Kimberlites

Les premières kimberlites ont été décrites par Vanuxen en 1837 à Ludlowiville, près d’Ithaca, dans l’État de New York ; toutefois, le terme Kimberlite a été introduit par Lewis (1887) pour décrire les péridotites de mica porphyrique diamantifères de la région de Kimberley, en Afrique du Sud. Les kimberlites sont des roches magmatiques hautement magnésiennes (MgO > 25% en poids) qui sont enrichies en substances volatiles (eau, dioxyde de carbone et fluor) et présentent des teneurs anormalement élevées en éléments tels que K, Na, Ba, Sr, éléments de terres rares, Ti, Zr, Nb, et P. En termes simples, les kimberlites constituent un groupe hybride de roches qui englobe un groupe de roches potassiques ultrabasiques riches en substances volatiles (principalement du CO2) et qui présente une texture inégalitaire prononcée, résultant de la présence de macro-cristaux (et/ou de mégacristaux) qui sont enchâssés dans une matrice à grains fins.
En raison de la grande diversité en termes de leurs caractéristiques texturales, minéralogiques, pétrographiques et géochimiques, diverses définitions et classifications des kimberlites ont été proposées.

Classification basée sur les variations texturales et génétiques:

Ce modèle proposé par Clement et Skinner, (1979) s’appuyant sur les caractéristiques texturales identifie trois faciès génétiques de roches kimberlitiques.
1) Kimberlite à faciès de cratère
2) Kimberlite à faciès de diatrème
3) Kimberlite à faciès hypabyssal
♦ 1) Faciès de cratère : La morphologie de surface de la kimberlite non altérée (Fig.1) est caractérisée par un cratère, jusqu’à 2 km de diamètre, dont le fond peut se trouver de 150 à 300 m sous la surface. Le cratère est généralement plus profond au milieu et autour du cratère se trouve un anneau de tuf qui est relativement petit, généralement moins de 30 mètres, par rapport au diamètre du cratère. Les faciès de cratère sont représentés par des roches pyroclastiques (formées à la suite de forces éruptives) et épiclastiques (altération fluviale de matériaux pyroclastiques) et se distinguent par un dépôt sédimentaire (couche).

Fig.1 : Kimberlite à faciès de cratère. Modifié d’après Mitchell 1986.

Deux grandes catégories de roches se retrouvent dans les kimberlites à faciès de cratère ; les pyroclastiques, celles déposées par les forces éruptives ; et les épiclastiques, qui sont des roches remaniées par l’eau.
Roches pyroclastiques : Ces roches se trouvent conservées dans des anneaux de tuf autour du cratère et à l’intérieur du cratère. Les anneaux de tuf ont une faible hauteur. Igwissi Hills en Tanzanie et Kasami au Mali sont les pipes avec des anneaux de tuf bien préservés (Fig.2). Les dépôts sont généralement lités, vésiculaires et carbonatisés. Les dépôts de tuf préservés dans le cratère sont également rares ; cependant, les cheminées d’Igwissi Hill en Tanzanie ont été examinées et ont révélé trois unités distinctes. De haut en bas, ce sont :

1. Des couches de tufs bien stratifiées définies par des lapilli et des particules de taille cendrée.
2. Des pyroclastiques grossiers mal stratifiés.
3. Des brèches basales.
Des roches épiclastiques : Ces sédiments représentent le remaniement fluvial des matériaux pyroclastiques de l’anneau de tuf du lac de cratère formé au sommet du diatrème. Ils sont complexes et ressemblent à une série de cônes alluviaux superposés mélangés à des dépôts lacustres.

Fig.2 : Cratère kimberlitique d’Igwisi Hills. Tiré de The earth story.

