Kimberlites

Primii kimberliți au fost descriși de Vanuxen în 1837 de la Ludlowiville lângă Ithaca, statul New York; cu toate acestea, termenul de kimberlit a fost introdus de Lewis (1887) pentru a descrie peridotitele de mica porfirică purtătoare de diamante din zona Kimberley din Africa de Sud. Kimberliții sunt roci magmatice puternic magneziene (MgO > 25% din greutate) care sunt îmbogățite în substanțe volatile (apă, dioxid de carbon și fluor) și care au conținuturi anormal de ridicate de elemente precum K, Na, Ba, Sr, elemente de pământuri rare, Ti, Zr, Nb și P. În termeni simpli, kimberliții, constituie un grup hibrid de roci care înglobează un grup de roci potasice, ultrabazice, bogate în volatili (în principal CO2) și care prezintă o textură pronunțată ineigranulară, rezultată din prezența macrocristalelor (și/sau a megacristalelor) care sunt așezate într-o matrice cu granulație fină.
Datorită marii diversități în ceea ce privește caracteristicile lor texturale, mineralogice, petrografice și geochimice, au fost propuse diverse definiții și clasificări pentru kimberliți.

Clasificarea bazată pe variațiile texturale și genetice:

Acest model propus de Clement și Skinner, (1979) bazându-se pe caracteristicile texturale identifică trei faciesuri genetice ale rocilor kimberlitice.
1) Faciesul de crater al kimberlitei
2) Faciesul de diatremă al kimberlitei
3) Faciesul hipabisal al kimberlitei
♦ 1) Faciesul de crater: Morfologia de suprafață a kimberlitei nealterate (Fig.1) este caracterizată de un crater, cu diametrul de până la 2 km, a cărui podea poate fi între 150 și 300 m sub suprafață. Craterul este, în general, cel mai adânc în mijloc, iar în jurul craterului se află un inel de tuf care este relativ mic, în general mai puțin de 30 de metri, în comparație cu diametrul craterului. Faciesurile craterului sunt reprezentate de roci piroclastice (formate ca urmare a forțelor eruptive) și epiclastice (alterarea fluvială a materialului piroclastic) și se disting prin depunerea sedimentară (stratificată).

Fig.1: Kimberlita de Facies Crater. Modificată după Mitchell 1986.

Două categorii principale de roci se găsesc în kimberliții cu facies de crater; piroclastice, cele depuse de forțele eruptive; și epiclastice, care sunt roci reprelucrate de apă.
Roci piroclastice: Aceste roci se găsesc conservate în inele de tuf în jurul craterului și în interiorul craterului. Inelele de tuf au o înălțime mică. Igwissi Hills din Tanzania și Kasami din Mali sunt conductele cu inele de tuf bine conservate (Fig.2). Depozitele sunt în mod obișnuit așezate, veziculare și carbonatate. Depozitele de tuf conservate în interiorul craterului sunt, de asemenea, rare; cu toate acestea, tuburile Igwissi Hill din Tanzania au fost examinate și au dezvăluit trei unități distincte. De sus în jos, acestea sunt::

1. Straturi de tufuri bine stratificate, definite prin lapilli și particule de dimensiunea cenușii.
2. Piroclastice grosiere slab stratificate.
3. Brecii bazale.
Rocuri epiclastice: Aceste sedimente reprezintă reprelucrarea fluvială a materialului piroclastic din inelul de tuf din Lacul Craterului format deasupra diatremei. Ele sunt complexe și seamănă cu o serie de evantai aluvionari suprapuși amestecați cu depozite lacustre.

Fig.2: Craterul kimberlitic Igwisi Hills. Din Povestea pământului.

