Kimberlites

Le prime Kimberliti furono descritte da Vanuxen nel 1837 da Ludlowiville vicino a Ithaca, nello stato di New York; tuttavia, il termine Kimberlite fu introdotto da Lewis (1887) per descrivere le peridotiti di mica porfirica con diamanti della zona di Kimberley in Sud Africa. Le kimberliti sono rocce magmatiche altamente magnesiache (MgO > 25% in peso) che sono arricchite di volatili (acqua, anidride carbonica e fluoro) e portano contenuti anomali di elementi come K, Na, Ba, Sr, elementi delle terre rare, Ti, Zr, Nb e P. In termini semplici, le kimberliti costituiscono un gruppo ibrido di rocce che comprende un gruppo di rocce potassiche ultrabasiche ricche di volatili (in prevalenza CO2) e che presenta una texture inequigranulare pronunciata, risultante dalla presenza di macrocristalli (e/o megacristalli) incastonati in una matrice a grana fine.
A causa della grande diversità in termini di caratteristiche testuali, mineralogiche, petrografiche e geochimiche, sono state proposte diverse definizioni e classificazioni delle Kimberliti.

Classificazione basata sulle variazioni testuali e genetiche:

Questo modello proposto da Clement e Skinner, (1979) basandosi sulle caratteristiche testuali identifica tre facies genetiche di rocce kimberlite.
1) Kimberlite Facies Crater
2) Kimberlite Facies Diatreme
3) Kimberlite Facies Hypabyssal
♦ 1) Facies Crater: La morfologia superficiale della kimberlite non erosa (Fig.1) è caratterizzata da un cratere, fino a 2 km di diametro, il cui pavimento può trovarsi da 150 a 300 m sotto la superficie. Il cratere è generalmente più profondo al centro e intorno al cratere c’è un anello di tufo che è relativamente piccolo, generalmente meno di 30 metri, rispetto al diametro del cratere. Le facies del cratere sono rappresentate da rocce piroclastiche (formate come risultato delle forze eruttive) ed epiclastiche (alterazione fluviale del materiale piroclastico) e sono distinte dalla deposizione sedimentaria (strato).

Fig.1: Kimberlite della Facies del cratere. Modificato da Mitchell 1986.

Due categorie principali di rocce si trovano nelle kimberliti di facies craterica; piroclastiche, quelle depositate dalle forze eruttive; ed epiclastiche, che sono rocce rilavorate dall’acqua.
Rocce piroclastiche: Queste rocce si trovano conservate in anelli di tufo intorno al cratere e all’interno del cratere. Gli anelli di tufo hanno un’altezza ridotta. Igwissi Hills in Tanzania e Kasami in Mali sono i tubi con anelli di tufo ben conservati (Fig.2). I depositi sono comunemente letti, vescicolari e carbonatati. Anche i depositi di tufo conservati all’interno del cratere sono rari; tuttavia, i tubi di Igwissi Hill in Tanzania sono stati esaminati e hanno rivelato tre unità distinte. Dall’alto in basso, esse sono:

1. Strati di tufi ben stratificati definiti da lapilli e particelle di dimensione delle ceneri.
2. Piroclastici grossolani scarsamente stratificati.
3. Brecce basali.
Rocce epiclastiche: Questi sedimenti rappresentano la rielaborazione fluviale di materiale piroclastico dall’anello di tufo nel lago del cratere formatosi sulla cima del diatema. Sono complessi e assomigliano a una serie di ventagli alluvionali sovrapposti mescolati a depositi lacustri.

Fig.2: Igwisi Hills kimberlite crater. Da La storia della terra.

