Kimberlitos

Os primeiros kimberlitos foram descritos por Vanuxen em 1837 de Ludlowiville perto de Ithaca, estado de Nova Iorque; contudo, o termo kimberlito foi introduzido por Lewis (1887) para descrever os peridotites de mica porfíria com diamantes da área de Kimberley na África do Sul. Os kimberlitos são rochas magmáticas altamente magnesianas (MgO > 25% de peso) que são enriquecidas em voláteis (água, dióxido de carbono e flúor) e carregam conteúdos anormalmente elevados de elementos como K, Na, Ba, Sr, elementos de terras raras, Ti, Zr, Nb, e P. Em termos simples, os kimberlitos, constituem um grupo híbrido de rochas que englobam um grupo de rochas potássicas, ultrabásicas e voláteis (predominantemente CO2), e que apresentam uma textura inequívoca pronunciada, resultante da presença de macrocristos (e/ou mega-cristos) que se fixam numa matriz de grão fino.
Devido à grande diversidade em termos de suas características textuais, mineralógicas, petrográficas e geoquímicas, foram propostas diversas definições e classificações para os kimberlitos.

Classificação baseada nas variações texturais e genéticas:

Este modelo proposto por Clement e Skinner, (1979), baseado em características texturais, identifica três fácies genéticas de rochas de kimberlitos.
1) Crater Facies Kimberlitos
2) Diatreme Facies Kimberlitos
3) Hypabyssal Facies Kimberlitos
♦ 1) Crater Facies: A morfologia da superfície do kimberlito não intemperado (Fig.1) é caracterizada por uma cratera, de até 2 km de diâmetro, cujo piso pode estar 150 a 300 m abaixo da superfície. A cratera é geralmente mais profunda no meio e ao redor da cratera é um anel de tufo que é relativamente pequeno, geralmente menos de 30 metros, quando comparado com o diâmetro da cratera. As fácies da cratera são representadas por piroclásticos (formados como resultado de forças eruptivas) e rochas epiclásticas (alteração fluvial de material piroclástico) e se distinguem pela deposição sedimentar (camada).

Fig.1: Kimberlito de Crater Facies. Modificado após Mitchell 1986.

Duas principais categorias de rochas são encontradas em kimberlitos de fácies de cratera; piroclásticos, aqueles depositados por forças eruptivas; e epiclásticos, que são rochas retrabalhadas pela água.
Piroclásticas Rochas: Estas rochas são encontradas preservadas em anéis de tufo ao redor da cratera e dentro da cratera. Os anéis de tufo têm pequena altura. Igwissi Hills na Tanzânia e Kasami no Mali são os tubos com anéis de tufo bem preservados (Fig.2). Os depósitos são comumente alojados, vesiculares e carbonatados. Os depósitos de tufo preservados dentro da cratera também são raros; contudo, os tubos Igwissi Hill na Tanzânia foram examinados e revelaram três unidades distintas. De cima para baixo, eles são:

1. Camadas de tufos bem estratificados definidos por lapilli e partículas de tamanho de cinza.
2. Piroclásticos grosseiros mal estratificados.
3. Brechas basais.
Pedras Epiclásticas: Estes sedimentos representam retrabalho fluvial de material piroclástico do anel de tufo na cratera do lago formado no topo do diatreme. Eles são complexos e assemelham-se a uma série de ventiladores aluviais sobrepostos misturados com depósitos lacustres.

Fig.2: Cratera de kimberlito de Igwisi Hills. From The earth story.

