Kimberlity

Pierwsze Kimberlity zostały opisane przez Vanuxena w 1837 roku z Ludlowiville koło Ithaca, stan Nowy Jork; jednakże termin Kimberlite został wprowadzony przez Lewisa (1887) dla opisania diamentonośnych, porfirytowych perydotytów mikowych z obszaru Kimberley w Południowej Afryce. Kimberlity to wysoko magnezowe (MgO > 25% wag.) skały magmowe, które są wzbogacone w wolotile (woda, dwutlenek węgla i fluor) i niosą anomalnie wysokie zawartości pierwiastków takich jak K, Na, Ba, Sr, pierwiastki ziem rzadkich, Ti, Zr, Nb i P. W prostych słowach, Kimberlity, stanowią hybrydową grupę skał, które obejmują grupę bogatych w lotne (głównie CO2) potasowych, ultrabazowych skał i które wykazują wyraźną teksturę inequigranular, wynikającą z obecności makro-kryształów (i/lub mega-kryształów), które są osadzone w drobnoziarnistej matrycy.
W związku z dużą różnorodnością pod względem cech teksturalnych, mineralogicznych, petrograficznych i geochemicznych, zaproponowano różne definicje i klasyfikacje dla Kimberlitów.

Klasyfikacja oparta na zróżnicowaniu teksturalnym i genetycznym:

Model ten zaproponowany przez Clementa i Skinnera, (1979) opierając się na cechach teksturalnych identyfikuje trzy genetyczne facies skał kimberlitowych.
1) Crater Facies Kimberlite
2) Diatreme Facies Kimberlite
3) Hypabyssal Facies Kimberlite
♦ 1) Crater Facies: Morfologia powierzchni niezwietrzałego kimberlitu (Fig.1) charakteryzuje się kraterem, o średnicy do 2 km, którego dno może znajdować się 150 do 300 m pod powierzchnią. Krater jest na ogół najgłębszy w środku, a wokół krateru znajduje się pierścień tufu, który jest stosunkowo mały, na ogół mniejszy niż 30 m, w porównaniu do średnicy krateru. Fasady krateru reprezentowane są przez skały piroklastyczne (powstałe w wyniku działania sił erupcyjnych) i epiklastyczne (fluwialne przeobrażenia materiału piroklastycznego) i wyróżniają się depozycją sedymentacyjną (warstwową).

Fig.1: Krater Facies Kimberlite. Zmodyfikowano za Mitchell 1986.

Dwie główne kategorie skał występują w kimberlitach z facjatą kraterową; piroklastyczne, osadzone przez siły erupcyjne i epiklastyczne, które są skałami przerobionymi przez wodę.
Skały piroklastyczne: Skały te występują zachowane w pierścieniach tufowych wokół krateru i wewnątrz krateru. Pierścienie tufowe mają niewielką wysokość. Igwissi Hills w Tanzanii i Kasami w Mali to rury z dobrze zachowanymi pierścieniami tufu (Fig.2). Złoża są powszechnie zbite, pęcherzykowate i karbonatyzowane. Złoża tufu zachowane w obrębie krateru również należą do rzadkości, jednakże w przypadku rur Igwissi Hill w Tanzanii przebadano trzy odrębne jednostki. Od góry do dołu są to:

1. Dobrze rozwarstwione warstwy tufów określone przez lapilli i cząstki wielkości popiołu.
2. Słabo rozwarstwione gruboziarniste piroklastyki.
3. Bazowe brekcje.
Skały epiklastyczne: Osady te reprezentują fluwialną przeróbkę materiału piroklastycznego z pierścienia tufu w Jeziorze Kraterowym utworzonego na szczycie diatremu. Są one złożone i przypominają serię nakładających się na siebie wachlarzy aluwialnych wymieszanych z osadami lakustrynowymi.

Fig.2: Igwisi Hills kimberlite crater. From The earth story.