♦ 2) Faciesul diatremei: Faciesul diatreme în kimberlită se caracterizează printr-un corp în formă de morcov cu contur aproape circular sau eliptic la suprafață și pereți cu o înclinare abruptă (80°-85°). Aceste faciesuri pot depăși uneori 2 km în adâncime. Faciesurile de diatreme se caracterizează prin natura fragmentară, iar prezența fragmentelor de rocă de țară unghiulare sau rotunjite (de la câțiva centimetri până la dimensiuni submicroscopice) conferă o identitate distinctă. Acest facies este constituit din autoliți (fragmente rotunjite ale generațiilor anterioare de kimberlită), lapilli peleți, (claste mari de dimensiuni rotunjite până la eliptice de tip lapilli reprezentate de o olivină anedrică mare sau flogopită sub formă de nucleu, care este înglobat într-o matrice de microfenocristale nerezolvabile din punct de vedere optic), xenoliți de mantaua fragmentați care sunt reprezentați de grăunțe discrete și fracturate de granule discrete și fracturate de granat de olivină, clinopiroxen și ilmenit așezate într-un produs de cristalizare magnetică format din microfenocristale și masă de bază.
♦ 3) Faciesul Hypabyssal: Kimberliții cu facies hipabisal sunt roci formate prin cristalizarea magmei kimberlitice bogate în substanțe volatile. Din punct de vedere macroscopic, sunt roci masive în care macrocristalul olivină și alte macrocristale (ilmenit, flogopită, granat) sunt frecvent vizibile. Ele prezintă texturi și efecte de diferențiere magmatică. Unele dintre trăsăturile texturale caracteristice ale acestui facies includ: 1. Absența fragmentelor și a texturilor piroclastice, 2. Prezența creșterii poikilitice în fază târzie a flogopitei, 3. Texturi de segregare care implică segregarea calcitului și a serpentinei. 4. Banding de curgere marcat de orientarea preferată a microfenocristalelor.

Fig.3: Modelul unui sistem kimberlitic idealizat, ilustrând faciesul hipabisal, diatreme și crater. Din Mitchell (1986).

Pe baza diferenței în compoziția lor izotopică, Smith (1983) a clasificat kimberliții în două grupe: kimberliții din Grupul I și Grupul II.

♦ Kimberliții din Grupul I: Grupul I include cele mai clasice kimberlite, denumite inițial kimberlite bazaltice: adică roci ultrabazice (SiO2 1), bogate în substanțe volatile (dominant CO2), caracterizate prin prezența de macrocristuri și megacristale de minerale bogate în magneziu, cum ar fi olivina, ilmenitul, granatul piropic, piroxenul diopsidic variabil bogat în crom, flogopitul, enstatita și cromitul sărac în Ti, așezate într-o matrice fină de olivină, serpentină, carbonat și alte minerale accesorii bogate în Mg și/sau Ca. Atât macrocristalele, cât și megacristalele sunt, cel puțin în parte, xenocristale sau componente cristaline accidentale derivate din dezagregarea rocilor de țară (în esență, peridotite și ecloziți din mantaua de mare adâncime) străbătute de magma kimberlitică ascendentă.
♦ kimberliți din grupa II (portocaliți): denumite inițial kimberlite micacee sau lamprofite, sunt roci ultrapotasice (K/Na > 3), peralcaline (/Al > 1), bogate în substanțe volatile (dominant H2O), caracterizate prin prezența flogopitei și a olivinei ca macrocristale, într-o masă fundamentală formată din flogopite, olivină și diopside, în mod obișnuit zonată la aegirină titaniană, spinel cu compoziție variind de la cromită purtătoare de Mg la magnetită purtătoare de Ti, perovskită și alte minerale. Ele au o afinitate mineralogică mai mare cu lamproitele decât cu kimberliții din grupa I.

Distribuția kimberliților în lume

Kimberliții se găsesc distribuiți pe toate continentele lumii (Fig.4). Pe baza modelelor de distribuție a kimberliților în lume, Clifford (1966), a observat că kimberliții viabili din punct de vedere economic apar în principal pe craterele pre-cambriene, în special cele de vârstă arhaică (mai vechi de cca. 2,5 Ga). Această observație a ajuns mai târziu să fie cunoscută sub numele de regula lui Cliffords. Nu se cunoaște niciun zăcământ primar de diamante în teritorii crustale mai tinere de 1,6 Ga. Această asociere ciudată sugerează o legătură între prezența diamantelor și vârsta litosferei subcontinentale, iar regula lui Clifford a fost mult timp considerată un criteriu de selecție valoros în programele de explorare a diamantelor. Este demn de remarcat aici faptul că kimberliții diamantiferi sunt de obicei tineri în comparație cu vârsta litosferei în care au intruzionat. Multe (inclusiv majoritatea exemplelor din Africa de Sud) sunt cretacice, multe altele sunt paleozoice (ca în Republica Sakha, Siberia), dar întreaga gamă se întinde din Proterozoic până în Neogen (cum ar fi unele exemple de 22 Ma din Australia de Vest).

