Kimberlite

Die ersten Kimberlite wurden 1837 von Vanuxen aus Ludlowiville in der Nähe von Ithaca im Bundesstaat New York beschrieben; der Begriff Kimberlit wurde jedoch von Lewis (1887) eingeführt, um die diamanthaltigen, porphyrischen Glimmerperidotite im Kimberley-Gebiet in Südafrika zu beschreiben. Kimberlite sind hochmagnesische (MgO > 25 % des Gewichts) magmatische Gesteine, die mit flüchtigen Bestandteilen (Wasser, Kohlendioxid und Fluor) angereichert sind und ungewöhnlich hohe Gehalte an Elementen wie K, Na, Ba, Sr, Seltene Erden, Ti, Zr, Nb und P aufweisen. Einfach ausgedrückt, stellen Kimberlite eine hybride Gesteinsgruppe dar, die eine Gruppe flüchtiger, kalihaltiger, ultrabasischer Gesteine (vorwiegend CO2) umfasst und eine ausgeprägte inquigranulare Textur aufweist, die aus dem Vorhandensein von Makrokristallen (und/oder Megakristallen) resultiert, die in einer feinkörnigen Matrix eingebettet sind.
Aufgrund der großen Vielfalt in Bezug auf ihre texturellen, mineralogischen, petrographischen und geochemischen Merkmale wurden verschiedene Definitionen und Klassifizierungen für Kimberlite vorgeschlagen.

Klassifizierung auf der Grundlage der texturellen und genetischen Variationen:

Dieses von Clement und Skinner (1979) vorgeschlagene Modell, das sich auf texturelle Merkmale stützt, identifiziert drei genetische Fazies von Kimberlitgestein.
1) Kraterfazies Kimberlit
2) Diatremfazies Kimberlit
3) Hypabyssalfazies Kimberlit
♦ 1) Kraterfazies: Die Oberflächenmorphologie von unverwittertem Kimberlit (Abb.1) ist durch einen Krater mit einem Durchmesser von bis zu 2 km gekennzeichnet, dessen Boden 150 bis 300 m unter der Oberfläche liegen kann. Der Krater ist in der Regel in der Mitte am tiefsten, und um den Krater herum befindet sich ein Tuffring, der im Vergleich zum Durchmesser des Kraters relativ klein ist, im Allgemeinen weniger als 30 m. Die Kraterfazies besteht aus pyroklastischen (durch eruptive Kräfte entstandenen) und epiklastischen Gesteinen (fluviale Umwandlung von pyroklastischem Material) und zeichnet sich durch sedimentäre (schichtweise) Ablagerung aus.

Abb.1: Crater Facies Kimberlite. Modifiziert nach Mitchell 1986.

Zwei Hauptkategorien von Gesteinen finden sich in Kraterfazies-Kimberliten: pyroklastische Gesteine, die durch eruptive Kräfte abgelagert wurden, und epiklastische Gesteine, die durch Wasser überarbeitet wurden.
Pyroklastische Gesteine: Diese Gesteine sind in Tuffsteinringen um den Krater und im Kraterinneren erhalten. Tuffsteinringe haben eine geringe Höhe. Die Igwissi Hills in Tansania und Kasami in Mali sind die Röhren mit gut erhaltenen Tuffringen (Abb. 2). Die Ablagerungen sind in der Regel geschichtet, vesikuliert und karbonatisiert. Tuffablagerungen, die innerhalb des Kraters erhalten sind, sind ebenfalls selten; die Igwissi Hill Pipes in Tansania wurden jedoch untersucht und ergaben drei verschiedene Einheiten. Von oben nach unten sind dies:

1. Gut geschichtete Tuffschichten, die durch Lapilli und aschegroße Partikel definiert sind.
2. Schlecht geschichtete grobe Pyroklastika.
3. Basale Brekzien.
Epiklastische Gesteine: Diese Sedimente stellen eine fluviale Umarbeitung von pyroklastischem Material aus dem Tuffring im Kratersee dar, der sich auf dem Diatrem gebildet hat. Sie sind komplex und ähneln einer Reihe von sich überlagernden Schwemmfächern, die mit lakustrischen Ablagerungen vermischt sind.

Abbildung 2: Igwisi Hills-Kimberlitkrater. Aus The earth story.