♦ 2) Facies Diatreme: A face diatrema em kimberlito é caracterizada por um corpo em forma de cenoura com contorno quase circular ou elíptico na superfície e paredes acentuadamente mergulhadas (80°-85°). Estas fácies podem, por vezes, ultrapassar 2 km de profundidade. As fácies diatermas são caracterizadas pela natureza fragmentária e a presença de fragmentos de rochas angulares a redondas (que variam de alguns centímetros até ao tamanho sub-microscópico) confere uma identidade distinta. Esta fácies é constituída por autolitros (fragmentos arredondados de gerações anteriores de kimberlitos), lapilli pelletal, (grandes clivagens arredondadas a lapilli elípticas representadas por um grande olivina catedral ou clogopite na forma de um núcleo, que está encerrado em uma matriz de micro-fenócitos opticamente insolúvel), manto fragmentado xenoliths que são representados por grãos discretos e fraturados de granada olivina, clinopyroxene e ilmenita fixado em um produto de cristalização magnética que consiste em micro-fenócristos e massa de terra.
♦ 3) Facies Hipabissais: Os kimberlitos de fácies hipabissas são rochas formadas pela cristalização de kimberlitos voláteis ricos em magma. Macroscopicamente são rochas maciças nas quais a olivina macrocristalina e outros macrocristos (ilmenita, clogopita, granada) são comumente visíveis. Elas mostram as texturas ígneas e os efeitos da diferenciação magnética. Algumas das características textuais desta fácies incluem: 1. Ausência de fragmentos e texturas piroclásticas, 2. presença de crescimento poiquilítico tardio da clogopite, 3. texturas de segregação envolvendo segregação de calcite e serpentina. 4. Faixa de fluxo marcada pela orientação preferencial dos microfenócristos.

Fig.3: Modelo de um sistema de kimberlito idealizado, ilustrando o hipabissal, o diatreme e a fácies da cratera. De Mitchell (1986).

Baseado na diferença em sua composição isotópica, Smith (1983) classificou os kimberlitos em dois grupos: Grupo I e Grupo II kimberlitos.

♦ Grupo I kimberlitos: O Grupo I inclui os kimberlitos mais clássicos, originalmente denominados de kimberlitos basálticos: ou seja, rochas ultrabásicas (SiO2 1), voláteis (predominantemente CO2), caracterizadas pela presença de macro e mega-cristos de minerais ricos em magnésio, tais como olivina, ilmenita, granada piropica, piroxeno diopsidico, clogopita, enstatite e cromite Ti-poor, de matriz fina de olivina, serpentina, carbonato e outros minerais acessórios ricos em Mg- e/ou Ca-. Tanto os macro como os megacristos são, pelo menos em parte, xenocristos, ou componentes cristalinos acidentais derivados da ruptura de rochas do país (essencialmente peridotites de manto profundo e eclogites) cortados transversalmente pelo magma kimberlito ascendente.
♦ Kimberlitos do Grupo II (laranjas): originalmente denominados quimberlitos micáceos ou lamprofíricos, são ultrapotássicos (K/Na > 3), peralcalinos (/Al > 1), rochas ricas em voláteis (predominantemente H2O), caracterizadas pela presença de clogopita e olivina como macrocristos, em uma massa de terra feita de clogopita, olivina e diopside, comumente zonada a aegirina titaniana, espinélio variando em composição desde cromite de Mg-bearing até magnetita Ti-bearing, perovskite, e outros minerais. Eles têm maior afinidade mineralógica com os lamproitas do que com os kimberlitos do grupo I.
Distribuição dos kimberlitos no mundoQue os kimberlitos se encontram distribuídos em todos os continentes do mundo (Fig.4). Com base nos padrões de distribuição dos kimberlitos pelo mundo, Clifford (1966), observou que os kimberlitos economicamente viáveis ocorrem principalmente nos Cratões Pré-Cambrianos, particularmente os da era Arqueana (mais velhos que ca. 2,5 Ga). Esta observação mais tarde ficou conhecida como Regra de Cliffords. Nenhum depósito primário de diamantes é conhecido em crustal terranes inferiores a 1,6 Ga. Esta associação peculiar sugere uma ligação entre a presença de diamantes e a idade da litosfera subcontinental, e a regra de Clifford tem sido considerada como um valioso critério de selecção nos programas de exploração diamantífera. Vale a pena notar aqui que os kimberlitos diamantíferos são geralmente jovens comparados com a idade da litosfera na qual eles se intrudiram. Muitos (incluindo a maioria dos exemplos Sul Africanos) são Cretáceos, muitos outros são Paleozóicos (como na República Sakha, Sibéria), mas todo o conjunto se estende do Proterozóico ao Neogénico (como cerca de 22 exemplos Ma na Austrália Ocidental).

