad de la región de origen, si son de origen primario, y la causa de la fusión (por ejemplo, pluma vs. flujo volátil) (Keshavet al., 2005).

Tres tipos generales de hipótesis se han considerado durante mucho tiempo para la génesis de las kimberlitas:
1. Las kimberlitas son una mezcla mecánica de un magma ankerítico rico en H2O y una corteza inferior granítica (Dawson, 1967).
2. Las kimberlitas son el resultado directo de la fusión parcial, a altas presiones, de un manto máfico a ultramáfico (Wagner, 1929; Holmes, 1936).
3. Las kimberlitas se forman por la diferenciación a alta presión de un magma máfico (proto-kimberlita) mediante un proceso de cristalización fraccionada continuada (Williams, 1932; O’Hara, 1968).
La asociación geológica de las kimberlitas con conjuntos específicos de xenolitos, y la comparación con los datos experimentales, dan apoyo a la última hipótesis (n.3) propuesta previamente por otros autores (MacGregor, 1970). Se supone que el fundido inicial o proto-kimberlita (Kamenetsky et al. 2008) es un fluido rico en cloruro-carbonato con un contenido muy bajo de SiO2. Durante su paso hacia la superficie, su composición se vuelve más parecida a la del magma kimberlítico a medida que interactúa con las rocas de la pared del manto: la asimilación de olivino y otros minerales del manto aumenta el contenido de sílice del fluido, conduciéndolo hacia la composición baja en SiO2 y alta en MgO característica de la kimberlita. Sin embargo, a pesar de los significativos avances en la petrología y geoquímica del magmatismo kimberlítico, la determinación de las composiciones de los fundidos kimberlíticos tanto en las facies hipabisales como en el manto sigue siendo un problema en discusión (Kamenetsky et al., 2009;Russell et al.2012;Sparks et al. 2009; Pesikov et al.,2015).

Fig.7: Sección transversal esquemática de un cratón Arcaico, con un cinturón móvil extinto (una vez asociado a la subducción) y un rift joven. La baja geotermia cratónica hace que la transición grafito-diamante aumente en la parte central. Por lo tanto, el diamante litosférico sólo aparece en las peridotitas y eclogitas de la raíz cratonal profunda, donde son incorporadas por los magmas ascendentes (en su mayoría kimberlíticos K). Las anaranjitas litosféricas (O) y algunas lamproitas (L) también pueden recoger diamantes. Las melilititas (M) se generan por una fusión parcial más extensa de la astenosfera; dependiendo de la profundidad de segregación pueden contener diamantes. Las nefelinitas (N) y las carbonatitas asociadas se desarrollan a partir de una fusión parcial extensa a poca profundidad en las zonas de rift, y no contienen diamantes. De Mitchel 2005.

Diamantes y kimberlitas

Las kimberlitas son la fuente más importante de diamantes primarios. Muchos tubos de kimberlita también producen ricos depósitos aluviales o eluviales de diamantes. Se han descubierto unos 6.400 tubos de kimberlita en el mundo, de los cuales unos 900 se han clasificado como diamantíferos, y de ellos poco más de 30 han sido lo suficientemente económicos como para extraer diamantes.
Aunque los cristales de diamante se encuentran en la kimberlita y rocas relacionadas, el origen del diamante (Fig. 7) está más relacionado con los fragmentos de peridotita y eclogita que se derivan del manto superior, por debajo de las zonas cratónicas (escudo). Para que los diamantes se formen, requieren presiones y temperaturas extremadamente altas que sólo se encuentran en estos niveles profundos de la tierra. Es aquí donde se forma la roca, la eclogita, compuesta por granate piropo rojo y clinopiroxeno verde; los cristales de diamante se desarrollan junto a los cristales de granate y piroxeno. Los fragmentos de peridotita (xenolitos) compuestos de granate, olivino y ortopiroxeno también contienen diamantes y proceden igualmente del manto superior. Sin embargo, estos fragmentos suelen desagregarse durante el proceso de emplazamiento, dando lugar a una matriz que contiene los minerales desagregados de olivino, piroxeno y diamante (xenocristales).
Aunque los cristales de diamante se forman en el manto superior por debajo de las zonas cratónicas, sólo pueden permanecer estables a estas altas presiones y temperaturas. Los xenolitos del manto y los cristales de diamante que son llevados rápidamente a la superficie en un fluido magmático de kimberlita son capaces de sobrevivir cerca de la superficie en un estado templado o metaestable. Si la intrusión de kimberlita se retrasa durante su ascenso a la superficie o queda atrapada en la corteza inferior, los cristales de diamante no serán estables en el entorno P-T y se convertirán en grafito.
Es bajo las zonas de escudo o cratones donde los cristales de diamante pueden permanecer estables a menor profundidad debido al bajo gradiente geotérmico relacionado con la quilla subcratónica bajo la corteza continental (Fig. 7) . Este entorno P-T se ha denominado zona de almacenamiento de diamantes (Kirkley, M. B. et. al., 1991). La zona de la quilla es una fuente óptima para los diamantes ya que las fracturas por debajo del cratón tienen más probabilidades de explotar esta zona y permanecer accesibles a la superficie.

Kimberlita Peuyuk rica en carbonatos de la isla de Somerset, Canadá. De Andrea Giuliani.

Kimberlita de Bellsbank, al norte de Kimberley, Sudáfrica. De James St. John.

Kimberlita de Premier Kimberlite Pipe, Cullinan, noreste de Sudáfrica. De James St. John.

Kimberlita hipabisal. De Reddit.

Kimberlita de facies hipabisal, Masontown, Pennsylvania. Este dique de kimberlita está rodeado de pizarra negra. De Wyoming Diamond and Gemstone Province.

Brecha de kimberlita de facies diáfana de Lake Ellen, UP, Michigan. De la provincia de Wyoming Diamond and Gemstone.

Kimberlita de facies de cráteres del distrito de Iron Mountain. De Wyoming Diamond and Gemstone Province.

Gran megacristal de diópsido de cromo fracturado (gema de diópsido de cromo) en la kimberlita Sloan de Colorado. De la provincia de diamantes y piedras preciosas de Wyoming.

Diamante en kimberlita. Mina Bultfontein, Kimberley, distrito de Baard. De e-rocks.

Diamante en kimberlita. Mina Bultfontein, Kimberley, distrito de Baard. De e-rocks.

Diamante (6,51 mm) en kimberlita. Mina Bultfontein, Kimberley, distrito de Baard. De Geology for investors.

Diamante (6,51 mm) en kimberlita. Mina Bultfontein, Kimberley, distrito de Baard. De Geology for investors.

Bibliografía

– Brown, R. J., Manya, S., Buisman, I., Fontana, G., Field, M., Mac Niocaill, C., & Stuart, F. M. (2012). Erupción de magmas kimberlíticos: vulcanología física, geomorfología y edad de los volcanes kimberlíticos más jóvenes conocidos en la Tierra (los volcanes Igwisi Hills del Pleistoceno superior/Holoceno, Tanzania). Boletín de vulcanología, 74(7), 1621-1643.