♦ 2) Faciès diatrémique : Le faciès diatrème de la kimberlite est caractérisé par un corps en forme de carotte avec un contour quasi circulaire ou elliptique en surface et des parois à fort pendage (80°-85°). Ces faciès peuvent parfois dépasser 2 km de profondeur. Les faciès diatrémiques sont caractérisés par leur nature fragmentaire et la présence de fragments de roche de pays anguleux à arrondis (allant de quelques centimètres à une taille sub-microscopique) leur confère une identité distincte. Ce faciès est constitué d’autolithes (fragments arrondis de générations antérieures de kimberlite), de lapilli pelletaux, (grands clastes arrondis à elliptiques de la taille d’un lapilli représentés par une grande olivine ou phlogopite anhédrique sous forme de noyau, qui est enfermé dans une matrice de micro-phénocristaux optiquement non résoluble), des xénolites fragmentés du manteau qui sont représentés par des grains discrets et fracturés de grenat d’olivine, de clinopyroxène et d’ilménite enchâssés dans un produit de cristallisation magnétique constitué de micro-phénocristaux et de masse de fond.
♦ 3) Faciès hypabyssal : Les kimberlites à faciès hypabyssal sont des roches formées par la cristallisation d’un magma kimberlitique riche en matières volatiles. Macroscopiquement, ce sont des roches massives dans lesquelles le macro-cristal d’olivine et d’autres macro-cristaux (ilménite, phlogopite, grenat) sont couramment visibles. Elles présentent les textures ignées et les effets de la différenciation magmatique. Certains des traits texturaux caractéristiques de ce faciès comprennent : 1. Absence de fragments et de textures pyroclastiques, 2. Présence d’une croissance poïkilitique tardive de phlogopite, 3. Textures de ségrégation impliquant une ségrégation de calcite et de serpentine. 4. Bandes d’écoulement marquées par l’orientation préférentielle des micro-phénocristaux.

Fig.3 : Modèle d’un système kimberlitique idéalisé, illustrant le faciès hypabyssal, le diatrème et le cratère. D’après Mitchell (1986).

Sur la base de la différence dans leur composition isotopique, Smith (1983) a classé les kimberlites en deux groupes : Les kimberlites du groupe I et du groupe II.
♦ Les kimberlites du groupe I : Le groupe I comprend les kimberlites les plus classiques, initialement appelées kimberlites basaltiques : c’est-à-dire des roches ultrabasiques (SiO2 1), riches en substances volatiles (principalement CO2), caractérisées par la présence de macro- et méga-cristaux de minéraux riches en magnésium tels que l’olivine, l’ilménite, le grenat pyropique, le pyroxène diopsidique variablement riche en chrome, la phlogopite, l’enstatite et la chromite pauvre en Ti, enchâssés dans une fine matrice d’olivine, de serpentine, de carbonate et d’autres minéraux accessoires riches en Mg et/ou Ca. Les macro- et mégacristaux sont au moins en partie des xénocristaux, ou des composants cristallins accidentels issus de la désagrégation de roches de pays (essentiellement des péridotites et éclogites mantelliques profondes) recoupées par le magma kimberlitique ascendant.
♦ Kimberlites du groupe II (orangites) : initialement appelées kimberlites micacées ou lamprophyriques, sont des roches ultrapotassiques (K/Na > 3), peralcalines (/Al > 1), riches en substances volatiles (principalement H2O), caractérisées par la présence de phlogopite et d’olivine comme macro-cristaux, dans une masse de fond composée de phlogopite, d’olivine et de diopside, généralement zonée à l’aégirine titanienne, au spinelle dont la composition varie de la chromite contenant du Mg à la magnétite contenant du Ti, à la pérovskite et à d’autres minéraux. Ils ont une plus grande affinité minéralogique avec les lamproïtes qu’avec les kimberlites du groupe I.

Distribution des kimberlites dans le monde

Les kimberlites trouvent distribuées dans tous les continents du monde (Fig.4). Sur la base des modèles de distribution des kimberlites à travers le monde, Clifford (1966), a observé que les kimberlites économiquement viables se produisent principalement sur les cratons précambriens, en particulier ceux d’âge archéen (plus anciens que 2,5 Ga environ). Cette observation a été connue plus tard sous le nom de règle de Cliffords. Aucun gisement primaire de diamant n’est connu dans les terranes crustaux plus jeunes que 1,6 Ga. Cette association particulière suggère un lien entre la présence de diamants et l’âge de la lithosphère subcontinentale, et la règle de Clifford a longtemps été considérée comme un critère de sélection précieux dans les programmes d’exploration diamantifère. Il convient de noter ici que les kimberlites diamantifères sont généralement jeunes par rapport à l’âge de la lithosphère dans laquelle elles ont fait intrusion. Beaucoup (y compris la plupart des exemples sud-africains) sont crétacés, beaucoup d’autres sont paléozoïques (comme dans la République de Sakha, en Sibérie), mais toute la panoplie s’étend du Protérozoïque au Néogène (comme certains exemples de 22 Ma en Australie occidentale).