Fig.4: Distribuição mundial de kimberlitos.

Modelos de colocação de kimberlitos

Vários modelos de colocação de tubos de kimberlitos têm sido propostos ao longo dos anos. Estes incluem: 1) A teoria da perfuração explosiva, 2) A Teoria da Fluidização, 3) a teoria hidrovulcânica e 4) Teoria Embrionária de Tubos.
Teoria do Vulcanismo Explosivo
A natureza vulcânica do kimberlito foi logo reconhecida (Lewis 1887, Bonney 1899) e sob a influência de idéias avançadas por Geikie (1902) para explicar as origens de diatremas similares na Escócia, foi proposto que os kimberlitos fossem colocados por perfuração explosiva (Wagner 1914). As diatremas kimberlíticas eram assim consideradas como respiradouros vulcânicos em erupção explosiva a partir de profundidades de até 2 km. A erupção foi considerada como tendo origem na libertação explosiva violenta de vapores e gases altamente comprimidos de origem magnética. O nível em que isto ocorreu é agora marcado pela transição de dique de alimentação para diatreme.
Kimberlite magma é considerado como subindo do manto profundo ao longo de fendas e fissuras. Acredita-se que o magma contenha voláteis insuficientes para permitir uma erupção explosiva direta, e sua ascensão é, portanto, interrompida quando algum nível impermeável é atingido. O agrupamento produz câmaras de magma, em profundidades relativamente rasas, denominadas câmaras intermediárias. A cristalização nestas câmaras resulta na acumulação de voláteis. Eventualmente são geradas pressões suficientes para provocar o aquecimento e a fraturamento do telhado. A erupção explosiva do kimberlito com concomitante brecha do conduto segue até que o excesso de pressão seja reduzido. A repetição do processo pode ser responsável por múltiplas intrusões em um único respiro, ou pela ocorrência de diatremas bem espaçadas se a fratura do telhado ocorrer em pontos ligeiramente diferentes acima da câmara magma.
Por meio de mineração extensiva é claro, que esta teoria, é insustentável. Os principais argumentos contra a hipótese, seja na sua forma original (Wagner 1914) ou modificada são os seguintes:
1) Não existe evidência de intrusão forçada, há ausência de fratura concêntrica ascendente; 2) não há centros de explosão em profundidade, seja na base das diatremas ou nas zonas radiculares; 3) mineração profunda também não revelou câmaras intermediárias; 4) perfuração explosiva não é consistente com a restrição das brechas ao interior dos condutos, algumas das quais nunca alcançaram a superfície. 5) A disposição zonal dos xenólitos; o afundamento dos xenólitos; e a preservação da estratigrafia pré-existente da rocha do campo na mega-xenólito, não são consistentes com a limpeza dos respiradouros explosivos; 6) Projeções de rocha do campo para o diatreme são encontradas que não poderiam sobreviver à atividade explosiva.