♦ 2) Facies diatrema: La facies diatomea nella kimberlite è caratterizzata da un corpo a forma di carota con contorno quasi circolare o ellittico in superficie e pareti fortemente inclinate (80°-85°). Queste facies a volte possono superare i 2 km di profondità. Le facies diatreme sono caratterizzate da natura frammentaria e la presenza di frammenti di roccia campestre da angolari a arrotondati (che vanno da pochi centimetri a dimensioni sub-microscopiche) conferisce un’identità distinta. Questa facies è costituita da autoliti (frammenti arrotondati di generazioni precedenti di kimberlite), lapilli pellet, (grandi clasti da arrotondati a ellittici di dimensioni lapilli rappresentati da una grande olivina anedrale o flogopite in forma di nucleo, che è racchiuso in una matrice di micro-fenocristalli otticamente irrisolvibile), xenoliti di mantello frammentati che sono rappresentati da grani discreti e fratturati di granato olivina, clinopiroxene e ilmenite incastonati in un prodotto di cristallizzazione magnetica costituito da micro-fenocristalli e groundmass.
♦ 3) Facies ipabissale: Le kimberliti di facies ipabissale sono rocce formate dalla cristallizzazione di magmi di kimberlite ricchi di volatili. Macroscopicamente sono rocce massicce in cui il macrocristallo olivina e altri macrocristalli (ilmenite, flogopite, granato) sono comunemente visibili. Mostrano le strutture ignee e gli effetti della differenziazione magmatica. Alcuni dei tratti testuali caratteristici di questa facies includono: 1. Assenza di frammenti e strutture piroclastiche, 2. Presenza di crescita poikilitica tardiva di flogopite, 3. Strutture di segregazione che coinvolgono la segregazione di calcite e serpentino. 4. Flow banding marcato dall’orientamento preferito dei micro-fenocristalli.

Fig.3: Modello di un sistema idealizzato di kimberlite, che illustra le facies ipabissale, diatrema e cratere. Da Mitchell (1986).

In base alla differenza nella loro composizione isotopica, Smith (1983) ha classificato le kimberlite in due gruppi: Gruppo-I e Gruppo-II kimberliti.

♦ Gruppo I kimberliti: Il gruppo I comprende le kimberliti più classiche, originariamente chiamate kimberliti basaltiche: cioè rocce ultrabasiche (SiO2 1), ricche di volatili (prevalentemente CO2), caratterizzate dalla presenza di macro e megacristalli di minerali ricchi di magnesio come olivina, ilmenite, granato piropico, pirosseno diopsidico variabilmente ricco di cromo, flogopite, enstatite e cromite povera di Ti, inseriti in una matrice fine di olivina, serpentina, carbonato e altri minerali accessori ricchi di Mg e/o Ca. Sia i macro che i megacristalli sono almeno in parte xenocristalli, o componenti cristallini accidentali derivati dalla rottura di rocce di campagna (essenzialmente peridotiti ed eclogiti di mantello profonde) attraversate dal magma di kimberlite in risalita.
♦ kimberliti del gruppo II (araniti): originariamente chiamate kimberliti micacee o lamprofite, sono rocce ultrapotassiche (K/Na > 3), peralcaline (/Al > 1), ricche di volatili (prevalentemente H2O), caratterizzate dalla presenza di flogopite e olivina come macrocristalli, in un groundmass fatto di flogopite, olivina e diopside, comunemente zonizzato a titaniano aegirina, spinello che varia nella composizione da cromite portatrice di Mg a magnetite portatrice di Ti, perovskite, e altri minerali. Hanno maggiore affinità mineralogica con le lamproiti che con le kimberliti del gruppo I.

Distribuzione delle kimberliti nel mondo

Le kimberliti si trovano distribuite in tutti i continenti del mondo (Fig.4). Sulla base dei modelli di distribuzione delle kimberliti nel mondo, Clifford (1966), ha osservato che le kimberliti economicamente redditizie si verificano principalmente sui cratoni precambriani, in particolare quelli di età arcaica (più vecchi di circa 2,5 Ga). Questa osservazione è stata in seguito conosciuta come Cliffords Rule. Nessun deposito primario di diamanti è noto in terranei crostali più giovani di 1,6 Ga. Questa peculiare associazione suggerisce un legame tra la presenza di diamanti e l’età della litosfera subcontinentale, e la regola di Clifford è stata a lungo considerata come un valido criterio di selezione nei programmi di esplorazione dei diamanti. Vale la pena notare qui che le kimberliti diamondifere sono di solito giovani rispetto all’età della litosfera in cui si sono intruse. Molte (compresa la maggior parte degli esempi sudafricani) sono cretacee, molte altre sono paleozoiche (come nella Repubblica di Sakha, in Siberia), ma l’intera gamma si estende dal Proterozoico al Neogene (come alcuni esempi di 22 Ma in Australia occidentale).