♦ 2) Diatrem-Fazies: Die Diatrem-Fazies im Kimberlit ist durch einen karottenförmigen Körper mit nahezu kreisförmigem oder elliptischem Umriss an der Oberfläche und steil abfallenden (80°-85°) Wänden gekennzeichnet. Diese Fazies kann manchmal mehr als 2 km tief sein. Die Diatrem-Fazies ist durch ihre fragmentarische Beschaffenheit gekennzeichnet, und das Vorhandensein von kantigen bis abgerundeten Gesteinsfragmenten (von einigen Zentimetern bis zu submikroskopischer Größe) verleiht ihr eine eigene Identität. Diese Fazies besteht aus Autolithen (abgerundete Fragmente früherer Kimberlit-Generationen), pelletalen Lapilli (große abgerundete bis elliptische lapillagroße Klasten, die durch einen großen anedrischen Olivin oder Phlogopit in Form eines Kerns repräsentiert werden, der von einer optisch nicht auflösbaren Mikrophenokristallmatrix umschlossen ist), fragmentierte Mantelxenolithe, die aus diskreten und gebrochenen Olivingranat-, Klinopyroxen- und Ilmenitkörnern bestehen, die in ein Produkt der magnetischen Kristallisation aus Mikrophenokristallen und Grundmasse eingebettet sind.
♦ 3) Hypabyssalische Fazies: Die Kimberlite der Hypabyssal-Fazies sind Gesteine, die durch die Kristallisation von flüchtigem Kimberlit-Magma entstanden sind. Makroskopisch handelt es sich um massive Gesteine, in denen der Makrokristall Olivin und andere Makrokristalle (Ilmenit, Phlogopit, Granat) häufig sichtbar sind. Sie weisen die magmatische Textur und die Auswirkungen der magmatischen Differenzierung auf. Einige der charakteristischen Texturmerkmale dieser Fazies sind: 1. Fehlen von pyroklastischen Fragmenten und Texturen, 2. spätes poikilitisches Wachstum von Phlogopit, 3. Entmischungstexturen mit Entmischung von Calcit und Serpentin. 4. Fließbänder, die durch die bevorzugte Ausrichtung von Mikrophenokristallen gekennzeichnet sind.

Abb.3: Modell eines idealisierten Kimberlitsystems, das die Hypabyssal-, die Diatrem- und die Kraterfazies zeigt. Aus Mitchell (1986).

Basierend auf den Unterschieden in der Isotopenzusammensetzung klassifizierte Smith (1983) die Kimberlite in zwei Gruppen: Gruppe-I- und Gruppe-II-Kimberlite.
♦ Gruppe-I-Kimberlite: Die Gruppe I umfasst die klassischsten Kimberlite, die ursprünglich als basaltische Kimberlite bezeichnet wurden: Das sind ultrabasische (SiO2 1), flüchtigkeitsreiche (überwiegend CO2) Gesteine, die durch das Vorhandensein von Makro- und Megakristallen magnesiumreicher Minerale wie Olivin, Ilmenit, pyropischem Granat, variabel chromreichem diopsidischem Pyroxen, Phlogopit, Enstatit und Ti-armem Chromit gekennzeichnet sind, die in einer feinen Matrix aus Olivin, Serpentin, Karbonat und anderen akzessorischen Mg- und/oder Ca-reichen Mineralen eingelagert sind. Sowohl bei den Makro- als auch bei den Megakristallen handelt es sich zumindest teilweise um Xenokristalle oder zufällige kristalline Komponenten, die aus der Zerrüttung von Landgesteinen (im Wesentlichen tiefliegende Mantelperidotite und Eklogite) stammen, die von dem aufsteigenden Kimberlitmagma durchschnitten werden.
♦ Gruppe II-Kimberlite (Orangeite): ursprünglich als glimmerhaltige oder lamprophyrische Kimberlite bezeichnet, sind ultrakalische (K/Na > 3), peralkalische (/Al > 1), flüchtigkeitsreiche (überwiegend H2O) Gesteine, die durch das Vorhandensein von Phlogopit und Olivin als Makrokristalle gekennzeichnet sind, in einer Grundmasse aus Phlogopit, Olivin und Diopsid, die in der Regel zu titanischem Ägirin, Spinell in der Zusammensetzung von Mg-haltigem Chromit bis zu Ti-haltigem Magnetit, Perowskit und anderen Mineralen zoniert ist. Sie haben eine größere mineralogische Affinität zu Lamproiten als zu Kimberliten der Gruppe I.