Teoria da Fluidização
Dawson (1962, 1967a, 1971, 1980) tem sido o principal defensor da colocação fluidizada de diatremas de kimberlitos. Ele acredita que a distribuição, arredondamento e estriamento das inclusões, a justaposição de xenolitos derivados de várias profundidades, o desprendimento circundante e parcial de blocos de rocha campestre, a ausência de up-doming e a ausência de efeitos metamórficos térmicos só podem ser explicados por este processo. Dawson prevê assim um magma de kimberlito carregado com gás que sobe do manto superior através de um sistema de fractura. Em pontos adequados de fraqueza da crosta, o avanço para a superfície ocorre a partir de profundidades de 2-3 km. A expansão adiabática dos gases magnéticos (predominantemente CO2) ocorre e a abertura da explosão é aumentada e enchida por kimberlito fragmentado fluidizado, perfurando para cima com um efeito de jacto de areia e seguindo os principais sistemas de juntas. Em algumas diatremas, os picos posteriores de gás substituem colunas de tufo distintas, enquanto as cavidades na ventilação podem ser preenchidas com magma que se consolida como kimberlito maciço ou incorpora clivagens para formar o kimberlito breccia.
A formação diatérmica por fluidificação não foi aceite por todos os vulcanólogos e tem sido rejeitada em particular por aqueles que acreditam que as diatremas se formam por processos hidrovulcânicos. Os principais argumentos avançados contra a fluidização são os seguintes:
É muito improvável que altas pressões de vapor e grandes volumes de gases sejam exsolvidos de magmas de resfriamento lento no fundo da crosta. A rápida vesiculação só pode ocorrer a baixas profundidades, além disso, estas intrusões são de volume tão pequeno que é duvidoso que possam produzir quantidades suficientes de voláteis para suportar um leito fluidizado de 2 km de comprimento. Não se especifica por que a fase gasosa deve exsolver tudo de uma só vez e desorganizar o magma em piroclastos, ou por que outros lotes de kimberlitos não exsolvem gases da mesma maneira. Os clivagens autólitos em kimberlitos de fácies diatérmicas não são vesiculosos ou agudos; geralmente são angulares e fraturados e não mostram sinais das características de abrasão esperadas como consequência do envolvimento no fluxo de gases. A maioria dos clivagens de xenólitos são angulares e, portanto, não foram submetidos a períodos prolongados de fluidificação borbulhante agregadora. A concentração de xenólitos em horizontes específicos e a preservação de uma estratigrafia crua no conjunto mega-xenólito não é consistente com longos períodos de fluidificação borbulhante. A presença dos xenolitros não é compatível com o período anterior de alargamento erosivo do tubo por fluxo de gás de alta velocidade.

Em resumo, embora a hipótese de fluidização tenha sido amplamente aceita como um mecanismo de emplacamento diatérmico, ela não desempenha um papel significativo na formação de diatremas kimberlíticas.
Teoria hidrovolcânica
Hidrovolcanismo refere-se a fenômenos vulcânicos produzidos pela interação de magma ou calor magmático com uma fonte externa de água, como um corpo superficial ou um aquífero. O principal proponente desta teoria é Lorenz (1999). Lorenz propõe que diatremas e maars formam-se em zonas hidraulicamente activas de fraqueza estrutural, tais como falhas ou lineamentos. O magma que sobe como um dique entra na fractura e entra em contacto com as águas subterrâneas circulantes; a explosão hidrovolcânica resultante fragmenta e arrefece o magma e brecha a rocha do campo. Os detritos hidroclásticos podem ser ejectados como um anel de tufo à volta de um maar. A atividade contínua resulta no aumento da fissura pela brecha da parede rochosa e o derrame da rocha na fratura como conseqüência das diferenças de pressão entre as rochas da parede e a câmara de explosão formada onde a água e o magma interagem.
A hipótese de formação de diatremas de Lorenz é atraente na medida em que as seguintes características de diatremas kimberlíticas podem ser explicadas: Diatremas (e maars), em geral, estão claramente relacionadas com características lineares. Muitas diatremas de kimberlitos nos seus níveis inferiores são vistas como localizadas na intersecção de diques e fracturas. Os diques alimentadores parecem ter-se erguido em sistemas de fractura pré-existentes. Todas estas zonas de fraqueza podem estar hidraulicamente activas. As diatremas são geralmente desenvolvidas em espessas sequências de rochas sedimentares e vulcânicas de alta porosidade e permeabilidade. As diatremas são menos comumente encontradas em rochas de baixa permeabilidade, tais como terrenos graníticos gneisses. As diatremas de kimberlitos ocorrem em grupos. Modem maars e diatremes terciários também ocorrem em clusters e a sua estreita associação geográfica está aparentemente relacionada com o regime hidrológico local. Os mega-xenolitos (recifes flutuantes) são interpretados como características de down-faulted e/ou subsidência. A ocorrência de kimberlitos epiclásticos& indica que a cratera acima da diatremia estava por vezes cheia de água. A presença de blocos destes kimberlitos em profundidade na diatreme indica que o lago da cratera pode ser perturbado por erupções posteriores. A drenagem irá obviamente promover erupções hidrovolcânicas no diatreme subjacente.