Fig.4: Distribuzione mondiale delle kimberliti.

Modelli di spostamento della kimberlite

Negli anni sono stati proposti vari modelli di spostamento dei tubi di kimberlite. Questi includono: 1) La teoria della perforazione esplosiva, 2) la teoria della fluidizzazione, 3) la teoria idrovolcanica e 4) la teoria del tubo embrionale.
Teoria del vulcanismo esplosivo
La natura vulcanica della kimberlite fu presto riconosciuta (Lewis 1887, Bonney 1899) e sotto l’influenza delle idee avanzate da Geikie (1902) per spiegare l’origine di diatremi simili in Scozia, fu proposto che le kimberliti fossero collocate mediante perforazione esplosiva (Wagner 1914). I diatrei kimberlitici furono quindi considerati come bocche vulcaniche che eruttavano in modo esplosivo da profondità fino a 2 km. Si riteneva che l’eruzione avesse avuto origine dalla violenta liberazione esplosiva di vapori e gas altamente compressi di origine magmatica. Il livello al quale questo è avvenuto è ora segnato dalla transizione da dike feeder a diatreme.
Si ritiene che il magma Kimberlite salga dal mantello profondo lungo fessure e crepe. Si ritiene che il magma contenga volatili insufficienti a permettere un’eruzione esplosiva diretta, e la sua ascesa viene quindi arrestata quando viene raggiunto un certo livello impermeabile. Il pooling produce camere di magma, a profondità relativamente basse, chiamate camere intermedie. La cristallizzazione in queste camere provoca un accumulo di volatili. Alla fine si generano pressioni sufficienti a causare l’incurvamento e la frattura del tetto. L’eruzione esplosiva della kimberlite con la concomitante brecciatura del condotto segue poi fino alla riduzione della pressione in eccesso. La ripetizione del processo può spiegare l’intrusione multipla in una singola bocchetta, o il verificarsi di diatremi ravvicinati se la frattura del tetto si verifica in punti leggermente diversi sopra la camera magmatica.
Attraverso un’estesa attività mineraria è chiaro che questa teoria è insostenibile. I principali argomenti contro l’ipotesi, sia nella sua forma originale (Wagner 1914) che in quella modificata sono i seguenti:
1) Non esiste alcuna prova di intrusione forzata, c’è un’assenza di fratturazione concentrica ascendente; 2) non ci sono centri di esplosione in profondità, né alla base dei diatrei né nelle zone radicali; 3) l’estrazione profonda non ha rivelato nemmeno camere intermedie; 4) l’esplosione non è coerente con la restrizione delle brecce all’interno dei condotti, alcuni dei quali non hanno mai raggiunto la superficie. 5) La disposizione zonale degli xenoliti; l’affondamento degli xenoliti; e la conservazione della preesistente stratigrafia di roccia rustica nell’assemblaggio di mega-xenoliti, non sono coerenti con la rimozione dello sfogo esplosivo; 6) Si trovano proiezioni di roccia rustica nel diatema che non potrebbero sopravvivere all’attività esplosiva.