Verbreitung von Kimberliten in der Welt

Kimberlite sind auf allen Kontinenten der Welt verbreitet (Abb.4). Ausgehend von den Verteilungsmustern der Kimberlite in der Welt stellte Clifford (1966) fest, dass die wirtschaftlich nutzbaren Kimberlite hauptsächlich auf präkambrischen Kratonen vorkommen, insbesondere auf solchen archäischen Alters (älter als ca. 2,5 Ga). Diese Beobachtung wurde später als Cliffords-Regel bekannt. In Krustenterranen, die jünger als 1,6 Ga sind, sind keine primären Diamantenvorkommen bekannt. Diese eigentümliche Assoziation deutet auf einen Zusammenhang zwischen dem Vorkommen von Diamanten und dem Alter der subkontinentalen Lithosphäre hin, und die Cliffordsche Regel gilt seit langem als wertvolles Auswahlkriterium für Diamantenexplorationsprogramme. An dieser Stelle sei darauf hingewiesen, dass diamantenhaltige Kimberlite im Vergleich zum Alter der Lithosphäre, in die sie eingedrungen sind, in der Regel jung sind. Viele (einschließlich der meisten südafrikanischen Beispiele) stammen aus der Kreidezeit, viele andere aus dem Paläozoikum (wie in der Republik Sacha, Sibirien), aber die gesamte Palette reicht vom Proterozoikum bis zum Neogen (wie einige 22-Ma-Beispiele in Westaustralien).

Abbildung 4: Weltweite Verteilung von Kimberliten.

Kimberlitverschiebungsmodelle

Im Laufe der Jahre wurden verschiedene Modelle zur Verschiebung von Kimberlitröhren vorgeschlagen. These include: 1) Die Theorie des Sprengbohrens, 2) die Theorie der Verflüssigung, 3) die Theorie des Hydrovulkanismus und 4) die Theorie des embryonalen Rohres.
Theorie des Sprengvulkanismus
Die vulkanische Natur des Kimberlits wurde bald erkannt (Lewis 1887, Bonney 1899), und unter dem Einfluss der Ideen von Geikie (1902), die die Entstehung ähnlicher Diatremes in Schottland erklären sollten, wurde vorgeschlagen, dass Kimberlite durch Sprengbohren abgelagert wurden (Wagner 1914). Kimberlitische Diatremes wurden daher als vulkanische Schlote betrachtet, die explosionsartig aus einer Tiefe von bis zu 2 km ausbrachen. Man ging davon aus, dass die Eruption durch die gewaltsame explosive Freisetzung von hochkomprimierten Dämpfen und Gasen magmatischen Ursprungs verursacht wurde. Die Ebene, auf der dies geschah, ist heute durch den Übergang vom Feeder-Dike zum Diatrem gekennzeichnet.
Es wird angenommen, dass Kimberlit-Magma aus dem tiefen Mantel entlang von Rissen und Spalten aufsteigt. Es wird angenommen, dass das Magma nicht genügend flüchtige Stoffe enthält, um eine direkte explosive Eruption zu ermöglichen, und dass sein Aufstieg daher gestoppt wird, wenn eine undurchlässige Ebene erreicht ist. Durch Pooling entstehen Magmakammern in relativ geringer Tiefe, die als Zwischenkammern bezeichnet werden. Die Kristallisation in diesen Kammern führt zu einer Ansammlung von flüchtigen Bestandteilen. Schließlich wird ein ausreichender Druck erzeugt, der zu einer Aufwölbung und einem Bruch des Daches führt. Es folgt eine explosive Eruption von Kimberlit mit gleichzeitiger Brekziierung des Ganges, bis der Überdruck abgebaut ist. Die Wiederholung des Prozesses kann die mehrfache Intrusion an einem einzigen Schlot erklären oder das Auftreten von eng beieinander liegenden Diatremen, wenn der Bruch des Daches an leicht unterschiedlichen Stellen über der Magmakammer auftritt.
Durch umfangreiche Bergbauarbeiten ist klar geworden, dass diese Theorie unhaltbar ist. Die Hauptargumente gegen die Hypothese, entweder in ihrer ursprünglichen Form (Wagner 1914) oder in abgewandelter Form, sind die folgenden:
1) Es gibt keine Beweise für eine gewaltsame Intrusion, es gibt keine nach oben gerichtete konzentrische Frakturierung; 2) es gibt keine Explosionszentren in der Tiefe, weder an der Basis der Diatremes noch in den Wurzelzonen; 3) der Tiefenbergbau hat auch keine Zwischenkammern aufgedeckt; 4) die Explosionsbohrung ist nicht vereinbar mit der Beschränkung der Brekzien auf das Innere der Gänge, von denen einige nie die Oberfläche erreicht haben. 5) Die zonale Anordnung von Xenolithen, das Absinken von Xenolithen und die Erhaltung der vorbestehenden Landgesteinstratigraphie in der Mega-Xenolith-Assemblage stehen nicht im Einklang mit einer explosiven Schloträumung; 6) Es wurden Projektionen von Landgestein in den Diatrem gefunden, die explosive Aktivität nicht überleben konnten.