♦ 2) Diatreme Facies: Facies diatremów w kimberlitach charakteryzuje się ciałem w kształcie marchewki o niemal kolistym lub eliptycznym zarysie na powierzchni i stromo opadającymi (80°-85°) ścianami. Głębokość tych facji może niekiedy przekraczać 2 km. Facje diatremowe charakteryzują się fragmentarycznością, a obecność kanciastych lub zaokrąglonych fragmentów skał krajowych (od kilku centymetrów do rozmiarów submikroskopowych) nadaje im wyraźną tożsamość. Facja ta składa się z autolitów (zaokrąglone fragmenty wcześniejszych generacji kimberlitu), lapilli pelletowych, (duże zaokrąglone do eliptycznych klastów wielkości lapilli reprezentowanych przez duży anhedralny oliwin lub flogopit w formie jądra, który jest zamknięty w optycznie nierozpoznawalnej matrycy mikro-fenokryształów), pofragmentowane ksenolity płaszcza, które są reprezentowane przez dyskretne i połamane ziarna granatu oliwinowego, klinopiroksenu i ilmenitu osadzone w produkcie krystalizacji magnetycznej składającym się z mikro-fenokryształów i masy mielonej.
♦ 3) Facje hipabyssalne: Kimberlity facies hypabyssal są skałami powstałymi w wyniku krystalizacji bogatej w substancje lotne magmy kimberlitowej. Makroskopowo są to skały masywne, w których powszechnie widoczne są makrokryształy oliwinu i innych makrokryształów (ilmenit, flogopit, granat). Wykazują one tekstury ignetyczne i efekty zróżnicowania magmowego. Niektóre z charakterystycznych cech teksturalnych tej facjaty obejmują: 1. Brak fragmentów i tekstur piroklastycznych, 2. Obecność późnej fazy poikilitowej wzrostu flogopitu, 3. Tekstury segmentacyjne polegające na segregacji kalcytu i serpentynu. 4. Pasmowość przepływu zaznaczona przez preferowaną orientację mikro-fenokryształów.

Fig.3: Model wyidealizowanego systemu kimberlitowego, ilustrujący facies hypabyssal, diatremę i krater. From Mitchell (1986).

Based on difference in their isotopic composition, Smith (1983) classified the kimberlites in to two groups: Group-I i Group-II kimberlites.

♦ Grupa I kimberlites: Grupa I obejmuje najbardziej klasyczne kimberlity, pierwotnie określane jako kimberlity bazaltowe (basaltic kimberlites): czyli ultrabazowe (SiO2 1), bogate w substancje lotne (z dominacją CO2) skały, charakteryzujące się obecnością makro- i megakryształów minerałów bogatych w magnez, takich jak oliwin, ilmenit, granat piropikalny, zmiennie bogaty w chrom piroksen diopsydowy, flogopit, enstatyt i chromit ubogi w Ti-, osadzonych w drobnoziarnistej matrycy oliwinów, serpentynitów, węglanów i innych minerałów akcesorycznych bogatych w Mg- i/lub Ca. Zarówno makro- jak i megakryształy są przynajmniej w części ksenokryształami, czyli przypadkowymi składnikami krystalicznymi pochodzącymi z rozpadu skał krajowych (głównie głęboko osadzonych perydotytów płaszczowych i eklogitów) przeciętych przez wznoszącą się magmę kimberlitową.
♦ Kimberlity grupy II (oranżity): pierwotnie określane jako kimberlity mikowe lub lamprofirowe, są ultrapotasowymi (K/Na > 3), peralkalicznymi (/Al > 1), bogatymi w substancje lotne (dominuje H2O) skałami, charakteryzującymi się obecnością flogopitu i oliwinu jako makrokryształów, w podłożu zbudowanym z flogopitu, oliwinu i diopsydów, powszechnie strefowanych na egiryn tytanowy, spinel o składzie od chromitu Mg-nośnego do magnetytu Ti-nośnego, perowskit i inne minerały. Wykazują one większe pokrewieństwo mineralogiczne z lamproitami niż z kimberlitami grupy I.