Teoria della fluidizzazione
Dawson (1962, 1967a, 1971, 1980) è stato il principale sostenitore dell’emplacement fluido dei diatrei di kimberlite. Egli ritiene che la distribuzione, l’arrotondamento e la striatura delle inclusioni, la giustapposizione di xenoliti derivati da varie profondità, il circondamento e il distacco parziale di blocchi di roccia rustica, l’assenza di up-doming e la mancanza di effetti metamorfici termici possono essere spiegati solo da questo processo. Dawson immagina quindi un magma di kimberlite caricato a gas che sale dal mantello superiore attraverso un sistema di fratture. In punti adatti di debolezza crostale, la penetrazione in superficie avviene da profondità di 2-3 km. L’espansione adiabatica dei gas magmatici (in prevalenza CO2) si verifica e lo sfogo dell’esplosione viene allargato e riempito da kimberlite frammentaria fluidizzata, perforando verso l’alto con un effetto di sabbiatura e seguendo i principali sistemi di giunti. In alcuni diatrei, le successive ondate di gas creano distinte colonne di tufo, mentre le cavità nello sfiatatoio possono essere riempite con magma che si consolida come kimberlite massiccia o incorpora clasti per formare breccia di kimberlite.
La formazione di diatrei per fluidizzazione non è stata accettata da tutti i vulcanologi ed è stata respinta in particolare da coloro che credono che i diatrei si formino per processi idrovolcanici. I principali argomenti avanzati contro la fluidizzazione sono i seguenti:
È molto improbabile che alte pressioni di vapore e grandi volumi di gas siano esciolti da magmi che si raffreddano lentamente in profondità nella crosta. Una rapida vescicolazione può avvenire solo a basse profondità, inoltre queste intrusioni sono di volume così piccolo che è dubbio che possano produrre quantità sufficienti di volatili per sostenere un letto fluido lungo 2 km. Non è specificato perché la fase gassosa dovrebbe dissolversi tutta in una volta e disgregare il magma in piroclasti, o perché altri lotti di kimberlite non dissolvono i gas nello stesso modo. I clasti autolitici nelle kimberliti a facies diatrema non sono vescicolari o a frammenti; comunemente sono angolari e fratturati e non mostrano segni delle caratteristiche di abrasione attese come conseguenza del coinvolgimento nel flusso di gas-cibo. La maggior parte dei clasti di xenoliti sono angolari e quindi non sono stati sottoposti a lunghi periodi di fluidizzazione aggregativa in bolle. La concentrazione di xenoliti in orizzonti specifici e la conservazione di una stratigrafia grezza nella suite di mega-xenoliti non è coerente con lunghi periodi di fluidizzazione in bolle. La presenza degli xenoliti non è compatibile con il periodo precedente richiesto di allargamento erosivo del tubo da parte del flusso di gas-tuff ad alta velocità.

In sintesi, mentre l’ipotesi della fluidizzazione è stata ampiamente accettata come meccanismo di emplacement delle diatreme, essa non gioca un ruolo significativo nella formazione delle diatreme kimberlitiche.
Teoria idrovolcanica
L’idrovolcanismo si riferisce a fenomeni vulcanici prodotti dall’interazione del magma o del calore magmatico con una fonte esterna di acqua, come un corpo superficiale o una falda acquifera. Il principale sostenitore di questa teoria è Lorenz (1999). Lorenz propone che i diatrei e i maar si formino in zone idraulicamente attive di debolezza strutturale come faglie o lineamenti. Il magma che sale come un dike entra nella frattura e contatta l’acqua freatica circolante; l’esplosione idrovolcanica risultante frammenta e raffredda il magma e breccia la roccia del paese. I detriti idroclastici possono essere espulsi come un anello di tufo che circonda un maar. L’attività continua provoca l’allargamento della fessura attraverso un’ulteriore brecciatura delle rocce parietali e la scagliatura della roccia nella frattura come conseguenza delle differenze di pressione tra le rocce parietali e la camera di esplosione formata dove l’acqua e il magma interagiscono.
L’ipotesi di Lorenz sulla formazione delle diatreme è attraente in quanto le seguenti caratteristiche delle diatremi kimberlitici possono essere spiegate: I diatremi (e i maar), in generale, sono chiaramente legati a caratteristiche lineari. Molti diatremi di kimberlite ai loro livelli più bassi sono visti essere situati all’intersezione di picchi e fratture. I picchi alimentatori sembrano essere sorti in sistemi di fratture preesistenti. Tutte queste zone di debolezza possono essere idraulicamente attive. I diatrei sono comunemente sviluppati in spesse sequenze di rocce sedimentarie e vulcaniche ad alta porosità e permeabilità. I diatrei si trovano meno comunemente in rocce di bassa permeabilità come i terreni di gneiss granitici. I diatrei di kimberlite si presentano in gruppi. Anche i maar moderni e i diatrei terziari si presentano in gruppi e la loro stretta associazione geografica è apparentemente legata al regime idrologico locale. I mega-xenoliti (scogliere galleggianti) sono interpretati come caratteristiche di discesa e/o subsidenza. La presenza di kimberlite epiclastica& indica che il cratere sopra il diatema è stato a volte riempito d’acqua. La presenza di blocchi di queste kimberliti in profondità nel diatema indica che il lago del cratere può essere disturbato da eruzioni successive. Il drenaggio promuoverà ovviamente le eruzioni idrovolcaniche nel diatreme sottostante.