Fluidisierungstheorie
Dawson (1962, 1967a, 1971, 1980) ist der wichtigste Verfechter der fluidisierten Einlagerung von Kimberlit-Diatremen. Er ist der Ansicht, dass die Verteilung, Abrundung und Streifung der Einschlüsse, die Aneinanderreihung von Xenolithen aus verschiedenen Tiefen, die Umschließung und teilweise Ablösung von Blöcken des Nebengesteins, das Fehlen von Aufwölbungen und das Fehlen von thermischen metamorphen Effekten nur durch diesen Prozess erklärt werden können. Dawson geht also von einem gasgeladenen Kimberlit-Magma aus, das aus dem oberen Mantel durch ein Kluftsystem aufsteigt. An geeigneten Schwachstellen der Kruste erfolgt der Durchbruch an die Oberfläche aus einer Tiefe von 2-3 km. Es kommt zu einer adiabatischen Ausdehnung der magmatischen Gase (überwiegend CO2), und der Explosionsschlot wird vergrößert und mit verflüssigtem fragmentarischem Kimberlit gefüllt, der sich mit einem Sandstrahleffekt nach oben bohrt und großen Kluftsystemen folgt. In einigen Diatremen bilden spätere Gasausbrüche ausgeprägte Tuffsäulen, während Hohlräume im Schlot mit Magma gefüllt sein können, das sich als massiver Kimberlit verfestigt oder Gesteinsbrocken zur Bildung von Kimberlitbrekzien einschließt.
Die Bildung von Diatremen durch Fluidisierung wird nicht von allen Vulkanologen akzeptiert und insbesondere von denjenigen abgelehnt, die glauben, dass Diatreme durch hydrovulkanische Prozesse entstehen. Die Hauptargumente, die gegen die Fluidisierung vorgebracht werden, sind die folgenden:
Es ist sehr unwahrscheinlich, dass hohe Dampfdrücke und große Gasmengen aus langsam abkühlenden Magmen tief in der Kruste herausgelöst werden. Eine rasche Vesikulation kann nur in geringer Tiefe stattfinden, außerdem sind diese Intrusionen von so geringem Volumen, dass es zweifelhaft ist, ob sie ausreichende Mengen an flüchtigen Stoffen produzieren könnten, um ein 2 km langes Wirbelbett zu unterstützen. Es ist nicht geklärt, warum sich die Gasphase auf einmal auflöst und das Magma in Pyroklastika aufspaltet, oder warum andere Kimberlitpartien nicht auf die gleiche Weise Gase auflösen. Autolithische Klasten in Kimberliten der Diatrem-Fazies sind nicht vesikulär oder scherbenartig; sie sind in der Regel kantig und zerbrochen und zeigen keine Anzeichen von Abrasionsmerkmalen, die als Folge der Beteiligung an der Gas-Tuff-Strömung erwartet werden. Die meisten Xenolith-Klasten sind kantig und wurden daher nicht über längere Zeiträume einer aggregativen, blasigen Verflüssigung unterworfen. Die Konzentration von Xenolithen in bestimmten Horizonten und die Erhaltung einer groben Stratigraphie in der Mega-Xenolith-Suite steht nicht im Einklang mit langen Perioden sprudelnder Fluidisierung. Das Vorhandensein von Xenolithen ist nicht vereinbar mit der geforderten früheren Periode der erosionsbedingten Aufweitung der Röhre durch Hochgeschwindigkeitsgasströmung.