Rozmieszczenie kimberlitów na świecie

Kimberlity występują na wszystkich kontynentach świata (Fig.4). Na podstawie schematów rozmieszczenia kimberlitów na świecie, Clifford (1966), zauważył, że ekonomicznie opłacalne kimberlity występują przede wszystkim na kraterach prekambryjskich, szczególnie tych o wieku archeańskim (starszych niż ok. 2,5 Ga). Spostrzeżenie to zostało później nazwane Regułą Clifforda. Żadne pierwotne złoże diamentów nie jest znane w terranach skorupowych młodszych niż 1,6 Ga. Ta osobliwa asocjacja sugeruje związek między obecnością diamentów a wiekiem litosfery subkontynentalnej, a reguła Clifforda od dawna uważana jest za cenne kryterium selekcji w programach poszukiwań diamentów. Warto zauważyć, że diamentonośne kimberlity są zwykle młode w porównaniu z wiekiem litosfery, w której się intruzowały. Wiele z nich (w tym większość przykładów z RPA) pochodzi z kredy, wiele innych z paleozoiku (jak w Republice Sacha na Syberii), ale cały szereg rozciąga się od proterozoiku do neogenu (jak niektóre przykłady 22 Ma w Zachodniej Australii).

Fig.4: Światowe rozmieszczenie kimberlitów.

Modele wysuwania kimberlitów

Na przestrzeni lat zaproponowano różne modele wysuwania rur kimberlitowych. Należą do nich: 1) teorię wybuchowo-przewierceniową, 2) teorię fluidyzacyjną, 3) teorię hydrowulkaniczną i 4) teorię rur embrionalnych.
Teoria wybuchowo-wulkaniczna
Wulkaniczny charakter kimberlitu został szybko rozpoznany (Lewis 1887, Bonney 1899) i pod wpływem pomysłów wysuniętych przez Geikiego (1902) w celu wyjaśnienia pochodzenia podobnych diatrem w Szkocji, zaproponowano, że kimberlity zostały wyemitowane metodą wybuchowo-przewierceniową (Wagner 1914). Diatremy kimberlitowe traktowano więc jako wulkaniczne otwory strzelnicze wybuchające eksplozywnie z głębokości do 2 km. Uważano, że erupcja powstała w wyniku gwałtownego, eksplozywnego uwolnienia silnie sprężonych par i gazów pochodzenia magmowego. Poziom, na którym to nastąpiło, jest obecnie oznaczany jako przejście od feeder dike do diatremu.
Uważa się, że magma kimberlitowa podnosi się z głębokiego płaszcza wzdłuż pęknięć i szczelin. Uważa się, że magma nie zawiera wystarczającej ilości substancji lotnych, aby umożliwić bezpośrednią erupcję wybuchową, dlatego jej wznoszenie się jest zatrzymywane po osiągnięciu pewnego nieprzepuszczalnego poziomu. W wyniku spiętrzenia powstają komory magmowe, na stosunkowo niewielkich głębokościach, zwane komorami pośrednimi. Krystalizacja w tych komorach powoduje gromadzenie się lotnych substancji. W końcu wytwarza się wystarczające ciśnienie, aby spowodować wypiętrzenie i pęknięcie stropu. Następuje eksplozywna erupcja kimberlitu z towarzyszącą jej brekcyfikacją przewodnika, aż do zredukowania nadciśnienia. Powtarzanie się tego procesu może tłumaczyć wielokrotne intruzje w jednym otworze lub występowanie diatrem, jeśli pęknięcie stropu następuje w nieco innych miejscach nad komorą magmową.
Dzięki intensywnym pracom górniczym stało się jasne, że teoria ta jest nie do utrzymania. Główne argumenty przeciwko tej hipotezie, zarówno w jej oryginalnej formie (Wagner 1914) jak i w zmodyfikowanej są następujące:
1) Nie ma dowodów na intruzję siłową, brak jest koncentrycznego pękania w górę; 2) nie ma centrów eksplozji na głębokości, ani u podstawy diatrem, ani w strefach korzeniowych; 3) głębokie wydobycie nie ujawniło również komór pośrednich; 4) wybuchowe wiercenia nie są zgodne z ograniczeniem brekcji do wnętrza kanałów, z których niektóre nigdy nie dotarły do powierzchni. 5) Strefowe rozmieszczenie ksenolitów, zatopienie ksenolitów i zachowanie istniejącej wcześniej stratygrafii skał krajowych w zespole mega-ksenolitów, nie jest zgodne z wybuchowym oczyszczeniem otworu wentylacyjnego; 6) Znaleziono występy skał krajowych w diatremach, które nie mogły przetrwać aktywności wybuchowej.