Fig.4: Distribuția mondială a kimberliților.

Modele de amplasare a kimberliților

A lungul anilor au fost propuse diverse modele de amplasare a țevilor de kimberlit. Acestea includ: 1) Teoria forajului exploziv, 2) Teoria fluidizării, 3) Teoria hidrovolcanică și 4) Teoria țevilor embrionare.
Teoria vulcanismului exploziv
Natura vulcanică a kimberlitei a fost recunoscută curând (Lewis 1887, Bonney 1899) și sub influența ideilor avansate de Geikie (1902) pentru a explica originile unor diatreme similare din Scoția, s-a propus că kimberlitele au fost amplasate prin forare explozivă (Wagner 1914). Astfel, diatremele kimberlitice au fost considerate ca fiind focare vulcanice care erup în mod exploziv de la adâncimi de până la 2 km. Erupția a fost considerată ca provenind din eliberarea violentă și explozivă a vaporilor și gazelor puternic comprimate de origine magmatică. Nivelul la care s-a produs acest lucru este acum marcat de tranziția de la dike de alimentare la diatremă.
Se consideră că magma kimberlitică se ridică din mantaua profundă de-a lungul fisurilor și crăpăturilor. Se crede că magma nu conține suficiente substanțe volatile pentru a permite o erupție explozivă directă și, prin urmare, ascensiunea sa este oprită atunci când este atins un anumit nivel impermeabil. În urma acumulării se formează camere magmatice, la adâncimi relativ mici, denumite camere intermediare. Cristalizarea în aceste camere duce la acumularea de substanțe volatile. În cele din urmă se generează presiuni suficiente pentru a provoca deformarea în sus și fracturarea acoperișului. Urmează apoi erupția explozivă a kimberlitei cu breșele concomitente ale canalului, până când presiunea excesivă este redusă. Repetiția procesului poate explica intruziunea multiplă la o singură gură de aerisire sau apariția unor diatreme foarte apropiate dacă fracturarea acoperișului are loc în puncte ușor diferite deasupra camerei magmatice.
Din cauza exploatării miniere extinse, este clar că această teorie este nesustenabilă. Principalele argumente împotriva ipotezei, fie în forma sa originală (Wagner 1914), fie în cea modificată, sunt următoarele:
1) Nu există nici o dovadă de intruziune forțată, lipsește fracturarea concentrică ascendentă; 2) nu există centre de explozie la adâncime, nici la baza diatremelor, nici în zonele de rădăcină; 3) nici mineritul de adâncime nu a scos la iveală camere intermediare; 4) forarea cu explozie nu este în concordanță cu restrângerea breșelor la interiorul conductelor, dintre care unele nu au ajuns niciodată la suprafață. 5) dispunerea zonală a xenolitelor; scufundarea xenolitelor și conservarea stratigrafiei rocilor de țară preexistente în ansamblul de mega-xenolite, nu sunt în concordanță cu defrișarea prin explozie a gurilor de ventilație; 6) se găsesc proiecții de roci de țară în interiorul diatremei care nu au putut supraviețui activității explozive.