Zusammenfassend lässt sich sagen, dass die Fluidisierungshypothese zwar weithin als Mechanismus der Diatremeinlagerung akzeptiert wurde, sie jedoch keine bedeutende Rolle bei der Bildung von kimberlitischen Diatremen spielt.
Hydrovulkanische Theorie
Hydrovulkanismus bezieht sich auf vulkanische Phänomene, die durch die Wechselwirkung von Magma oder magmatischer Hitze mit einer externen Wasserquelle, z. B. einem Oberflächenkörper oder Aquifer, entstehen. Der Hauptvertreter dieser Theorie ist Lorenz (1999). Lorenz schlägt vor, dass sich Diatremes und Maare an hydraulisch aktiven Zonen mit strukturellen Schwächen wie Verwerfungen oder Lineamenten bilden. Magma, das als Deich aufsteigt, dringt in den Bruch ein und kommt mit zirkulierendem Grundwasser in Kontakt; die daraus resultierende hydrovulkanische Explosion zersplittert und kühlt das Magma und brekziert das Nebengestein. Hydroklastische Trümmer können als Tuffring um ein Maar ausgeworfen werden. Die fortgesetzte Aktivität führt zu einer Vergrößerung der Spalte durch weitere Brekkzierung des Wandgesteins und Absprengung des Gesteins in die Spalte als Folge der Druckunterschiede zwischen dem Wandgestein und der Explosionskammer, die durch die Interaktion von Wasser und Magma entsteht.
Lorenz‘ Hypothese der Diatrem-Bildung ist insofern attraktiv, als die folgenden Merkmale kimberlitischer Diatreme erklärt werden können: Diatreme (und Maare) sind im Allgemeinen eindeutig mit linearen Merkmalen verbunden. Viele kimberlitische Diatremes befinden sich in ihren unteren Ebenen an der Schnittstelle von Deichen und Klüften. Feeder-Dikes scheinen in bereits bestehende Kluftsysteme eingedrungen zu sein. Alle diese Schwächezonen können hydraulisch aktiv sein. Diatremes entstehen in der Regel in dicken Abfolgen von Sediment- und Vulkangestein mit hoher Porosität und Durchlässigkeit. Seltener sind Diatremes in Gesteinen mit geringer Durchlässigkeit wie Granitgneis zu finden. Kimberlit-Diatreme treten in Gruppen auf. Moderne Maare und tertiäre Diatreme treten ebenfalls in Gruppen auf, und ihr enger geografischer Zusammenhang hängt offenbar mit dem lokalen hydrologischen System zusammen. Mega-Xenolithen (schwimmende Riffe) werden als Verwerfungen und/oder Senkungen interpretiert. Das Vorkommen von epiklastischem Kimberlit& deutet darauf hin, dass der Krater über dem Diatrem zeitweise mit Wasser gefüllt war. Das Vorhandensein von Blöcken dieser Kimberlite in der Tiefe des Diatrems weist darauf hin, dass der Kratersee durch spätere Eruptionen gestört werden kann. Die Entwässerung wird offensichtlich hydrovulkanische Eruptionen im darunter liegenden Diatrem fördern.

