Kimberlite

Kimberlite
Probă Kimberlite, inclusiv diamante, provenind dintr-o mină din SUA.
Categorie	Stâncă magmatică
Compoziție chimică	ultrafemic
Principalele minerale	olivină , flogopit , pirop
Minerale accesorii	piroxeni , cromit , ilmenit , melilit , diamant , grafit , calcit , serpentină
Structura	granulare sau porfirice
Ţesut	breciat
Greutatea volumului	2,95-3 tone / m 3 [1]
Culoare	negru, albastru, verzui, galben, gri
Utilizare	pentru extracția diamantelor și piropului (rubinul Cape), pentru producția de abrazivi [1]
Afloriment	hornuri vulcanice, diguri și prag
Mediul de formare	limita astenosferei și astenosferei-litosferei sub cratonele arheane și proterozoice și lanțurile mobile de la marginea acestora
Secțiuni subțiri de kimberlit
Nicol imagine paralelă
Cristale de olivină înconjurate de o matrice bogată în flogopite dintr-un grup 1 kimberlit.

Morcov de kimberlit cules în regiunea câmpiilor James Bay din nordul Ontario , Canada . Sunt vizibile granule de olivin verde și granat roșu purpuriu. Proba are o lungime de 13 centimetri.

Numele kimberlit include un grup de ultrabasic (SiO ₂ <45% în greutate) și potasice sau ultrapotactic (adică , cu K ₂ O / _Na2 O> 2) igneous roci , de obicei brecifiate , cu textura porfirică caracterizata prin cristale mari (megacrystals ) de minerale feminine , printre care predomină olivina serpentinizată . În vecinătatea suprafeței constituind umplerea anumitor diguri și coșuri vulcanice numite diatremi . Kimberlite este cunoscută mai ales ca stâncă mamă a diamantelor, deși nu este singurul tip de stâncă care le conține.

Istoria și originea numelui

Prima rocă kimberlită a fost descrisă de Vanuxen în 1837 în Ludlowville lângă Ithaca , în statul New York (SUA); cu toate acestea, termenul Kimberlite a fost introdus pentru prima dată de Lewis în 1887 pentru a descrie peridotite micacee care conțin diamante din zona Kimberley din Republica Sud-Africană ^[2] .

Caracteristici, variabilitate și mineralogie

Inițial termenul kimberlit descria mai mult o idee decât un anumit tip de rocă, iar ideea era că kimberlitele erau orice tip de rocă ultramafică care conține diamante ^[2] . Astăzi kimberlitele și lamproitele asociate și adesea asociate reprezintă încă o provocare pentru petrografi în căutarea de a le oferi o definiție precisă și limite clare între un litotip și altul. Nu există un acord între cei care ar dori să păstreze nomenclatura istorică și cei care cred că aceasta ar trebui revizuită complet. Subcomitetul pentru sistematica rocilor magmatice din IUGS (Uniunea Internațională de Științe Geologice) propune (2003) să urmeze, caracterizând-o mai precis din punct de vedere mineralogic, diviziunea propusă de Smith și colab. (1985) și Skinner (1989) în grupul 1 kimberlite corespunzătoare arhetipului Kimberley, kimberlite bazaltice definite anterior de Wagner (1914) și în grupul 2 kimberlite , kimberlite lamprofirice sau micacee definite anterior de Wagner (1914) ^[3] .