Teoria fluidizării
Dawson (1962, 1967a, 1971, 1980) a fost principalul susținător al amplasării fluidizate a diatremelor kimberlitice. El consideră că distribuția, rotunjirea și striația incluziunilor, juxtapunerea xenoliților derivați de la diferite adâncimi, înconjurarea și desprinderea parțială a blocurilor de rocă de câmpie, lipsa de up-doming și lipsa efectelor metamorfice termice pot fi explicate doar prin acest proces. Dawson are astfel în vedere o magmă kimberlitică încărcată cu gaz care se ridică din mantaua superioară printr-un sistem de fracturi. În punctele adecvate de slăbiciune a crustei, pătrunderea la suprafață are loc de la adâncimi de 2-3 km. Are loc o expansiune adiabatică a gazelor magmatice (predominant CO2), iar gura de explozie se lărgește și este umplută cu kimberlită fragmentară fluidizată, forând în sus cu un efect de sablare și urmând sistemele de îmbinare majore. În unele diatreme, valuri ulterioare de gaze emană coloane distincte de tuf, în timp ce cavitățile din gura de aerisire pot fi umplute cu magmă care se consolidează sub formă de kimberlită masivă sau încorporează fragmente pentru a forma brecii de kimberlită.
Formarea diatremei prin fluidizare nu a fost acceptată de toți vulcanologii și a fost respinsă în special de cei care cred că diatremele se formează prin procese hidrovolcanice. Principalele argumente aduse împotriva fluidizării sunt următoarele:
Este foarte puțin probabil ca presiuni mari de vapori și volume mari de gaze să fie exsolvate din magme care se răcesc lent în adâncimea crustei. Veziculația rapidă poate avea loc numai la adâncimi mici, în plus, aceste intruziuni sunt de un volum atât de mic încât este îndoielnic dacă ar putea produce cantități suficiente de substanțe volatile pentru a susține un pat fluidizat de 2 km lungime. Nu este specificat de ce faza gazoasă ar trebui să se exsolveze dintr-o dată și să disloce magma în piroclaste sau de ce alte loturi de kimberlit nu exsolvă gaze în același mod. Claste autolitice din kimberliții cu facies de diatremă nu sunt veziculare sau în formă de cioburi; în mod obișnuit, acestea sunt unghiulare și fracturate și nu prezintă semnele caracteristicilor de abraziune așteptate ca o consecință a implicării în fluxul de gaze și gaze. Cele mai multe dintre clastele de xenolit sunt unghiulare și, prin urmare, nu au fost supuse unor perioade îndelungate de fluidizare prin barbotare agregativă. Concentrarea xenolitelor în orizonturi specifice și păstrarea unei stratigrafii rudimentare în suita de mega-xenoliți nu sunt compatibile cu perioade lungi de fluidizare prin barbotare. Prezența xenoliților nu este compatibilă cu perioada anterioară necesară de lărgire erozională a țevii de către fluxul de gaze cu viteză mare.

În concluzie, deși ipoteza fluidizării a fost acceptată pe scară largă ca mecanism de amplasare a diatremelor, aceasta nu joacă un rol semnificativ în formarea diatremelor kimberlitice.
Teoria hidrovolcanismului
Hidrovolcanismul se referă la fenomenele vulcanice produse de interacțiunea magmei sau a căldurii magmatice cu o sursă externă de apă, cum ar fi un corp de suprafață sau un acvifer. Principalul susținător al acestei teorii este Lorenz (1999). Lorenz propune că diatremele și maarurile se formează în zonele de slăbiciune structurală active din punct de vedere hidraulic, cum ar fi falii sau lineamente. Magma care se ridică sub forma unui dike pătrunde în fractură și intră în contact cu apele subterane care circulă; explozia hidrovolcanică rezultată fragmentează și răcește magma și breciază rocile de teren. Deșeurile hidroclastice pot fi ejectate sub forma unui inel de tuf care înconjoară un maar. O activitate continuă are ca rezultat extinderea fisurii prin breșarea în continuare a rocilor de perete și prin desprinderea rocii în fractură ca urmare a diferențelor de presiune dintre rocile de perete și camera de explozie formată acolo unde apa și magma interacționează.
Ipoteza lui Lorenz privind formarea diatremei este atractivă prin faptul că pot fi explicate următoarele caracteristici ale diatremelor kimberlitice: Diatremele (și maresele), în general, sunt în mod clar legate de caracteristici liniare. Multe diatreme kimberlitice, la nivelurile lor inferioare, sunt văzute ca fiind localizate la intersecția dintre diguri și fracturi. Digurile de alimentare par să se fi înălțat în sisteme de fracturi preexistente. Toate aceste zone de slăbiciune pot fi active din punct de vedere hidraulic. Diatremele se dezvoltă în mod obișnuit în secvențe groase de roci sedimentare și vulcanice cu porozitate și permeabilitate ridicate. Diatremele sunt mai rar întâlnite în rocile cu permeabilitate scăzută, cum ar fi terenurile de gneiss de granit. Diatremele de kimberlit apar în grupuri. Maresele moderne și diatremele terțiare apar, de asemenea, în grupuri, iar asocierea lor geografică strânsă este aparent legată de regimul hidrologic local. Mega-xenoliții (recife plutitoare) sunt interpretați ca fiind caracteristici de tasare și/sau de subsidență. Apariția kimberlită epiclastică& indică faptul că craterul de deasupra diatremei a fost uneori umplut cu apă. Prezența unor blocuri din aceste kimberlite la adâncime în diatremă indică faptul că lacul craterului poate fi perturbat de erupții ulterioare. Drenajul va favoriza în mod evident erupțiile hidrovolcanice în diatrâmul subiacent.