Teoria fluidyzacji
Dawson (1962, 1967a, 1971, 1980) jest głównym zwolennikiem fluidyzacyjnego wypierania diatremów kimberlitowych. Uważa on, że rozmieszczenie, zaokrąglenie i prążkowanie inkluzji, zestawienie ksenolitów pochodzących z różnych głębokości, otoczenie i częściowe oderwanie bloków skał krajowych, brak up-domingu i brak termicznych efektów metamorficznych mogą być wyjaśnione tylko przez ten proces. Dawson wyobraża sobie więc gazową magmę kimberlitową unoszącą się z górnego płaszcza przez system szczelin. W odpowiednich miejscach osłabienia skorupy ziemskiej, z głębokości 2-3 km następuje przebicie na powierzchnię. Następuje adiabatyczne rozprężenie gazów magmowych (głównie CO2), a ujście wybuchu powiększa się i zostaje wypełnione przez fluidalny fragmentaryczny kimberlit, wiercący w górę z efektem piaskowania i podążający wzdłuż głównych systemów szczelinowych. W niektórych diatremach późniejsze przypływy gazu tworzą charakterystyczne kolumny tufowe, podczas gdy puste przestrzenie w otworze mogą być wypełnione magmą, która konsoliduje się jako masywny kimberlit lub zawiera klastry tworząc brekcję kimberlitową.
Powstawanie diatremów w wyniku fluidyzacji nie zostało zaakceptowane przez wszystkich wulkanologów i zostało odrzucone w szczególności przez tych, którzy wierzą, że diatremy powstają w wyniku procesów hydrowulkanicznych. Główne argumenty przeciwko fluidyzacji są następujące:
Jest bardzo mało prawdopodobne, że wysokie ciśnienia pary i duże ilości gazów zostaną uwolnione z powoli stygnącej magmy głęboko w skorupie ziemskiej. Szybka pęcherzykowatość może wystąpić tylko na niewielkich głębokościach, ponadto intruzje te mają tak małą objętość, że wątpliwe jest, czy mogłyby wytworzyć wystarczające ilości lotnych substancji, aby utrzymać dwukilometrowe złoże fluidalne. Nie wiadomo, dlaczego faza gazowa miałaby się wydzielać naraz i rozbijać magmę na piroklasty, ani dlaczego inne partie kimberlitu nie wydzielają gazów w ten sam sposób. Klastry autolitowe w kimberlitach z facjami diatremowymi nie są pęcherzykowate ani odłamkowe; zwykle są kanciaste i spękane i nie wykazują żadnych cech abrazji, których należałoby się spodziewać w wyniku udziału w strumieniowaniu gazu i pyłu. Większość klastów ksenolitów jest kanciasta i nie była poddawana dłuższym okresom fluidyzacji w postaci pęcherzyków agregacyjnych. Koncentracja ksenolitów w określonych horyzontach i zachowanie surowej stratygrafii w zestawie mega-ksenolitów nie jest zgodne z długimi okresami fluidyzacji pęcherzykowej. Obecność ksenolitów nie jest zgodna z wymaganym wcześniejszym okresem erozyjnego poszerzania rury przez strumienie gazu-tufu o dużej prędkości.