Kimberlites din grupul 1

Aceste roci sunt deosebit de bogate în elemente volatile (în principal CO ₂ ) și chimic cu potasiu mai mare decât sodiul . În mod obișnuit, acestea au o textură inegigranulară distinctă, cu macrocristale (de obicei 0,5-10 mm în diametru) sau uneori megacristale (de obicei 1-10 cm în diametru) într-o masă sau o matrice cu granulație fină. Macro- și megacrystals, dintre care unele sunt xenocrystals , includ anhedral (adică neregulat și nu plat) cu care se confruntă- cristale de olivină (mineral dominant), magneziene ilmenit , pyrope , diopside (uneori subcalcium), flogopitul , enstatite, și titaniu săraci cromit . Matricea conține o a doua generație euedrică sau subedrică de olivină asociată cu unul sau mai multe dintre următoarele minerale primare: monticelit , flogopit , spinel , apatit , carbonați și serpentină . Multe kimberlite conțin o mică pecilitică aparținând seriei barifere flogopite-kinoshitalită . Sulfurile nichelifere și rutilul sunt accesorii obișnuite. De asemenea, este comună înlocuirea olivinei, flogopitei, monticelitei și apatitei cristalizate anterior cu serpentină și calcit deuterice ^[3] .
Membrii evoluați ai grupului 1 pot fi săraci sau lipsesc complet de macrocristale și pot fi alcătuite din olivină de generație a doua, calcit, serpentină și magnetit împreună cu cantități minore de flogopit, apatit și perowskit.

Complexitatea mineralogică și structurală face evident faptul că aceste kimberlite sunt roci hibride, în care dificultatea de a distinge constituenții primari de xenocristalii antrenați în magmă exclude posibilitatea unei distincții simple. Caracterizarea de mai sus încearcă să recunoască faptul că compoziția și mineralogia kimberlitelor nu este derivată în totalitate dintr-o magmă părinte, iar termenii non-genetici macrocristal și megacristal sunt folosiți pentru a descrie minerale de origine nerecunoscută ^[3] .
Pentru macrocristale, o origine este recunoscută în general din dezagregarea harzburgitelor , lherzolitelor și eclogitelor mantalei și din xenoliții peridotitului metasomatizat. Originea mineralelor care constituie megacristalele, cu diferențe chimice semnificative în comparație cu cele ale macrocristalelor (în special un conținut mai mic de crom), este încă dezbătută. Aceste distincții chimice între macro și megacristale sunt incluse în definiția kimberlitei datorită prezenței lor comune, dar, strict vorbind, mineralele recunoscute ca xenocristale nu ar trebui incluse în definiție deoarece nu sunt cristalizate de o magmă părinte ^[3] .

Kimberlites din grupul 2

Studii recente au arătat că kimberlitele din grupul 1 și grupul 2 sunt tipuri de roci mineralogice diferite și petrogenetice distincte. Încă nu există un acord cu privire la definiția grupului 2 și sunt necesare studii suplimentare. Mitchell (1986, 1994, 1995) sugerează că aceste roci nu sunt deloc kimberlite și că termenul de orangeite ar trebui folosit pentru a recunoaște caracterul distinct și prezența lor unică în regiunea Orange din Africa de Sud.
Kimberlitele din grupa 2 (sau orangeite) sunt un grup de roci ultrapotactice (K ₂ O / Na ₂ O> 3) și peralkaline ((K ₂ O + Na ₂ O) / Al ₂ O ₃ > 1) bogate în elemente volatile ( în principal , _H2 O) caracterizat prin megacrystals flogopit și microfenocrystals împreună cu mice în care variază în masă • compoziția de la flogopit la tetraferriflogopite. Macrocristalele de olivină rotunjite și cristalele de olivină euedrică sunt comune, dar nu constituie principalele componente. Printre caracteristicile minerale primare ale masei solului se numără diopsida zonată spre (și înconjurată de) egirină titanifera , spinel (de la Mg-cromit la Ti-magnetit), perovskit bogat în stronțiu și pământuri rare, apatit bogat în stronțiu, fosfați bogat în rare pământuri ( monazitul , daqingshanite ), titanați de potasiu-bariu aparținând hollandite grupului, triskaidecatitanates de potasiu (K ₂ Ti ₁₃ O _27), Nb-rutil și Mn-ilmenit. Acestea sunt situate într-o mezostază care poate conține calcit, dolomit , ancilit și alți carbonați de pământuri rare, witherită , norsetită și serpentină ^[3] .
Membrii evoluați ai grupului conțin sanidino și terite bogate în K în masă . Silicații de zirconiu ( wadeit , zircon , granat kimzeyitic, silicat de Ca-Zr) pot apărea ca minerale în stadiu târziu, în timp ce barita este un mineral deuteriu secundar comun ^[3] .
Aceste roci au o afinitate mai mare față de lamproite decât față de kimberlite din grupa 1, totuși există diferențe în compoziție și mineralogie care le permit să fie separate de lamproite ^[3] .