Teoria țevilor embrionare
Recunoscând complexitatea țevilor kimberlitice, Clement (1979, 1982) consideră că niciun proces unic nu poate explica diversele lor caracteristici geologice și petrografice. În modelul său, zonele de rădăcină sunt interpretate ca niște conducte embrionare care sunt modificate de fluidizarea ulterioară străpungerii la suprafață în diatreme.
Potrivit acestei teorii, se crede că diktele magmatice kimberlitice care se ridică de la adâncime dezvoltă o fază volatilă precursoare datorită exsoluției CO2-ului eliberat ca o consecință a scăderii presiunii. Această fază volatilă, aflându-se sub presiune ridicată, pătrunde prin fracturi și îmbinări în rocile de perete de deasupra și de la marginile intruziunii. Frontul de avansare a breșei de contact este urmat de magma care pătrunde în brecii și în toate articulațiile sau fracturile prezente. Se formează brecii de intruziune, iar rocile de perete sunt blocate în conductă. Traiectoria magmei care avansează este controlată de structurile preexistente. Trecerea de la umplerea fisurilor la dezvoltarea zonei de rădăcină se poate datora creșterii exsoluției volatile pe măsură ce presiunea scade în timpul ascensiunii, intersecției dike-ului cu o fractură care poate fi exploatată sau care conține apă subterană.
Se preconizează că acest proces va continua până când magma atinge un nivel la care este posibilă pătrunderea explozivă la suprafață. Clement (1979, 1982) consideră că acest lucru se produce la 300-400 m și poate fi favorizat de interacțiunile apă subterană-magmă. Ca o consecință a străpungerii și a eliberării presiunii, se crede că magma din zona rădăcinilor se de-gazează rapid și formează un sistem fluidizat vapori-lichid-solid.
Se consideră că suprafața de exsoluție a vaporilor migrează rapid în jos ca o consecință a expansiunii și a eliberării ulterioare a presiunii (Fig.5). În timpul acestei perioade de fluidizare, kimberliții hipabisali preexistenți din zona rădăcinilor, breșele de contact de nivel înalt și magma de degazare se amestecă temeinic. Lipsa de rotunjire a clastelor de rocă de țară indică faptul că sistemul fluidizat a existat doar pentru scurt timp. Repetarea întregului proces va produce diatreme care conțin mai multe varietăți distincte de kimberliți cu facies de diatremă și zone radiculare foarte complexe.

Fig.5: Dezvoltarea embrionară a țevii. Frontul breciei de contact în roșu. Modificat după Mitchell, R. H. (1991).

Fig.6: Etapele de dezvoltare a unei diatreme, așa cum sunt imaginate de Clement (1982). Perioada de dezvoltare embrionară a tubului este urmată fie de fluidizare (A), fie de hidrovolcanism (B). Modificat după Mitchell, R. H. (1991).

Structura complexă a tuburilor kimberlitice indică faptul că niciun proces unic nu este responsabil pentru formarea lor. Dezvoltarea țevilor este inițiată de procesele de brecifiere din subsuprafață care duc la formarea unei zone complexe de rădăcină deasupra unui dike de alimentare. Străpungerea la suprafață nu este rezultatul unei foraje explozive, ci al ascensiunii treptate a complexului zonei radiculare până la niveluri la care poate avea loc formarea craterului prin explozie hidrovolcanică. Diatremele par a fi structuri secundare formate prin modificarea ulterioară a zonei de rădăcină subiacente sau a tubului embrionar, prin fluidizare sau prin hidrovolcanism cu migrație descendentă.