Embryonic Pipe Theory
In Anbetracht der Komplexität von Kimberlit-Pipes ist Clement (1979, 1982) der Ansicht, dass kein einzelner Prozess ihre vielfältigen geologischen und petrographischen Merkmale erklären kann. In seinem Modell werden die Wurzelzonen als embryonale Röhren interpretiert, die durch die Fluidisierung nach dem Durchbruch an der Oberfläche zu Diatremen modifiziert werden.
Nach dieser Theorie wird angenommen, dass Kimberlit-Magmaströme, die aus der Tiefe aufsteigen, eine flüchtige Vorläuferphase entwickeln, die auf die Auflösung von CO2 zurückzuführen ist, das infolge des Druckabfalls freigesetzt wird. Diese flüchtige Phase, die unter hohem Druck steht, dringt in Klüfte und Fugen im Wandgestein oberhalb und an den Rändern der Intrusion ein. Der vorrückenden Front der Kontaktbrekziation folgt Magma, das in die Brekzien und alle vorhandenen Klüfte und Brüche eindringt. Es bilden sich Intrusionsbrekzien, und das Wandgestein wird in den Gang eingekeilt. Der Weg des vorrückenden Magmas wird durch bereits vorhandene Strukturen gesteuert. Der Übergang von der Spaltfüllung zur Entwicklung der Wurzelzone kann auf die zunehmende Auflösung flüchtiger Stoffe zurückzuführen sein, wenn der Druck beim Aufstieg sinkt, oder auf die Überschneidung des Deichs mit einem Spalt, der ausgebeutet werden kann oder Grundwasser enthält.
Dieser Prozess soll sich fortsetzen, bis das Magma ein Niveau erreicht, bei dem ein explosiver Durchbruch an die Oberfläche möglich ist. Clement (1979, 1982) geht davon aus, dass dies bei 300-400 m geschieht und durch Grundwasser-Magma-Wechselwirkungen begünstigt werden kann. Als Folge des Durchbruchs und der Druckentlastung wird angenommen, dass das Magma in der Wurzelzone schnell entgast und ein Dampf-Flüssigkeits-Feststoff-System bildet.
Es wird angenommen, dass die Oberfläche der Dampfauslösung infolge der Expansion und der weiteren Druckentlastung schnell nach unten wandert (Abb. 5). Während dieser Zeit der Fluidisierung werden die bereits vorhandenen hypabyssalen Kimberlite der Wurzelzone, die hoch gelegenen Kontaktbrekzien und das entgasende Magma gründlich vermischt. Die fehlende Abrundung der Gesteinsbrocken deutet darauf hin, dass das fluidisierte System nur kurz existierte. Eine Wiederholung des gesamten Prozesses führt zu Diatremen, die mehrere verschiedene Arten von Kimberliten mit Diatremfazies und sehr komplexe Wurzelzonen enthalten.

Abbildung 5: Embryonale Rohrentwicklung. Front der Kontaktbrekziierung in rot. Modifiziert von Mitchell, R. H. (1991).

Abb.6: Stadien der Entwicklung eines Diatrems nach Clement (1982). Auf die Periode der embryonalen Rohrentwicklung folgt entweder die Fluidisierung (A) oder der Hydrovulkanismus (B). Abgeändert von Mitchell, R. H. (1991).

Die komplexe Struktur von Kimberlit-Röhren deutet darauf hin, dass kein einzelner Prozess für ihre Bildung verantwortlich ist. Die Entwicklung der Röhren wird durch unterirdische Brekziierungsprozesse eingeleitet, die zur Bildung einer komplexen Wurzelzone über einem Feeder-Dike führen. Der Oberflächendurchbruch ist nicht das Ergebnis von Explosionsbohrungen, sondern des allmählichen Aufstiegs des Wurzelzonenkomplexes auf ein Niveau, auf dem eine Kraterbildung durch eine hydrovulkanische Explosion stattfinden kann. Diatremes scheinen sekundäre Strukturen zu sein, die durch die nachträgliche Veränderung der darunter liegenden Wurzelzone oder der embryonalen Röhre durch Fluidisierung oder nach unten wandernden Hydrovulkanismus entstanden sind.

Petrogenese

Trotz umfangreicher Forschungen ist der Ursprung der Kimberlite nach wie vor umstritten, insbesondere im Hinblick auf die Art und Tiefe ihrer Ursprungsregion. Kimberlite sind typischerweise mit einer Reihe von mafischen und ultramafischen Xenolithen verbunden, deren Mineralogie auf einen Ursprung im oberen Erdmantel hinweist. Bei diesen Xenolithen handelt es sich um Fragmente von Gesteinswänden, die vom Kimberlitmagma während seines raschen Aufstiegs durch die Lithosphäre abgelöst wurden, und sie geben Aufschluss darüber, wo und unter welchen Bedingungen die Kimberlitschmelze entstanden ist. Man geht davon aus, dass Kimberlitmagmen durch partielles Schmelzen tief im Erdmantel entstehen.
Kimberlite sind wie Karbonatite selten, wurden aber auf fast allen Kontinenten gefunden und sind auch der Haupttransporteur einer Vielzahl von Xenolithen aus der Tiefe der Kruste und des Erdmantels. Diese von Kimberliten aufgewirbelten Mantel-Xenolithe sind die wichtigste Quelle für Informationen über die Art der phsikochemischen Prozesse im Mantel und insbesondere im kontinentalen Mantel (Pearson et al., 2004). Kimberlite sind Teil eines Spektrums von Gesteinen mit Siliziumdioxid-Unterversorgung, die in ihrer Zusammensetzung stark variieren und Gesteinsarten wie Melilitite, Lamprophyre und Nephelinite umfassen (Abb. 7). Die Petrogenese von Kimberliten ist jedoch umstritten, wobei es Meinungsverschiedenheiten über die Art und Tiefe der Quellregion, die Frage, ob sie primären Ursprungs sind, und die Ursache des Aufschmelzens (z. B. Plume vs. volatiler Fluss) gibt (Keshavet al., 2005).