Fig.4 : Distribution mondiale des kimberlites.

Modèles de mise en place des kimberlites

Divers modèles de mise en place des pipes kimberlitiques ont été proposés au fil des ans. Il s’agit notamment de : 1) la théorie du forage explosif, 2) la théorie de la fluidification, 3) la théorie hydrovolcanique et 4) la théorie de la pipe embryonnaire.
Théorie du volcanisme explosif
La nature volcanique de la kimberlite a été rapidement reconnue (Lewis 1887, Bonney 1899) et sous l’influence des idées avancées par Geikie (1902) pour expliquer les origines de diatrèmes similaires en Écosse, il a été proposé que les kimberlites soient mises en place par forage explosif (Wagner 1914). Les diatrèmes kimberlitiques ont donc été considérés comme des évents volcaniques faisant éruption de manière explosive à des profondeurs allant jusqu’à 2 km. On considérait que l’éruption provenait de la libération explosive violente de vapeurs et de gaz hautement comprimés d’origine magmatique. Le niveau auquel cela s’est produit est aujourd’hui marqué par la transition entre le dôme d’alimentation et le diatrème.
On considère que le magma kimberlitique remonte du manteau profond le long de fissures et de crevasses. On pense que le magma ne contient pas assez de substances volatiles pour permettre une éruption explosive directe, et que son ascension est donc arrêtée lorsqu’un certain niveau imperméable est atteint. La mise en commun produit des chambres magmatiques, à des profondeurs relativement faibles, appelées chambres intermédiaires. La cristallisation dans ces chambres entraîne une accumulation de substances volatiles. Des pressions suffisantes sont finalement générées pour provoquer le soulèvement et la fracturation du toit. Il s’ensuit une éruption explosive de kimberlite et une brèche concomitante dans le conduit jusqu’à ce que la pression excessive soit réduite. La répétition du processus peut expliquer les intrusions multiples dans un seul évent, ou l’apparition de diatrèmes rapprochés si la fracture du toit se produit à des points légèrement différents au-dessus de la chambre magmatique.
A travers une exploitation minière extensive, il est clair, que cette théorie, est indéfendable. Les principaux arguments contre l’hypothèse, soit dans sa forme originale (Wagner 1914), soit dans sa version modifiée sont les suivants :
1) Il n’existe aucune preuve d’intrusion forcée, il y a une absence de fracturation concentrique ascendante ; 2) il n’y a pas de centres d’explosion en profondeur, ni à la base des diatrèmes, ni dans les zones de racines ; 3) l’exploitation profonde n’a pas non plus révélé de chambres intermédiaires ; 4) le forage explosif n’est pas compatible avec la restriction des brèches à l’intérieur des conduits, dont certains n’ont jamais atteint la surface. 5) la disposition zonale des xénolithes ; l’enfoncement des xénolithes ; et la préservation de la stratigraphie de la roche de pays préexistante dans l’assemblage de méga-xénolites, ne sont pas compatibles avec le dégagement d’un évent explosif ; 6) on trouve des projections de roche de pays dans le diatrème qui n’ont pas pu survivre à l’activité explosive.