Petrogeneza

În ciuda cercetărilor vaste, originea kimberliților rămâne controversată, în special în ceea ce privește natura și adâncimea regiunii lor sursă. Kimberliții sunt asociați în mod caracteristic cu o suită de xenoliți mafici și ultramafici a căror mineralogie indică o origine în mantaua superioară. Astfel de xenoliți sunt fragmente de rocă de perete de conductă desprinse de magma kimberlitică în timpul ascensiunii sale rapide prin litosferă, iar aceștia oferă constrângeri utile cu privire la locul și condițiile în care s-a format topitura kimberlitică. Se crede că magmele kimberlitice se formează prin topire parțială în profunzimea mantalei.
Kimberliții, ca și carbonatitele, sunt rari, dar au fost găsiți pe aproape toate continentele și sunt, de asemenea, principalul transportator al unei varietăți de xenoliți de la adâncimi crustale și mantale. În mod important, acești xenoliți ai mantalei aduși la suprafață de kimberliți reprezintă principala sursă de informații privind natura proceselor fizico-chimice din mantaua și, cu atât mai mult, din mantaua continentală (Pearson et al., 2004). Kimberliții fac parte dintr-un spectru de roci nesaturate cu siliciu care variază foarte mult în ceea ce privește compoziția și includ tipuri de roci precum melilititele, lamprofiile și nefelinitele (Fig. 7). Cu toate acestea, petrogeneza kimberliților este controversată, existând dezacorduri cu privire la natura și adâncimea regiunii sursă, dacă sunt de origine primară și cauza topirii (de exemplu, plume vs. fluxuri volatile) (Keshavet al., 2005).
Trei tipuri generale de ipoteze au fost mult timp luate în considerare pentru geneza kimberliților:
1. Kimberliții sunt un amestec mecanic al unei magme ankeritice bogate în H2O și al unei cruste inferioare granitice (Dawson, 1967).
2. Kimberliții rezultă direct din topirea parțială, la presiuni înalte, a unei mantale mafice până la ultramafice (Wagner, 1929; Holmes, 1936).

3. Kimberliții se formează prin diferențierea la presiuni înalte a unei magme mafice (proto-kimberliți) printr-un proces de cristalizare fracționată continuă (Williams, 1932; O’Hara, 1968).
Asociația geologică a kimberliților cu suite specifice de xenoliți, precum și comparația cu datele experimentale, oferă sprijin ultimei ipoteze (n.3) propuse anterior de o serie de alți autori (MacGregor, 1970). Se presupune că topitura inițială sau proto-kimberlita (Kamenetsky et al. 2008) este un fluid bogat în clorură-carbonat cu un conținut foarte scăzut de SiO2. În timpul trecerii sale spre suprafață, compoziția sa devine mai asemănătoare cu cea a magmei kimberlitice pe măsură ce interacționează cu rocile de perete ale mantalei: asimilarea olivinei și a altor minerale ale mantalei crește conținutul de siliciu al fluidului, conducându-l spre compoziția cu conținut scăzut de SiO2 și conținut ridicat de MgO, caracteristică kimberlitei. Cu toate acestea, în ciuda progreselor semnificative în petrologia și geochimia magmatismului kimberlitic, determinarea compoziției topiturilor kimberlitice atât în faciesul hipabisal, cât și în mantaua rămâne o problemă în dezbatere (Kamenetsky et al., 2009;Russell et al.2012;Sparks et al. 2009; Pesikov et al.,2015).

Fig.7: Secțiune transversală schematică a unui craton arhean, cu o centură mobilă dispărută (asociată cândva cu subducția) și un rift tânăr. Geoterma joasă a cratonului face ca tranziția grafit-diamant să crească în porțiunea centrală. Prin urmare, diamantul litosferic se găsește numai în peridotite și ecloziți din rădăcina cratonală profundă, unde sunt încorporați de magme ascendente (în principal kimberlitice K). Portocaliții litosferici (O) și unii lamproiți (L) pot, de asemenea, să absoarbă diamantele. Melilititele (M) sunt generate de o topire parțială mai extinsă a astenosferei; în funcție de adâncimea de segregare, acestea pot conține diamante. Nefelinitele (N) și carbonatitele asociate se dezvoltă din topirea parțială extinsă la adâncimi mici în zonele de rift și nu conțin diamante. Din Mitchel 2005.

Diamant și kimberliți

Kimberliții sunt cea mai importantă sursă de diamante primare. Multe conducte de kimberliți produc, de asemenea, bogate depozite aluvionare sau eluviale de diamante. Aproximativ 6.400 de conducte de kimberlit au fost descoperite în lume, dintre acestea aproximativ 900 au fost clasificate ca fiind diamantifere, iar dintre acestea puțin peste 30 au fost suficient de economice pentru a fi exploatate cu diamante.