Drei allgemeine Arten von Hypothesen wurden lange Zeit für die Entstehung von Kimberliten in Betracht gezogen:
1. Kimberlite sind eine mechanische Mischung aus einem H2O-reichen ankeritischen Magma und einer granitischen Unterkruste (Dawson, 1967).
2. Kimberlite entstehen direkt durch partielles Aufschmelzen eines mafischen bis ultramafischen Mantels unter hohem Druck (Wagner, 1929; Holmes, 1936).
3. Kimberlite bilden sich durch Differenzierung eines mafischen Magmas (Proto-Kimberlit) unter hohem Druck durch einen Prozess fortgesetzter fraktionierter Kristallisation (Williams, 1932; O’Hara, 1968).
Die geologische Verbindung von Kimberliten mit bestimmten Xenolithen und der Vergleich mit experimentellen Daten unterstützen die letzte Hypothese (Nr. 3), die zuvor von einer Reihe anderer Autoren vorgeschlagen wurde (MacGregor, 1970). Es wird angenommen, dass die ursprüngliche Schmelze oder der Proto-Kimberlit (Kamenetsky et al. 2008) eine chlorid-karbonatreiche Flüssigkeit mit einem sehr geringen SiO2-Gehalt ist. Während seiner Passage zur Oberfläche nimmt seine Zusammensetzung durch die Wechselwirkung mit den Gesteinen der Mantelwand mehr und mehr die eines kimberlitischen Magmas an: Durch die Assimilation von Olivin und anderen Mantelmineralen erhöht sich der Siliziumdioxidgehalt des Fluids, wodurch es die für Kimberlit charakteristische Zusammensetzung mit niedrigem SiO2-Gehalt und hohem MgO-Gehalt annimmt. Trotz der bedeutenden Fortschritte in der Petrologie und Geochemie des Kimberlit-Magmatismus bleibt die Bestimmung der Zusammensetzung der Kimberlit-Schmelze sowohl in der hypabyssalen Fazies als auch im Mantel ein umstrittenes Problem (Kamenetsky et al., 2009;Russell et al.2012;Sparks et al. 2009; Pesikov et al.,2015).

Abb.7: Schematischer Querschnitt eines archaischen Kratons mit einem erloschenen mobilen Gürtel (einst mit Subduktion verbunden) und einem jungen Rift. Die niedrige Geothermie des Kratons bewirkt, dass der Graphit-Diamant-Übergang im zentralen Teil ansteigt. Lithosphärischer Diamant kommt daher nur in den Peridotiten und Eklogiten der tiefen Kratonwurzel vor, wo er von aufsteigenden Magmen (meist kimberlitischer K) aufgenommen wird. Lithosphärische Orangeite (O) und einige Lamproite (L) können ebenfalls Diamanten abbauen. Melilitite (M) entstehen durch umfangreicheres teilweises Aufschmelzen der Asthenosphäre; je nach Tiefe der Entmischung können sie Diamanten enthalten. Nephelinite (N) und zugehörige Karbonatite entstehen durch ausgedehnte Teilschmelzen in geringer Tiefe in Riftgebieten und enthalten keine Diamanten. Aus Mitchel 2005.