Teoria del tubo embrionale
Riconoscendo la complessità dei tubi di kimberlite, Clement (1979, 1982) ritiene che nessun processo singolo possa spiegare le loro diverse caratteristiche geologiche e petrografiche. Nel suo modello, le zone radicali sono interpretate come tubi embrionali che vengono modificati dalla fluidizzazione post-superficie in diatremi.
Secondo questa teoria, si ritiene che i picchi di magma di kimberlite che salgono dalla profondità sviluppino una fase volatile precursore dovuta all’esoluzione di CO2 liberata come conseguenza della diminuzione della pressione. Questa fase volatile, essendo sotto alta pressione, penetra nelle fratture e nei giunti delle rocce di parete sopra e ai margini dell’intrusione. Il fronte di avanzamento della brecciatura di contatto è seguito dal magma che penetra nelle brecce e nei giunti o fratture presenti. Si formano le brecce di intrusione e le rocce di parete si incuneano nel condotto. Il percorso del magma che avanza è controllato da strutture preesistenti. Il cambiamento dal riempimento della fessura allo sviluppo della zona radicale può essere dovuto all’aumento della dissoluzione volatile quando la pressione scende durante la salita, all’intersezione della diga con una frattura che può essere sfruttata, o che contiene acqua freatica.
Questo processo è previsto continuare fino a quando il magma raggiunge un livello in cui è possibile lo sfondamento esplosivo verso la superficie. Clement (1979, 1982) ritiene che questo avvenga a 300-400 m e che possa essere promosso dalle interazioni acqua freatica-magma. Come conseguenza dello sfondamento e del rilascio di pressione, si ritiene che il magma nella zona delle radici si degasperi rapidamente e formi un sistema fluidizzato vapore-liquido-solido.
Si ritiene che la superficie di exsoluzione del vapore migri rapidamente verso il basso come conseguenza dell’espansione e dell’ulteriore rilascio di pressione (Fig.5). Durante questo periodo di fluidizzazione, le kimberliti ipabissali preesistenti della zona radicale, le brecce di contatto di alto livello e il magma degassante si mescolano completamente. La mancanza di arrotondamento dei clasti di roccia rustica indica che il sistema fluidizzato è esistito solo brevemente. La ripetizione dell’intero processo produrrà diatremi contenenti diverse varietà distinte di kimberliti a facies diatrema e zone di radice molto complesse.

Fig.5: Sviluppo embrionale del tubo. Fronte di brecciatura di contatto in rosso. Modificato da Mitchell, R. H. (1991).

Fig.6: Fasi nello sviluppo di un diatema come previsto da Clement (1982). Il periodo di sviluppo embrionale del tubo è seguito dalla fluidizzazione (A) o dall’idrovolcanismo (B). Modificato da Mitchell, R. H. (1991).

La complessa struttura dei tubi di kimberlite indica che nessun singolo processo è responsabile della loro formazione. Lo sviluppo dei tubi è iniziato da processi di brecciatura sub-superficiale che portano alla formazione di una complessa zona radicale sopra un dike di alimentazione. Lo sfondamento superficiale non è il risultato di una perforazione esplosiva, ma la graduale ascesa del complesso della zona radicale a livelli in cui può verificarsi la formazione di crateri per esplosione idrovolcanica. I diatrei sembrano essere strutture secondarie formate dalla successiva modifica della zona radicale sottostante o del tubo embrionale, per fluidizzazione o idrovolcanismo migrante verso il basso.