Teoria Embrionária dos Tubos
Conhecendo a complexidade dos tubos de kimberlitos, Clement (1979, 1982) acredita que nenhum processo pode explicar por si só as suas diversas características geológicas e petrográficas. No seu modelo, as zonas radiculares são interpretadas como tubos embrionários que são modificados pela fluidificação pós-superfície em diatremas.
De acordo com esta teoria, acredita-se que os diques de magma de kimberlito subindo de profundidade desenvolvem uma fase volátil precursora devido à exsolução do CO2 liberado como consequência da diminuição da pressão. Esta fase volátil, estando sob alta pressão, penetra nas fraturas e articulações das rochas da parede acima e nas margens da intrusão. A frente de avanço da brecha de contato é seguida por magma que penetra nas brechas e quaisquer juntas ou fraturas presentes. As brechas de intrusão são formadas e as rochas da parede são cunhadas no conduto. O caminho do magma que avança é controlado por estruturas pré-existentes. A mudança do enchimento de fissuras para o desenvolvimento da zona radicular pode ser devido à crescente exsolução volátil à medida que a pressão cai na subida, intersecção do dique com uma fractura que pode ser explorada, ou que contém águas subterrâneas.
Este processo está previsto para continuar até que o magma atinja um nível onde a ruptura explosiva para a superfície seja possível. Clemente (1979, 1982) acredita que isto ocorre a 300-400 m e pode ser promovido pelas interacções magma-água subterrânea. Como consequência do avanço e da libertação de pressão, acredita-se que o magma na zona radicular desgasifica rapidamente e forma um sistema fluidizado vapor-líquido-sólido.
A superfície de exsolução de vapor é considerada a migrar rapidamente para baixo como conseqüência da expansão e maior liberação de pressão (Fig.5). Durante este período de fluidificação, os kimberlitos hipabissal de zona radicular pré-existentes, brechas de contato de alto nível e magma desgaseificante são completamente misturados. A falta de arredondamento dos feixes de rochas do campo indica que o sistema fluidizado existiu apenas brevemente. A repetição de todo o processo produzirá diatremas contendo várias variedades distintas de kimberlitos de fácies diatremas e zonas radiculares muito complexas.

Fig.5: Desenvolvimento de tubos embrionários. Frente de breciação de contato em vermelho. Modificado de Mitchell, R. H. (1991).

Fig.6: Etapas do desenvolvimento de um diatreme como previsto por Clement (1982). O período de desenvolvimento da tubulação embrionária é seguido de fluidificação (A) ou hidrovolcanismo (B). Modificado de Mitchell, R. H. (1991).

A estrutura complexa dos tubos de kimberlito indica que nenhum processo é responsável pela sua formação. O desenvolvimento dos tubos é iniciado por processos de brecação sub-superficiais que levam à formação de uma zona radicular complexa acima de um dique de alimentação. O avanço da superfície não é o resultado da perfuração explosiva, mas sim da subida gradual do complexo da zona radicular até níveis onde a formação de crateras por explosão hidrovulcânica pode ocorrer. Diatremes parecem ser estruturas secundárias formadas pela subsequente modificação da zona radicular subjacente ou tubo embrionário, por fluidificação ou hidrovolcanismo migratório para baixo.