Théorie de la fluidisation
Dawson (1962, 1967a, 1971, 1980) a été le principal défenseur de la mise en place fluidisée des diatrèmes kimberlitiques. Il croit que la distribution, l’arrondissement et la striation des inclusions, la juxtaposition de xénolites provenant de diverses profondeurs, l’encerclement et le détachement partiel de blocs de roche encaissante, l’absence de remontée et l’absence d’effets métamorphiques thermiques ne peuvent s’expliquer que par ce processus. Dawson envisage donc un magma kimberlitique chargé de gaz qui remonte du manteau supérieur à travers un système de fractures. Aux points de faiblesse appropriés de la croûte, une percée vers la surface se produit à des profondeurs de 2 à 3 km. L’expansion adiabatique des gaz magmatiques (principalement du CO2) se produit et l’évent d’explosion est élargi et rempli de kimberlite fragmentaire fluidisée, forant vers le haut avec un effet de sablage et suivant les principaux systèmes de jointure. Dans certains diatrèmes, des poussées de gaz ultérieures mettent en place des colonnes de tuf distinctives, tandis que les cavités de l’évent peuvent être remplies de magma qui se consolide en kimberlite massive ou incorpore des clastes pour former une brèche de kimberlite.
La formation de diatrèmes par fluidisation n’a pas été acceptée par tous les volcanologues et a été rejetée en particulier par ceux qui croient que les diatrèmes se forment par des processus hydrovolcaniques. Les principaux arguments avancés contre la fluidisation sont les suivants :
Il est très peu probable que des pressions de vapeur élevées et de grands volumes de gaz soient exsudés à partir de magmas se refroidissant lentement dans les profondeurs de la croûte. Une vésiculation rapide ne peut se produire qu’à faible profondeur, de plus ces intrusions sont d’un volume si faible qu’il est douteux qu’elles puissent produire des quantités suffisantes de volatiles pour soutenir un lit fluidisé de 2 km de long. Il n’est pas précisé pourquoi la phase gazeuse devrait s’exsolver d’un seul coup et disloquer le magma en pyroclastes, ni pourquoi d’autres lots de kimberlite n’exsolvent pas les gaz de la même manière. Les clastes autholithiques dans les kimberlites du faciès diatrique ne sont pas vésiculaires ou en forme d’éclats ; ils sont généralement angulaires et fracturés et ne montrent aucun signe des caractéristiques d’abrasion attendues comme conséquence de la participation à l’écoulement des gaz et des matières solides. La plupart des clastes de xénolites sont angulaires et n’ont donc pas été soumis à des périodes prolongées de fluidisation agrégative par bullage. La concentration de xénolites dans des horizons spécifiques et la préservation d’une stratigraphie grossière dans la suite de méga-xénolites ne sont pas compatibles avec de longues périodes de fluidisation par barbotage. La présence des xénolites n’est pas compatible avec la période antérieure requise d’élargissement érosif de la cheminée par l’écoulement de gaz à grande vitesse.

En résumé, bien que l’hypothèse de la fluidisation ait été largement acceptée comme mécanisme de mise en place des diatrèmes, elle ne joue pas un rôle significatif dans la formation des diatrèmes kimberlitiques.
Théorie de l’hydrovolcanisme
L’hydrovolcanisme fait référence aux phénomènes volcaniques produits par l’interaction du magma ou de la chaleur magmatique avec une source d’eau externe, comme un corps de surface ou un aquifère. Le principal défenseur de cette théorie est Lorenz (1999). Lorenz propose que les diatrèmes et les maars se forment dans des zones hydrauliquement actives de faiblesse structurelle telles que des failles ou des linéaments. Le magma qui s’élève sous forme de dyke pénètre dans la fracture et entre en contact avec les eaux souterraines en circulation ; l’explosion hydrovolcanique qui en résulte fragmente et refroidit le magma et brise la roche du pays. Des débris hydroclastiques peuvent être éjectés sous forme d’un anneau de tuf entourant un maar. La poursuite de l’activité entraîne l’élargissement de la fissure par une nouvelle bréchification de la roche de paroi et l’écaillage de la roche dans la fracture en raison des différences de pression entre les roches de paroi et la chambre d’explosion formée là où l’eau et le magma interagissent.
L’hypothèse de Lorenz sur la formation des diatrèmes est attrayante dans la mesure où les caractéristiques suivantes des diatrèmes kimberlitiques peuvent être expliquées : Les diatrèmes (et les maars), en général, sont clairement liés à des caractéristiques linéaires. On constate que de nombreux diatrèmes kimberlitiques, à leurs niveaux inférieurs, sont situés à l’intersection de digues et de fractures. Les digues d’alimentation semblent s’être élevées dans des systèmes de fractures préexistants. Toutes ces zones de faiblesse peuvent être hydrauliquement actives. Les diatrèmes se développent généralement dans des séquences épaisses de roches sédimentaires et volcaniques à forte porosité et perméabilité. On trouve plus rarement des diatrèmes dans des roches à faible perméabilité comme les terrains de gneiss granitique. Les diatrèmes de kimberlite se présentent en groupes. Les maars modernes et les diatrèmes tertiaires sont également présents en groupes et leur association géographique étroite est apparemment liée au régime hydrologique local. Les méga-xénolites (récifs flottants) sont interprétés comme des caractéristiques de faille descendante et/ou de subsidence. La présence de kimberlite épiclastique& indique que le cratère au-dessus du diatrème a été à certains moments rempli d’eau. La présence de blocs de ces kimberlites en profondeur dans le diatrème indique que le lac du cratère peut être perturbé par des éruptions ultérieures. Le drainage favorisera évidemment les éruptions hydrovolcaniques dans le diatrème sous-jacent.