Podsumowując, podczas gdy hipoteza fluidyzacji została powszechnie przyjęta jako mechanizm osadzania diatremów, nie odgrywa ona znaczącej roli w powstawaniu diatremów kimberlitowych.Hydrowolkanizm odnosi się do zjawisk wulkanicznych powstałych w wyniku interakcji magmy lub ciepła magmowego z zewnętrznym źródłem wody, takim jak ciało powierzchniowe lub warstwa wodonośna. Głównym zwolennikiem tej teorii jest Lorenz (1999). Lorenz twierdzi, że diatremy i maary powstają w aktywnych hydraulicznie strefach słabości strukturalnych, takich jak uskoki czy lineamenty. Magma wznosząca się jako wał wnika do szczeliny i styka się z krążącymi wodami gruntowymi. W wyniku eksplozji hydro-wulkanicznej magma ulega rozdrobnieniu i ochłodzeniu, a skała macierzysta ulega brekcji. Odłamki hydroklastyczne mogą być wyrzucane w postaci pierścienia tufu otaczającego maar. Dalsza aktywność prowadzi do powiększania się szczeliny poprzez dalszą brekcję skał ściennych i odpryskiwanie skał do szczeliny w wyniku różnic ciśnień pomiędzy skałami ściennymi a komorą eksplozji powstałą w miejscu oddziaływania wody i magmy.
Proponowana przez Lorenza hipoteza powstawania diatremów jest o tyle atrakcyjna, że można nią wyjaśnić następujące cechy diatremów kimberlitowych: Diatremy (i maary), ogólnie rzecz biorąc, są wyraźnie związane z cechami liniowymi. Wiele kimberlitowych diatrem na ich niższych poziomach jest postrzeganych jako zlokalizowane na przecięciu wałów i szczelin. Wydaje się, że wały zasilające powstały we wcześniej istniejących systemach spękań. Wszystkie te strefy słabości mogą być aktywne hydraulicznie. Diatremy są powszechnie spotykane w grubych sekwencjach skał osadowych i wulkanicznych o wysokiej porowatości i przepuszczalności. Diatremy rzadziej występują w skałach o niskiej przepuszczalności, takich jak granitognejsy. Kimberlityczne diatremy występują w grupach. Modemowe maary i trzeciorzędowe diatremy również występują w skupiskach, a ich bliskie geograficzne powiązanie jest najwyraźniej związane z lokalnym reżimem hydrologicznym. Mega-ksenolity (pływające rafy) interpretowane są jako elementy powstałe w wyniku uskoku i/lub osiadania. Występowanie epiklastycznego kimberlitu& wskazuje, że krater nad diatrem był w pewnych okresach wypełniony wodą. Obecność bloków tych kimberlitów na głębokości w diatremie wskazuje, że jezioro kraterowe może być naruszone przez późniejsze erupcje. Drainage will obviously promote hydrovolcanic eruptions in the underlying diatreme.
Embryonic Pipe Theory
Recognizing the complexity of kimberlite pipes, Clement (1979, 1982) believes that no single process can account for their diverse geological and petrographic characteristics. W jego modelu strefy korzeniowe są interpretowane jako zarodki rur, które są modyfikowane przez fluidyzację w diatremy w wyniku przebicia podpowierzchniowego.
Zgodnie z tą teorią uważa się, że kimberlitowe wały magmowe wznoszące się z głębokości rozwijają prekursorską fazę lotną w wyniku ekssolucji CO2 uwolnionego w wyniku spadku ciśnienia. Ta faza lotna, będąc pod wysokim ciśnieniem, penetruje szczeliny i połączenia w skałach ściennych powyżej i na obrzeżach intruzji. Za postępującym frontem brekcji kontaktowej podąża magma, która penetruje brekcje oraz obecne w nich fugi i spękania. Powstają brekcje intruzyjne, a skały ścienne zostają zaklinowane w przewodniku. Droga postępującej magmy jest kontrolowana przez istniejące wcześniej struktury. Przejście od wypełnienia szczeliny do rozwoju strefy korzeniowej może być spowodowane zwiększonym wydzielaniem się lotnych substancji w miarę spadku ciśnienia przy wznoszeniu się, przecięciem wału ze szczeliną, która może być wykorzystana, lub która zawiera wody podziemne.

Fig.5: Rozwój embrionalny rury. Front kontaktowej brekcji w kolorze czerwonym. Zmodyfikowano z Mitchell, R. H. (1991).

Fig.6: Etapy rozwoju diatremów według koncepcji Clementa (1982). Po okresie embrionalnego rozwoju rur następuje albo fluidyzacja (A) albo hydro-wulkanizm (B). Zmodyfikowano z Mitchell, R. H. (1991).

Złożona struktura rur kimberlitowych wskazuje, że żaden pojedynczy proces nie jest odpowiedzialny za ich powstawanie. Rozwój rur jest inicjowany przez podpowierzchniowe procesy brekcji, które prowadzą do powstania złożonej strefy korzeniowej nad wałem zasilającym. Przełom powierzchniowy nie jest wynikiem eksplozywnego wiercenia, ale stopniowego wznoszenia się kompleksu strefy korzeniowej do poziomu, na którym może nastąpić formowanie kraterów w wyniku eksplozji hydrowulkanicznej. Diatremy wydają się być strukturami wtórnymi, powstałymi w wyniku późniejszej modyfikacji leżącej pod nimi strefy korzeniowej lub rury embrionalnej, przez fluidyzację lub migrujący w dół hydrowulkanizm.