Diamanten und Kimberlite

Kimberlite sind die wichtigste Quelle für Primärdiamanten. Viele Kimberlit-Röhren produzieren auch reiche alluviale oder eluviale Diamant-Placer-Lagerstätten. Weltweit wurden etwa 6.400 Kimberlit-Röhren entdeckt, von denen etwa 900 als diamantführend eingestuft wurden und von denen nur etwas mehr als 30 wirtschaftlich genug waren, um Diamanten abzubauen.
Obwohl Diamantkristalle in Kimberlit und verwandten Gesteinen gefunden werden, ist der Ursprung von Diamanten (Abb. 7) enger mit den Bruchstücken von Peridotit und Eklogit verbunden, die aus dem oberen Erdmantel unter kratonischen (Schild-)Gebieten stammen. Damit sich Diamanten bilden können, sind extrem hohe Drücke und Temperaturen erforderlich, die nur in diesen tiefen Erdschichten herrschen. Hier bildet sich das Gestein Eklogit, das aus rotem Pyropgranat und grünem Klinopyroxen besteht; neben den Granat- und Pyroxenkristallen entwickeln sich Diamantkristalle. Peridotitfragmente (Xenolithe) aus Granat, Olivin und Orthopyroxen enthalten ebenfalls Diamanten und stammen ebenfalls aus dem oberen Erdmantel. Diese Fragmente zerfallen jedoch in der Regel während des Einlagerungsprozesses, so dass eine Matrix entsteht, die die zerfallenen Minerale Olivin, Pyroxen und Diamant (Xenokristalle) enthält.
Obwohl sich Diamantkristalle im oberen Mantel unter kratonischen Gebieten bilden, können sie nur bei diesen hohen Drücken und Temperaturen stabil bleiben. Die Mantel-Xenolithe und Diamantkristalle, die in einer magmatischen Kimberlit-Flüssigkeit schnell an die Oberfläche gebracht werden, können in der Nähe der Oberfläche in einem abgeschreckten oder metastabilen Zustand überleben. Wird die Intrusion von Kimberlit beim Aufstieg an die Oberfläche verzögert oder ist sie in der unteren Kruste gefangen, sind die Diamantkristalle in der P-T-Umgebung nicht stabil und wandeln sich in Graphit um.
In Schildgebieten oder Kratonen können die Diamantkristalle aufgrund des geringen geothermischen Gradienten, der mit dem subkrateralen Kiel unter der kontinentalen Kruste zusammenhängt, in geringerer Tiefe stabil bleiben (Abb. 7). Diese P-T-Umgebung wurde als Diamantspeichergebiet bezeichnet (Kirkley, M. B. et. al., 1991). Der Kielbereich ist eine optimale Quelle für Diamanten, da Brüche unter dem Kraton diesen Bereich mit größerer Wahrscheinlichkeit erschließen und für die Oberfläche zugänglich bleiben.

Karbonatreicher Peuyuk-Kimberlit von Somerset Island, Kanada. Von Andrea Giuliani.

Kimberlit aus Bellsbank, nördlich von Kimberley, Südafrika. Von James St. John.

Kimberlit aus Premier Kimberlite Pipe, Cullinan, nordöstliches Südafrika. Von James St. John.

Hypabyssal-Kimberlit. Von Reddit.

Hypabyssal-Fazies-Kimberlit, Masontown, Pennsylvania. Dieser Kimberlit-Dike ist von schwarzem Schiefer umgeben. Aus der Diamanten- und Edelsteinprovinz Wyoming.

Diatreme Fazies-Kimberlit-Brekzie aus Lake Ellen, UP, Michigan. Aus der Diamanten- und Edelsteinprovinz Wyoming.

Tuffstein, Kraterfazies-Kimberlit aus dem Iron Mountain Distrikt. Aus der Diamanten- und Edelsteinprovinz Wyoming.

Großer gebrochener Chromdiopsid-Megakristall (Chromdiopsid-Edelstein) in Sloan-Kimberlit aus Colorado. Aus der Wyoming Diamond and Gemstone Province.

Diamant in Kimberlit. Bultfontein-Mine, Kimberley, Baard-Distrikt. Von e-rocks.

Diamant in Kimberlit. Bultfontein Mine, Kimberley, Baard District. Von e-rocks.

Diamant (6,51 mm) in Kimberlit. Bultfontein Mine, Kimberley, Baard District. Von Geologie für Investoren.

Diamant (6,51 mm) in Kimberlit. Bultfontein Mine, Kimberley, Baard District. From Geology for investors.

Bibliography

– Brown, R. J., Manya, S., Buisman, I., Fontana, G., Field, M., Mac Niocaill, C., & Stuart, F. M. (2012). Eruption von Kimberlit-Magmen: Physikalische Vulkanologie, Geomorphologie und Alter der jüngsten auf der Erde bekannten kimberlitischen Vulkane (die oberpleistozänen/holozänen Igwisi Hills-Vulkane, Tansania). Bulletin of volcanology, 74(7), 1621-1643.