Petrogenesi

Nonostante le vaste ricerche, l’origine delle kimberliti rimane controversa, in particolare per la natura e la profondità della loro regione di origine. Le kimberliti sono tipicamente associate a una serie di xenoliti mafici e ultramafici la cui mineralogia indica un’origine nel mantello superiore. Tali xenoliti sono frammenti di roccia di parete del condotto staccati dal magma della kimberlite durante la sua rapida ascesa attraverso la litosfera, e pongono vincoli utili su dove e in quali condizioni si è formata la colata della kimberlite. Si pensa che i magmi kimberlitici si formino attraverso una fusione parziale in profondità nel mantello.
Le kimberliti, come le carbonatiti, sono rare, ma sono state trovate in quasi tutti i continenti, e sono anche il principale trasportatore di una varietà di xenoliti dalle profondità della crosta e del mantello. È importante che questi xenoliti del mantello portati in superficie dalle kimberliti siano la fonte primaria di informazioni sulla natura dei processi fisico-chimici nel mantello, e ancor più nel mantello continentale (Pearson et al., 2004). Le kimberliti fanno parte di uno spettro di rocce insature di silice che variano ampiamente in composizione e comprendono tipi di roccia come le meliliti, le lamprofite e le nefeliniti (Fig. 7). La petrogenesi delle kimberliti è, tuttavia, controversa, con disaccordi sulla natura e la profondità della regione di origine, se sono di origine primaria, e la causa della fusione (ad esempio, pennacchio o flusso volatile) (Keshavet al., 2005).
Tre tipi generali di ipotesi sono stati a lungo considerati per la genesi delle kimberliti:

1. Le kimberliti sono una miscela meccanica di un magma ankeritico ricco di H2O e una crosta inferiore granitica (Dawson, 1967).
2. Le kimberliti derivano direttamente dalla fusione parziale, ad alta pressione, di un mantello da mafico a ultramafico (Wagner, 1929; Holmes, 1936).
3. Le kimberliti si formano per differenziazione ad alta pressione di un magma mafico (proto-kimberlite) attraverso un processo di cristallizzazione frazionata continua (Williams, 1932; O’Hara, 1968).
L’associazione geologica delle kimberlite con specifiche suite di xenoliti, e il confronto con i dati sperimentali, danno sostegno all’ultima ipotesi (n.3) precedentemente proposta da diversi altri autori (MacGregor, 1970). Si suppone che la fusione iniziale o proto-kimberlite (Kamenetsky et al. 2008) sia un fluido ricco di cloruro-carbonato con un contenuto di SiO2 molto basso. Durante il suo passaggio verso la superficie, la sua composizione diventa più simile a quella del magma kimberlitico man mano che interagisce con le pareti del mantello: l’assimilazione di olivina e altri minerali del mantello aumenta il contenuto di silice del fluido, portandolo verso la composizione a basso contenuto di SiO2 e alto contenuto di MgO caratteristica della kimberlite. Tuttavia, nonostante i significativi progressi nella petrologia e nella geochimica del magmatismo delle kimberlite, la determinazione delle composizioni delle colate di kimberlite sia nella facies ipabissale che nel mantello rimane un problema in discussione (Kamenetsky et al, 2009;Russell et al.2012;Sparks et al. 2009; Pesikov et al.,2015).

Fig.7: Sezione schematica di un cratone archeano, con una cintura mobile estinta (un tempo associata alla subduzione) e una giovane spaccatura. La bassa geotermia cratonica fa salire la transizione grafite-diamante nella porzione centrale. Il diamante litosferico si verifica quindi solo nelle peridotiti ed eclogiti della radice cratonica profonda, dove sono incorporate da magmi in risalita (per lo più kimberlitici K). Anche le araniti litosferiche (O) e alcune lamproiti (L) possono recuperare diamanti. Le meliliti (M) sono generate da una fusione parziale più estesa dell’astenosfera; a seconda della profondità di segregazione possono contenere diamanti. Le nefeliniti (N) e le carbonatiti associate si sviluppano da un’estesa fusione parziale a basse profondità nelle aree di rift, e non contengono diamanti. Da Mitchel 2005.

Diamanti e kimberliti

Le kimberliti sono la fonte più importante di diamanti primari. Molti condotti di kimberlite producono anche ricchi depositi placer di diamanti alluvionali o eluviali. Circa 6.400 condotti di kimberlite sono stati scoperti nel mondo, di questi circa 900 sono stati classificati come diamondiferi, e di questi poco più di 30 sono stati abbastanza economici per l’estrazione dei diamanti.