Théorie de la cheminée embryonnaire
Reconnaissant la complexité des cheminées kimberlitiques, Clement (1979, 1982) estime qu’aucun processus unique ne peut rendre compte de leurs diverses caractéristiques géologiques et pétrographiques. Dans son modèle, les zones racinaires sont interprétées comme des cheminées embryonnaires qui sont modifiées par la fluidification de la percée post-superficielle en diatrèmes.
Selon cette théorie, les digues magmatiques kimberlitiques remontant de la profondeur développeraient une phase volatile précurseur due à l’exsolution du CO2 libéré à la suite de la baisse de pression. Cette phase volatile, étant sous haute pression, pénètre dans les fractures et les joints des roches de paroi au-dessus et aux marges de l’intrusion. Le front d’avancement de la brèche de contact est suivi par le magma qui pénètre dans les brèches et dans toutes les articulations ou fractures présentes. Des brèches d’intrusion se forment et les roches de paroi sont coincées dans le conduit. La trajectoire du magma qui avance est contrôlée par des structures préexistantes. Le passage du remplissage d’une fissure au développement d’une zone racinaire peut être dû à l’augmentation de l’exsolution volatile lorsque la pression diminue lors de l’ascension, à l’intersection de la digue avec une fracture qui peut être exploitée ou qui contient des eaux souterraines.
Ce processus est envisagé pour se poursuivre jusqu’à ce que le magma atteigne un niveau où une percée explosive vers la surface est possible. Clement (1979, 1982) pense que cela se produit à 300-400 m et peut être favorisé par les interactions eaux souterraines-magma. En conséquence de la percée et de la libération de pression, on pense que le magma de la zone racinaire se dégaze rapidement et forme un système fluidisé vapeur-liquide-solide.

Fig.5 : Développement embryonnaire de la cheminée. Front de bréchification de contact en rouge. Modifié à partir de Mitchell, R. H. (1991).

Fig.6 : Étapes du développement d’un diatrème tel qu’envisagé par Clement (1982). La période de développement embryonnaire de la cheminée est suivie soit de la fluidification (A), soit de l’hydrovolcanisme (B). Modifié de Mitchell, R. H. (1991).

La structure complexe des cheminées kimberlitiques indique qu’aucun processus unique n’est responsable de leur formation. Le développement des pipes est initié par des processus de bréchification sub-superficiels qui conduisent à la formation d’une zone racinaire complexe au-dessus d’une digue nourricière. La percée en surface n’est pas le résultat d’un forage explosif mais l’ascension progressive du complexe de la zone racinaire jusqu’à des niveaux où la formation de cratères par explosion hydrovolcanique peut se produire. Les diatrèmes semblent être des structures secondaires formées par la modification ultérieure de la zone racinaire sous-jacente ou de la cheminée embryonnaire, par fluidisation ou hydrovolcanisme migrant vers le bas.