Locația kimberlitelor

Relațiile dintre venele hipoabisale și diatremele de kimberlit și / sau lamproit. Pragurile profunde și digurile de alimentare sunt formate din magma kimberlitică solidificată in situ

Kimberlitele din grupa 1 și grupa 2 au așezări comune atât sub formă de corpuri hipoabisale ( diguri și straturi-strat sau praguri ), cât și de coșuri de fum vulcanice explozive cunoscute sub numele de diatreme . Acestea din urmă sunt mici, cu un diametru maxim de suprafață de 2 km (dar în general mult mai mic) și o extensie verticală de 1-2 km. Ele sunt adesea adunate în grupuri, ca în cel mai cunoscut exemplu din nordul Lesotho , unde există peste 180, în medie unul la fiecare 25 km ² . Unele converg profund spre diguri de kimberlit nefragmentate. Digurile sunt subțiri, în mod normal mai mici de 10m, dar se extind până la 14km. Suvite și diatreme se intersectează reciproc. ^[4] .

Secțiune schematică a unei diatreme kimberlitice (coș de fum) cu maar deasupra (craterul vulcanic sub nivelul solului, ocupat de obicei de un lac și înconjurat de un inel de tufuri).

Coșurile de fum au o formă de pâlnie îngustă, cu pereți verticali sau puternic înclinați. În partea superioară, kimberlitul are structura unui aglomerat vulcanic (de fapt o brecie tufacee cu multe fragmente rotunjite cufundate într-o matrice cu granulație fină) și tuf. Fragmentele rotunjite sunt adesea xenoliths de roci metamorfice de origine crustei profunde sau de granat peridotit sau eclogites din mantaua superioară. Natura lor rotunjită este atribuită originii gazului fluidizat. Kimberlitul magmatic este limitat la cea mai adâncă parte a coșului de fum, unde are adesea forma unei breșe de intruziune, care se estompează treptat spre aglomerarea din partea de sus și spre kimberlitul intruziv al digurilor de alimentare de dedesubt. ^[4] Matricea breșei este compusă din diopsid, serpentină și flogopit; nu există niciun efect termic asupra rocilor încastrate, indicând faptul că cristalizarea în diatremă a avut loc la o temperatură scăzută. Dimpotrivă, kimberlitul dicchilor și pragului nu este fragmentat, are calcit și serpentină în matrice și xenoliții au suferit pirometamorfism ^[5] și au deseori coroane de reacție groase sau zone concentrice cu metamorfism termic variabil ^[2]
Cele mai recente diatreme se termină la suprafață în maar , depresiunile ocupate de lacuri cu sedimente lacustre până la 300 m adâncime și în jur au un inel modest de tufuri nu mai mare de câteva zeci de m. Cele mai în vârstă sunt mai mult sau mai puțin adânc erodate, până ajung la baza conului. ^[4] .

Puneți în locul kimberlitelor

Complexitatea structurilor coșurilor de kimberlit face dificilă reconstituirea mecanismului prin care au fost amplasate diferitele roci. Astfel au apărut numeroase modele interpretative. Dintre acestea, următoarele sunt cele mai acreditate:

Model exploziv

Acest model prevede ascensiunea, la adâncime mică, a magmei kimberlitice, acumularea acesteia într-o cameră magmatică intermediară și îmbogățirea ulterioară în volatile. Când presiunea din interiorul camerei magmatice atinge valori ridicate, cum ar fi pentru a depăși presiunea litostatică , are loc erupția kimberlitică. Epicentrul erupției ar trebui să fie situat la interfața dintre sistemul hipoabisal și baza diatremului ^[2] . Excavarea profundă, în scopuri economice, a numeroaselor diatreme de kimberlit nu pare să susțină această ipoteză:

• Nu s-au găsit niciodată urme ale camerelor de magmă intermediare;
• unghiul pe care îl formează pereții diatremului cu stâncile de acoperire este prea mare (80-85 °) pentru ca acesta să se formeze la o astfel de adâncime ^[2] .