Anche se i cristalli di diamante si trovano nella kimberlite e nelle rocce correlate, l’origine del diamante (Fig. 7) è più strettamente legata ai frammenti di peridotite ed eclogite che sono derivati dal mantello superiore, sotto le aree cratoniche (scudo). Affinché i diamanti si formino, richiedono pressioni e temperature estremamente elevate che si trovano solo in questi livelli profondi della terra. È qui che si forma la roccia, l’eclogite, composta da granato rosso piropo e clinopirosseno verde; i cristalli di diamante si sviluppano accanto ai cristalli di granato e pirosseno. Anche i frammenti di peridotite (xenoliti) composti da granato, olivina e ortopirosseno contengono diamanti e derivano in modo simile dal mantello superiore. Tuttavia, questi frammenti si disaggregano comunemente durante il processo di emplacement dando luogo a una matrice contenente i minerali disaggregati di olivina, pirosseno e diamante (xenocristalli).
Anche se i cristalli di diamante si formano nel mantello superiore sotto le aree cratoniche, possono rimanere stabili solo a queste alte pressioni e temperature. Gli xenoliti del mantello e i cristalli di diamante che vengono portati rapidamente in superficie in un fluido magmatico Kimberlite sono in grado di sopravvivere vicino alla superficie in uno stato spento o meta-stabile. Se l’intrusione di kimberlite è ritardata durante la sua risalita in superficie o è intrappolata nella crosta inferiore, i cristalli di diamante non saranno stabili nell’ambiente P-T e si trasformeranno in grafite.
È sotto le aree a scudo o cratoni che i cristalli di diamante possono rimanere stabili a profondità inferiori a causa del basso gradiente geotermico legato alla chiglia subcratonica sotto la crosta continentale (Fig. 7) . Questo ambiente P-T è stato indicato come la zona di stoccaggio del diamante (Kirkley, M. B. et. al., 1991). L’area della chiglia è una fonte ottimale per i diamanti poiché le fratture al di sotto del cratone hanno maggiori probabilità di toccare questa zona e di rimanere accessibili alla superficie.

Cimberlite Peuyuk ricca di carbonato dall’isola Somerset, Canada. Da Andrea Giuliani.

Kimberlite da Bellsbank, a nord di Kimberley, Sud Africa. Da James St. John.

Kimberlite dal Premier Kimberlite Pipe, Cullinan, Sudafrica nord-orientale. Da James St. John.

Kimberlite ipabissale. Da Reddit.

Kimberlite a facies ipabissale, Masontown, Pennsylvania. Questo dike di kimberlite è racchiuso da scisti neri. Da Wyoming Diamond and Gemstone Province.

Breccia di kimberlite di facies Diatreme da Lake Ellen, UP, Michigan. Da Wyoming Diamond and Gemstone Province.

Kimberlite tufacea di facies craterica dal distretto di Iron Mountain. Da Wyoming Diamond and Gemstone Province.

Grande megacristallo di diopside cromico fratturato (gemma diopside cromico) nella kimberlite Sloan del Colorado. Da Wyoming Diamond and Gemstone Province.

Diamante in kimberlite. Miniera Bultfontein, Kimberley, distretto di Baard. Da e-rocks.

Diamante in kimberlite. Miniera di Bultfontein, Kimberley, distretto di Baard. Da e-rocks.

Diamante (6,51 mm) in kimberlite. Miniera Bultfontein, Kimberley, distretto di Baard. Da Geologia per investitori.

Diamante (6,51 mm) in kimberlite. Miniera Bultfontein, Kimberley, distretto di Baard. Da Geology for investors.

Bibliografia

– Brown, R. J., Manya, S., Buisman, I., Fontana, G., Field, M., Mac Niocaill, C., & Stuart, F. M. (2012). Eruzione di magmi di kimberlite: vulcanologia fisica, geomorfologia ed età dei più giovani vulcani kimberlitici conosciuti sulla terra (i vulcani del Pleistocene superiore/Holocene Igwisi Hills, Tanzania). Bollettino di vulcanologia, 74(7), 1621-1643.