Pétrogenèse

En dépit de vastes recherches, l’origine des kimberlites reste controversée, notamment à la nature et à la profondeur de leur région source. Les kimberlites sont typiquement associées à une suite de xénolites mafiques et ultramafiques dont la minéralogie indique une origine dans le manteau supérieur. Ces xénolites sont des fragments de roche de paroi de conduit détachés par le magma kimberlitique au cours de son ascension rapide à travers la lithosphère, et ils imposent des contraintes utiles sur le lieu et les conditions de formation du magma kimberlitique. On pense que les magmas kimberlitiques se forment par fusion partielle en profondeur dans le manteau.
Les kimberlites, comme les carbonatites, sont rares, mais ont été trouvées sur presque tous les continents, et sont également le principal transporteur d’une variété de xénolites provenant des profondeurs de la croûte et du manteau. Il est important de noter que ces xénolites mantelliques remontées par les kimberlites sont la principale source d’information sur la nature des processus phsico-chimiques dans le manteau, et plus encore, dans le manteau continental (Pearson et al., 2004). Les kimberlites font partie d’un spectre de roches sous-saturées en silice dont la composition est très variable et qui comprend des types de roches comme les mélilitites, les lamprophyres et les néphélinites (Fig. 7). La pétrogenèse des kimberlites est cependant controversée, avec des désaccords sur la nature et la profondeur de la région source, sur le fait qu’elles soient d’origine primaire, et sur la cause de la fusion (par exemple, panache vs flux volatile) (Keshavet al., 2005).
Trois types généraux d’hypothèses ont longtemps été considérés pour la genèse des kimberlites :
1. Les kimberlites sont un mélange mécanique d’un magma ankéritique riche en H2O et d’une croûte inférieure granitique (Dawson, 1967).
2. les kimberlites résultent directement de la fusion partielle, à haute pression, d’un manteau mafique à ultramafique (Wagner, 1929 ; Holmes, 1936).
3. les kimberlites sont formées par la différenciation à haute pression d’un magma mafique (proto-kimberlite) par un processus de cristallisation fractionnée continue (Williams, 1932 ; O’Hara, 1968).
L’association géologique des kimberlites avec des suites spécifiques de xénolites, et la comparaison avec les données expérimentales, donnent un appui à la dernière hypothèse (n.3) précédemment proposée par un certain nombre d’autres auteurs (MacGregor, 1970). La fonte initiale ou proto-kimberlite (Kamenetsky et al. 2008) est supposée être un fluide riche en chlorure-carbonate avec une très faible teneur en SiO2. Au cours de son passage vers la surface, sa composition se rapproche de celle d’un magma kimberlitique au fur et à mesure de son interaction avec les roches de la paroi mantellique : l’assimilation de l’olivine et d’autres minéraux mantelliques augmente la teneur en silice du fluide, le conduisant vers la composition à faible teneur en SiO2 et à forte teneur en MgO caractéristique de la kimberlite. Cependant, malgré les progrès significatifs dans la pétrologie et la géochimie du magmatisme kimberlitique, la détermination de la composition des kimberlites en fusion, tant dans le faciès hypabyssal que dans le manteau, reste un problème en débat (Kamenetsky et al, 2009;Russell et al.2012;Sparks et al. 2009 ; Pesikov et al.,2015).

Fig.7 : Coupe transversale schématique d’un craton archéen, avec une ceinture mobile éteinte (autrefois associée à la subduction) et un jeune rift. La faible géothermie cratonale fait que la transition graphite-diamant s’élève dans la partie centrale. Le diamant lithosphérique n’est donc présent que dans les péridotites et les éclogites de la racine cratonale profonde, où elles sont incorporées par les magmas ascendants (principalement kimberlitiques K). Les orangites lithosphériques (O) et certaines lamproïtes (L) peuvent également récupérer des diamants. Les mélilitites (M) sont générées par une fusion partielle plus étendue de l’asthénosphère ; selon la profondeur de la ségrégation, elles peuvent contenir des diamants. Les néphélinites (N) et les carbonatites associées se développent à partir d’une fusion partielle extensive à faible profondeur dans les zones de rift, et elles ne contiennent pas de diamants. D’après Mitchel 2005.