Petrogénese

Apesar de vasta pesquisa, a origem dos kimberlitos permanece controversa, em particular quanto à natureza e profundidade da sua região de origem. Os kimberlitos são caracteristicamente associados a um conjunto de xenolitos mafiosos e ultramafiosos cuja mineralogia indica uma origem dentro do manto superior. Estes xenólitos são fragmentos de rocha condutora destacados pelo magma do kimberlito durante a sua rápida ascensão através da litosfera, e colocam restrições úteis sobre onde e em que condições o kimberlito se funde. Pensa-se que os magmas kimberlitos se formam através do derretimento parcial nas profundezas do manto.
Kimberlitos, como os carbonatos, são raros, mas foram encontrados em quase todos os continentes, e são também o principal transportador de uma variedade de xenolitos das profundezas da crosta e do manto. É importante salientar que estes xenolitos do manto criados pelos kimberlitos são a principal fonte de informação sobre a natureza dos processos físico-químicos do manto e, mais ainda, do manto continental (Pearson et al., 2004). Os kimberlitos fazem parte de um espectro de rochas saturadas de sílica que variam amplamente em composição e incluem tipos de rochas como melilites, lamprofiras e nefelinitas (Fig. 7). A petrogênese dos kimberlitos é, entretanto, controversa, com desacordos sobre a natureza e profundidade da região de origem, se eles são de origem primária e a causa da fusão (por exemplo, pluma vs. fluxo volátil) (Keshavet al., 2005).
Três tipos gerais de hipóteses têm sido considerados há muito tempo para a gênese dos kimberlitos:
1. Os kimberlitos são uma mistura mecânica de um magma ankeritico rico em H2O e uma crosta inferior granítica (Dawson, 1967).
2. Os kimberlitos resultam directamente da fusão parcial, a altas pressões, de um manto mafioso a ultramáfico (Wagner, 1929; Holmes, 1936).

3. Os kimberlitos são formados pela diferenciação de alta pressão de um magma mafioso (proto-kimberlito) por um processo de cristalização fraccional contínua (Williams, 1932; O’Hara, 1968).
A associação geológica dos kimberlitos com conjuntos específicos de xenolitos, e a comparação com dados experimentais, dão suporte à última hipótese (n.3) anteriormente proposta por vários outros autores (MacGregor, 1970). O derretimento inicial ou proto-kimberlito (Kamenetsky et al. 2008) é assumido como sendo um fluido rico em cloretos-carbonatos com um teor muito baixo de SiO2. Durante a sua passagem para a superfície, a sua composição torna-se mais parecida com a do magma kimberlitico à medida que interage com as rochas da parede do manto: a assimilação de olivina e de outros minerais do manto aumenta o conteúdo de sílica do fluido, conduzindo-o para a composição de SiO2 baixa, de alto-MgO característico do kimberlito. No entanto, apesar dos avanços significativos na petrologia e geoquímica do magmatismo do kimberlito, a determinação das composições de fusão do kimberlito tanto na fácies hipabissal como no manto permanece aproblem sob debate (Kamenetsky et al, 2009;Russell et al.2012;Sparks et al. 2009; Pesikov et al.,2015).

Fig.7: Corte transversal esquemático de um cratão Arqueano, com uma faixa móvel extinta (uma vez associada à subducção) e uma fenda jovem. A baixa geotermia cratonal faz com que a transição grafite-diamante suba na porção central. O diamante litosférico, portanto, ocorre apenas nos peridotites e eclogites da raiz profunda do cratão, onde são incorporados por magmas ascendentes (principalmente o kimberlítico K). Os laranitos litosféricos (O) e alguns lamproitos (L) também podem necrófagos. Os melilitos (M) são gerados por uma fusão parcial mais extensa da astenosfera; dependendo da profundidade da segregação, podem conter diamantes. Nefelinitos (N) e carbonatos associados desenvolvem-se a partir de derretimento parcial extensivo em profundidades rasas em áreas de fenda, e não contêm diamantes. De Mitchel 2005.