Petrogeneza

Pomimo rozległych badań, pochodzenie kimberlitów pozostaje kontrowersyjne, w szczególności w odniesieniu do natury i głębokości ich regionu źródłowego. Kimberlity są charakterystycznie związane z pakietem mafickich i ultramafickich ksenolitów, których mineralogia wskazuje na pochodzenie z górnego płaszcza. Ksenolity te są fragmentami skał ścianowych oderwanych przez magmę kimberlitową podczas jej gwałtownego wznoszenia się przez litosferę i stanowią użyteczną wskazówkę, gdzie i w jakich warunkach powstał stop kimberlitu. Uważa się, że magmy kimberlitowe powstają w wyniku częściowego stopienia głęboko w płaszczu.
Kimberlity, podobnie jak karbonatyty, są rzadkie, ale zostały znalezione na prawie wszystkich kontynentach, a także są głównym transporterem różnorodnych ksenolitów z głębokości skorupy i płaszcza. Co ważne, ksenolity płaszczowe wydobywane przez kimberlity są podstawowym źródłem informacji o naturze procesów fizykochemicznych w płaszczu, a tym bardziej w płaszczu kontynentalnym (Pearson i in., 2004). Kimberlity należą do spektrum skał nienasyconych krzemionką, których skład jest bardzo zróżnicowany i obejmuje takie typy skał jak melilitity, lamprofiry i nefelinity (Fig. 7). Petrogeneza kimberlitów jest jednak kontrowersyjna, przy czym nie ma zgody co do natury i głębokości regionu źródłowego, czy są one pochodzenia pierwotnego, oraz przyczyny topnienia (np. plume vs. volatile fluxing) (Keshavet al., 2005).
Trzy ogólne typy hipotez od dawna są rozważane w odniesieniu do genezy kimberlitów:
1. Kimberlity są mechaniczną mieszaniną bogatej w H2O magmy ankerytowej i granitowej skorupy dolnej (Dawson, 1967).
2. Kimberlity powstają bezpośrednio w wyniku częściowego stopienia, pod wysokim ciśnieniem, maficznego lub ultramaficznego płaszcza (Wagner, 1929; Holmes, 1936).
3. Kimberlity powstają w wyniku różnicowania pod wysokim ciśnieniem magmy maficznej (proto-kimberlitu) w procesie ciągłej krystalizacji frakcjonalnej (Williams, 1932; O’Hara, 1968).

Fig.7: Schematyczny przekrój archeańskiego krateru, z wygasłym pasem mobilnym (niegdyś związanym z subdukcją) i młodym ryftem. Niska geotermia krateru powoduje, że przejście grafitowo-diamentowe wzrasta w części centralnej. Diament litosferyczny występuje zatem tylko w perydotytach i eklogitach głębokiego korzenia krateronalnego, gdzie jest wbudowywany przez wznoszące się magmy (głównie kimberlitowe K). Litosferyczne oranżity (O) i niektóre lamproity (L) mogą również wychwytywać diamenty. Melilitity (M) powstają w wyniku bardziej rozległego częściowego stopienia astenosfery; w zależności od głębokości segregacji mogą zawierać diamenty. Nefelinity (N) i związane z nimi karbonatyty powstają w wyniku rozległego częściowego topnienia na niewielkich głębokościach w obszarach ryftowych i nie zawierają diamentów. Z Mitchel 2005.