Deși cristalele de diamant se găsesc în kimberlite și în rocile înrudite, originea diamantului (Fig. 7) este mai strâns legată de fragmentele de peridotit și eclogit care provin din mantaua superioară, sub zonele cratonice (scut). Pentru ca diamantele să se formeze, au nevoie de presiuni și temperaturi extrem de ridicate, care se găsesc doar în aceste niveluri adânci ale pământului. Aici se formează roca, eclogitul, formată din granat roșu de piropiu și clinopiroxen verde; cristalele de diamant se dezvoltă alături de cristalele de granat și piroxen. Fragmentele de peridotită (xenoliți) compuse din granat, olivină și ortopiroxen conțin, de asemenea, diamante și sunt derivate în mod similar din mantaua superioară. Cu toate acestea, aceste fragmente se dezagregă în mod obișnuit în timpul procesului de punere în loc, rezultând o matrice care conține minerale dezagregate de olivină, piroxen și diamant (xenocristale).
Deși cristalele de diamant se formează în mantaua superioară sub zonele cratonice, ele pot rămâne stabile doar la aceste presiuni și temperaturi ridicate. Xenoliții mantalei și cristalele de diamant care sunt aduse rapid la suprafață într-un fluid magmatic Kimberlitic sunt capabile să supraviețuiască în apropierea suprafeței într-o stare stinsă sau meta-stabilă. Dacă intruziunea de kimberlită este întârziată în timpul urcării sale la suprafață sau este prinsă în crusta inferioară, cristalele de diamant nu vor fi stabile în mediul P-T și se vor transforma în grafit.
Sunt sub zonele de scut sau cratone că cristalele de diamant pot rămâne stabile la adâncimi mai mici datorită gradientului geotermal scăzut legat de chilia sub-cratonică de sub crusta continentală (Fig. 7) . Acest mediu P-T a fost denumit zona de depozitare a diamantelor (Kirkley, M. B. et. al., 1991). Zona chilei este o sursă optimă pentru diamante, deoarece fracturile de sub craton au mai multe șanse să atingă această zonă și să rămână accesibile la suprafață.

Kimberlitul Peuyuk bogat în carbonați din Insula Somerset, Canada. De la Andrea Giuliani.

Kimberlitul din Bellsbank, la nord de Kimberley, Africa de Sud. De la James St. John.

Kimberlită din conducta Premier Kimberlite Pipe, Cullinan, nord-estul Africii de Sud. De la James St. John.

Kimberlitul Hypabyssal. De la Reddit.

Kimberlită cu facies hipabisal, Masontown, Pennsylvania. Acest dike de kimberlit este înconjurat de șisturi negre. Din Wyoming Diamond and Gemstone Province.

Breccia de kimberlit cu facies diatremic din Lake Ellen, UP, Michigan. Din Wyoming Diamond and Gemstone Province.

Kimberlită cu facies de crater, tufacee, din districtul Iron Mountain. Din Wyoming Diamond and Gemstone Province.

Megacrist mare fracturat de diopside de crom (piatră prețioasă de diopside de crom) în kimberlita Sloan din Colorado. Din Wyoming Diamond and Gemstone Province.

Diamant în kimberlită. Mina Bultfontein, Kimberley, districtul Baard. Din e-rocks.

Diamant în kimberlit. Mina Bultfontein, Kimberley, districtul Baard. Din e-rocks.

Diamant (6,51 mm) în kimberlită. Mina Bultfontein, Kimberley, districtul Baard. Din Geology for investors.

Diamant (6,51 mm) în kimberlit. Mina Bultfontein, Kimberley, districtul Baard. From Geology for investors.

Bibliografie

– Brown, R. J., Manya, S., Buisman, I., Fontana, G., Field, M., Mac Niocaill, C., & Stuart, F. M. (2012). Erupția magmelor kimberlitice: vulcanologia fizică, geomorfologia și vârsta celor mai tineri vulcani kimberlitici cunoscuți pe pământ (vulcanii Igwisi Hills din Pleistocenul superior/Holocenul superior, Tanzania). Buletin de vulcanologie, 74(7), 1621-1643.
.