Model de fluidizare

Este o teorie propusă de Dawson (1962, 1971) și ulterior adoptată și revizuită de Clement (1982) și de Field și S. Smith (1999). Conform acestui model, magma kimberlitică s-ar ridica în impulsuri magmatice succesive, formând ceea ce Mitchell (1986) definește drept diatreme embrionare, una suprapusă pe cealaltă. Rezultatul este o rețea complexă de conducte sau coșuri de fum compuse din kimberlite hipoabismale. Suprafața acestor conducte nu este deschisă și volatilele tind să se acumuleze pe măsură ce se acumulează noi impulsuri ^[2] . La un moment dat, odată cu acumularea diferitelor impulsuri magmatice, înălțimea totală a diatremei embrionare se apropie de suprafață (aproximativ 500 m), iar presiunea din interiorul diferitelor conducte atinge un punct critic, depășind presiunea litostatică . Începe o fază de fluidizare: eliberarea bruscă a substanțelor volatile de înaltă presiune favorizează amestecarea fragmentelor de rocă, a porțiunilor de magmă juvenilă și a altor materiale din interiorul diatremei. Frontul de fluidizare este împins în sus de păsările în creștere, dar se crede că acest proces are o durată limitată, deoarece fragmentele stâncoase găsite în diatremă au întotdeauna o morfologie unghiulară. Această teorie ar explica multe caracteristici ale diatremelor kimberlite ^[2] :

• Descoperirea fragmentelor de roci de până la 1 km adâncime în raport cu poziția lor inițială;
• Raportul dintre raza craterului și suprafața exploziei este aproape de 1;
• prezența unor conducte complexe de kimberlit în profunzime găsite în multe părți ale lumii;
• tranziția între facies hipoabismal și diatrem.

Field și Smith S. consideră că apa și contextul geologic joacă un rol important în formarea coșurilor de kimberlit. . Rocile foarte compacte și sărace în acvifere, cum ar fi bazaltele care acoperă cea mai mare parte a Africii de Sud, ar fi favorizat o morfologie clasică kimberlită (diatreme foarte înclinate și trei litologii distincte: hipoabisal, coș și superficial); alte contexte geologice, cum ar fi în Canada, caracterizate de roci slab consolidate, bogate în acvifere, ar fi favorizat dezvoltarea unei morfologii diferite: diatreme ușor înclinate și umplute cu material din faciesul craterului, fără însă prezența faciesului diatremului ^{[2] ]} .

Model hidrovulcanic (freatomagmatic)

Acest model, puternic subliniat de Lorenz (1999), presupune că magma kimberlitului crește în conducte interconectate de aproximativ 1 m lățime. Creșterea magmatică de-a lungul sistemelor de avarie (capabile să transporte apă) ar favoriza interacțiunea apă-magmă sau fragmentarea magmatică în timpul eliberării volatilelor ar permite infiltrarea apei și interacțiunea consecventă cu magma. În ambele cazuri, interacțiunea dintre apă și magmă ar fi produs o erupție freatomagmatică de scurtă durată ^[2] . Acest model este, de asemenea, supus criticilor:

• nu explică de ce toate erupțiile kimberlitei necesită contactul cu apa. Contextele geologice diferite nu sunt favorabile acestei interacțiuni;
• nu explică prezența în profunzime a unor conducte complexe de kimberlit, găsite în multe părți ale lumii ^[2] .