Diamante e kimberlitos

Kimberlitos são a fonte mais importante de diamantes primários. Muitos tubos de kimberlitos também produzem ricos depósitos aluviais ou eluviais de diamantes placer. Cerca de 6.400 tubos de kimberlitos foram descobertos no mundo, dos quais cerca de 900 foram classificados como diamantíferos, e dos quais pouco mais de 30 foram suficientemente económicos para a extracção de diamantes.
Embora sejam encontrados cristais de diamante em kimberlitos e rochas relacionadas, a origem do diamante (Fig. 7) está mais intimamente relacionada com os fragmentos de peridotita e eclogite que são derivados do manto superior, abaixo das áreas cratónicas (escudo). Para que os diamantes se formem, eles requerem pressões e temperaturas extremamente altas que só são encontradas nestes níveis profundos da terra. É aqui que a rocha, a eclogite, forma-se constituída por granada de piropo vermelho e clinopyroxeno verde; os cristais diamantíferos desenvolvem-se ao lado da granada e dos cristais de piroxeno. Fragmentos de peridotita (xenólitos) compostos por granada, olivina e ortopiroxeno também contêm diamantes e derivam do manto superior de forma semelhante. No entanto, estes fragmentos geralmente desagregam-se durante o processo de colocação resultando em uma matriz contendo os minerais desagregados de olivina, piroxeno e diamante (xenocristais).

Embora os cristais de diamante se formem no manto superior abaixo das áreas cratônicas, eles só podem permanecer estáveis a estas altas pressões e temperaturas. Os xenolitos do manto e os cristais diamantíferos que são trazidos rapidamente à superfície em um fluido magnético de kimberlito são capazes de sobreviver perto da superfície em um estado extinto ou meta-estável. Se a intrusão do kimberlito for retardada durante a sua subida à superfície ou ficar preso na crosta inferior, os cristais diamantados não serão estáveis no ambiente P-T e reverterão para a grafite.
É sob áreas de escudo ou cratões que os cristais diamantados podem permanecer estáveis a profundidades mais baixas devido ao baixo gradiente geotérmico relacionado com a quilha sub-cratónica sob a crosta continental (Fig. 7) . Este ambiente P-T tem sido referido como a área de armazenamento do diamante (Kirkley, M. B. et. al., 1991). A área da quilha é uma fonte ótima para diamantes, uma vez que as fraturas abaixo do cratão são mais prováveis de atingir esta área e permanecer acessível à superfície.

Kimberlito Peuyuk rico em carbono da ilha de Somerset, Canadá. De Andrea Giuliani.

Kimberlito de Bellsbank, ao norte de Kimberley, África do Sul. De James St. John.

Kimberlite de Premier Kimberlite Pipe, Cullinan, nordeste da África do Sul. De James St. John.

Hypabyssal kimberlite. De Reddit.

Hypabyssal facies kimberlite, Masontown, Pennsylvania. Este dique de kimberlito é encerrado por xisto preto. De Wyoming Diamond and Gemstone Province.

Diatreme facies kimberlite breccia from Lake Ellen, UP, Michigan. Da província de Wyoming Diamond e Gemstone.

Tuffaceous, crater facies kimberlite do distrito de Iron Mountain. Da província de Wyoming Diamond e Gemstone.

Megacrito de crómio fraturado (cromo de crómio de crómio) em kimberlito Sloan do Colorado. Da província de Wyoming Diamond e Gemstone.

Diamond em kimberlito. Mina de Bultfontein, Kimberley, Distrito de Baard. De e-rocks.

Diamante em kimberlito. Mina de Bultfontein, Kimberley, Distrito de Baard. De e-rocks.

Diamond (6,51 mm) em kimberlito. Mina de Bultfontein, Kimberley, Distrito de Baard. De Geologia para investidores.

Diamond (6,51 mm) em kimberlito. Mina de Bultfontein, Kimberley, Distrito de Baard. De Geologia para investidores.

Bibliografia

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