Diamenty i kimberlity

Kimberlity są najważniejszym źródłem pierwotnych diamentów. Wiele rur kimberlitowych produkuje również bogate aluwialne lub eluwialne złoża diamentów (diamond placer deposits). Około 6.400 rur kimberlitowych zostało odkrytych na świecie, z których około 900 zostało sklasyfikowanych jako diamentodajne, a z tych nieco ponad 30 było wystarczająco ekonomicznych, aby wydobywać diamenty. Chociaż kryształy diamentu znajdują się w kimberlitach i skałach pokrewnych, pochodzenie diamentu (Fig. 7) jest bardziej związane z fragmentami perydotytów i eklogitów, które pochodzą z górnego płaszcza, poniżej obszarów krateronicznych (tarczowych). Do powstania diamentów potrzebne są ekstremalnie wysokie ciśnienia i temperatury, które występują tylko w tych głębokich warstwach Ziemi. To tutaj tworzy się skała, eklogit, składająca się z czerwonego granatu pirogronowego i zielonego klinopiroksenu; obok kryształów granatu i piroksenu rozwijają się kryształy diamentu. Fragmenty perydotytów (ksenolity) składające się z granatu, oliwinu i ortopiroksenu również zawierają diamenty i podobnie pochodzą z górnego płaszcza. Jednakże te fragmenty powszechnie ulegają dezagregacji podczas procesu emplacement, w wyniku czego powstaje matryca zawierająca zdezagregowane minerały oliwinu, piroksenu i diamentu (xenocrysts).
Ale kryształy diamentu tworzą się w górnym płaszczu poniżej obszarów krateronicznych, mogą one pozostać stabilne tylko przy tak wysokich ciśnieniach i temperaturach. Ksenolity płaszcza i kryształy diamentu, które są szybko wyprowadzane na powierzchnię w płynie magmowym Kimberlite są w stanie przetrwać w pobliżu powierzchni w stanie wygaszonym lub meta-stabilnym. Jeśli intruzja kimberlitu jest opóźniona podczas wychodzenia na powierzchnię lub jest uwięziona w niższej skorupie, kryształy diamentu nie będą stabilne w środowisku P-T i powrócą do grafitu.
To w obszarach tarczowych lub kraterach kryształy diamentu mogą pozostać stabilne na mniejszych głębokościach z powodu niskiego gradientu geotermalnego związanego z subkratonicznym stępką pod skorupą kontynentalną (Fig. 7). To środowisko P-T zostało określone jako obszar magazynowania diamentów (Kirkley, M. B. et. al., 1991). Obszar stępki jest optymalnym źródłem diamentów, ponieważ jest bardziej prawdopodobne, że szczeliny poniżej krateru zwężą się w tym obszarze i pozostaną dostępne dla powierzchni.

Bogaty w węglany kimberlit Peuyuk z Somerset Island, Kanada. Od Andrea Giuliani.

Kimberlit z Bellsbank, na północ od Kimberley, RPA. Od Jamesa St. John.

Kimberlit z Premier Kimberlite Pipe, Cullinan, północno-wschodnia część RPA. From James St. John.

Hypabyssal kimberlite. Z Reddit.

Hypabyssal facies kimberlite, Masontown, Pennsylvania. Ten wał kimberlitowy jest zamknięty przez czarne łupki. Z Wyoming Diamond and Gemstone Province.

Diatreme facies kimberlite breccia from Lake Ellen, UP, Michigan. Z Wyoming Diamond and Gemstone Province.

Tuffaceous, crater facies kimberlite from the Iron Mountain district. Z Wyoming Diamond and Gemstone Province.

Duży złamany megakryształ chromianu diopsydowego (kamień szlachetny chromian diopsydowy) w kimberlicie Sloan z Kolorado. Z Wyoming Diamond and Gemstone Province.

Diament w kimberlicie. Kopalnia Bultfontein, Kimberley, dystrykt Baard. Z e-rocks.

Diament w kimberlicie. Bultfontein Mine, Kimberley, Baard District. Z e-rocks.

Diament (6,51 mm) w kimberlite. Bultfontein Mine, Kimberley, Baard District. Z Geologii dla inwestorów.

Diament (6,51 mm) w kimberlicie. Bultfontein Mine, Kimberley, Baard District. From Geology for investors.

Bibliografia

– Brown, R. J., Manya, S., Buisman, I., Fontana, G., Field, M., Mac Niocaill, C., & Stuart, F. M. (2012). Eruption of kimberlite magmas: physical volcanology, geomorphology and age of the youngest kimberlitic volcanoes known on earth (the Upper Pleistocene/Holocene Igwisi Hills volcanoes, Tanzania). Bulletin of volcanology, 74(7), 1621-1643.
.