Diamant et kimberlites

Les kimberlites sont la source la plus importante de diamants primaires. De nombreuses cheminées kimberlitiques produisent également de riches dépôts alluviaux ou éluviaux de diamants placériens. Environ 6.400 pipes kimberlitiques ont été découvertes dans le monde, dont environ 900 ont été classées comme diamantifères, et parmi celles-ci, un peu plus de 30 ont été suffisamment économiques pour être exploitées en diamant.
Bien que l’on trouve des cristaux de diamant dans la kimberlite et les roches apparentées, l’origine du diamant (Fig. 7) est plus étroitement liée aux fragments de péridotite et d’éclogite qui proviennent du manteau supérieur, sous les zones cratoniques (bouclier). Pour que le diamant se forme, il faut des pressions et des températures extrêmement élevées que l’on ne trouve que dans ces niveaux profonds de la terre. C’est là que se forme la roche, l’éclogite, composée de grenat pyrope rouge et de clinopyroxène vert ; les cristaux de diamant se développent à côté des cristaux de grenat et de pyroxène. Les fragments de péridotite (xénolites) composés de grenat, d’olivine et d’orthopyroxène contiennent également des diamants et proviennent également du manteau supérieur. Cependant, ces fragments se désagrègent généralement au cours du processus de mise en place, ce qui donne une matrice contenant les minéraux désagrégés d’olivine, de pyroxène et de diamant (xénocristaux).
Bien que les cristaux de diamant se forment dans le manteau supérieur sous les zones cratoniques, ils ne peuvent rester stables qu’à ces pressions et températures élevées. Les xénolites du manteau et les cristaux de diamant qui sont amenés rapidement à la surface dans un fluide magmatique kimberlitique sont capables de survivre près de la surface dans un état trempé ou méta-stable. Si l’intrusion de kimberlite est retardée lors de sa remontée à la surface ou est piégée dans la croûte inférieure, les cristaux de diamant ne seront pas stables dans l’environnement P-T et se transformeront en graphite.
C’est sous les zones de bouclier ou les cratons que les cristaux de diamant peuvent rester stables à des profondeurs moindres en raison du faible gradient géothermique lié à la quille sub-cratonique sous la croûte continentale (Fig. 7) . Cet environnement P-T a été appelé la zone de stockage du diamant (Kirkley, M. B. et. al., 1991). La zone de quille est une source optimale de diamants puisque les fractures sous le craton sont plus susceptibles de puiser dans cette zone et de rester accessibles à la surface.

Kimberlite de Peuyuk riche en carbonates de l’île Somerset, Canada. De Andrea Giuliani.

Kimberlite de Bellsbank, au nord de Kimberley, Afrique du Sud. De James St. John.

Kimberlite de Premier Kimberlite Pipe, Cullinan, nord-est de l’Afrique du Sud. De James St. John.

Kimberlite d’Hypabyssal. De Reddit.

Kimberlite à faciès hypabyssal, Masontown, Pennsylvanie. Ce dyke de kimberlite est entouré de schiste noir. De la province des diamants et des pierres précieuses du Wyoming.

Brèche kimberlitique de faciès diatrique du lac Ellen, UP, Michigan. De Wyoming Diamond and Gemstone Province.

Tuffacé, kimberlite de faciès cratère du district d’Iron Mountain. De Wyoming Diamond and Gemstone Province.

Grand mégacristal de diopside chromien fracturé (pierre précieuse de diopside chromique) dans la kimberlite de Sloan du Colorado. De la Wyoming Diamond and Gemstone Province.

Diamant dans une kimberlite. Mine Bultfontein, Kimberley, district de Baard. De e-rocks.

Diamant dans la kimberlite. Mine Bultfontein, Kimberley, district de Baard. De e-rocks.

Diamant (6,51 mm) dans une kimberlite. Mine Bultfontein, Kimberley, district de Baard. De la Géologie pour les investisseurs.

Diamant (6,51 mm) dans une kimberlite. Mine Bultfontein, Kimberley, district de Baard. From Geology for investors.

Bibliographie

– Brown, R. J., Manya, S., Buisman, I., Fontana, G., Field, M., Mac Niocaill, C., &Stuart, F. M. (2012). Éruption de magmas kimberlitiques : volcanologie physique, géomorphologie et âge des plus jeunes volcans kimberlitiques connus sur terre (les volcans Igwisi Hills du Pléistocène supérieur/Holocène, Tanzanie). Bulletin of volcanology, 74(7), 1621-1643.