Model în 4 etape

Propus de Sparks și colab. (2006) ^[6] , acest model încorporează și modifică o parte din modelele anterioare. Punerea în locul kimberlitelor s-ar fi produs prin următoarea serie de evenimente:

• Etapa 1 : Erupția începe în apropierea suprafeței dintr-o fisură ca o consecință a unei suprapresiuni puternice datorită conținutului ridicat de volatil al magmei. Erupția creează un crater, dar, din cauza suprapresiunii neîntrerupte, o mare parte din materialul erupt este aruncat din crater.
• Etapa 2 : coșul de fum se formează ca urmare a lărgirii și adâncirii craterului. Această etapă este văzută ca o etapă esențial erozivă .
• Etapa 3 : începe când craterul s-a extins la un punct critic în care presiunea amestecului eruptiv scade la 1 atm. În acest moment materialul nu mai este aruncat și depunerea începe în interiorul coșului de fum. Dacă condițiile sunt adecvate, poate apărea fluidizarea materialului piroclastic depus; aceasta poate produce caracterul caracteristic masiv și mixt al zonei diatremice. Sparks și colab. ei subliniază că fluidizarea trebuie privită ca un proces care mobilizează resturi piroclastice neconsolidate și nu ca procesul care are originea coșului de fum.
• Etapa 4 : materialul coșului de fum kimberlitic suferă un metamorfism hidrotermal cu alterarea consecventă a mineralelor primare.
• Etapele 2 și 3 pot apărea de mai multe ori în același coș de fum.

Modelul de implozie a coșului de fum

În contrast puternic cu modelul anterior este cel propus de Wilson și Head (2007) ^[7] , conform căruia coșurile diatremice s-ar fi format într-un timp foarte scurt (aproximativ o oră). Potrivit acestor autori, magma încărcată cu CO ₂ s-ar fi ridicat din manta ca o venă, în care o spumă bogată în CO ₂ s-ar fi acumulat în spatele vârfului digului. Aceasta avea starea unui lichid supercritic , cu un diferențial mare de presiune de la magmă la vârful digului, ceea ce a provocat o creștere turbulentă a magmei, până la viteza de 30-50 m / s când a ieșit la suprafață . În acel moment CO _{2 a} expirat în aer și, ca o consecință a unei unde de depresurizare care se propagă în jos, pereții coșului de fum au implodat, magma s-a fragmentat și a fost răcită instantaneu.

Geneza kimberlitelor

Magmele kimberlite apar din surse din manta care sunt mai adânci decât orice altă rocă vulcanică; acest lucru este indicat nu numai de faptul că conțin diamante (o caracteristică împărtășită cu mulți lamproiti ), ci și de faptul că conțin în mod obișnuit xenoliti de granat și harzburgit lherzolit . Acești xenoliti sunt porțiuni de manta adâncă rupte în timpul ascensiunii magmelor kimberlitice și sunt un indicator optim pentru a stabili la ce adâncime și în ce contexte ale PT, s-au format astfel de magme ^[2] . Se știe că _conținutul de Al ₂ O ₃ al ortopiroxenului xenolitilor care coexistă cu granatul (din experimentele de laborator) variază în funcție de presiune (MacGregor, 1974). Prin urmare, studiul concentrației de Al ₂ O ₃ în ortopiroxeni ai xenolitilor peridotici a permis stabilirea profunzimii de origine a acestor xenoliti. În schimb, temperatura poate fi dedusă din geotermometre pe baza conținutului de CaO al clinopiroxenei în echilibru cu ortiroxenul. Rezultatul este un câmp PT de echilibru pentru lherzolitele granate între 3 și 8 GPa, corespunzând la 100-250 km adâncime și între 850 și 1700 ° C. Adâncimea maximă a acestor xenoliti indică adâncimea minimă de origine a magmelor kimberlitice ^[8] . Studiile experimentale efectuate de Wille și Huang (1975) au arătat că, la presiunea de 5,0-6,0 GPa, fuziunea parțială a unui Lherzolit cu granat și flogopit, în prezența CO ₂ și H ₂ O, produce o compoziție de kimberlit. Potrivit celor doi petrologi la presiuni mai mari de 5,0 GPa, magmele kimberlite ar putea fi extrem de frecvente în mantaua profundă, iar raritatea kimberlitelor poate fi atribuită rarității mediilor tectonice favorabile creșterii și plasării lor ^[2] .
Studiul compoziției izotopice a kimberlitelor evidențiază diferențe profunde de origine între cele din grupul 1 și cele din grupul 2. Comparând într-o diagramă compoziția izotopică a stronțiului cu cea a neodimului în kimberlitele din grupul 1, se pare că acestea au afinitate cu bazaltele insulelor oceanice și ale crestelor oceanice medii și sunt interpretate convențional ca având sursa lor în astenosferă , în timp ce cele din grupa 2 au afinitate parțială cu lamproiții și sunt considerate native în zona de tranziție a mantei litosferice-astenosferice. Astfel, cele două grupuri aproape că nu sunt înrudite genetic ^[8] . Rămâne de explicat de ce kimberlitele au conținut ridicat de elemente incompatibile , în ciuda faptului că au caracteristicile unei magme puțin evoluate și de ce conțin xenocristali și xenoliti care s-au echilibrat sub presiune ridicată. Harris și Middlemost (1970) au propus că magmele kimberlitice din grupul 1 sunt formate din două procese consecutive:

• într-o primă etapă ar urma creșterea unei magme nu foarte dense, bogată în substanțe volatile (CO ₂ și H ₂ O) din părțile adânci ale mantalei (600 km), formate prin procesele de degazare ale mantalei;
• ulterior, atingând niveluri mai înalte ale mantalei (~ 260 Km), această magmă foarte fierbinte ar favoriza fuziunea parțială a lherzolitelor granate. Noua magmă formată prin fuziune parțială ar fi în echilibru cu faza solidă lherzolitică și ar avea o compoziție picritică a elementelor majore, dar în același timp ar fi îmbogățită în elemente incompatibile.

În condiții ideale, astfel de magme kimberlitice ar crește apoi foarte repede (12 m / s), de la o adâncime de cel puțin 200 km. La această adâncime, materialul kimberlitic este în esență o magmă reală, dar în timpul ascensiunii devine treptat un amestec de magmă, roci, fenocristale și volume mari de gaze și faze lichide cu densitate mică. Deoarece acest amestec crește treptat prin diferite medii chimico-fizice, schimbările compoziționale ale amestecului magmatic apar ca răspuns la procesele de reechilibrare, la noile condiții chimico-fizice, ale diferitelor faze din care este compus ^[2] .

Geneza diamantelor

Multă vreme s-a crezut că diamantele sunt fenocristale de kimberlit. Ipoteza a fost aruncată atunci când s-a descoperit că diamantele sunt mai vechi decât stânca care le găzduiește. Diferite date cu metodele Samarium-Neodymium și Uranium-Lead au arătat că în kimberlite de câteva sute de milioane de ani există diamante vechi de peste 3 miliarde de ani (Kramers, 1979; Richardson și colab., 1984) și același discurs se aplică și el la lamproite diamantate (Richardson, 1986). Așadar, diamantele trebuie să fi fost capturate din roci mai vechi în timpul ascensiunii magmei spre crustă ^[8] .
În ultimii douăzeci de ani ai secolului al XX-lea, un studiu detaliat al xenolitilor găsiți în kimberlite și roci bazaltice a permis petrologilor să dezvolte un model al structurii petrologice a regiunilor cratonice, locația preferată pentru kimberlite cu depozite de diamant. Figura 1 ilustrează o diagramă a relațiilor dintre locurile de geneză a magmelor și prezența sau absența diamantelor ^[8] .

Fig. 1. Relațiile dintre zonele de origine ale magmelor kimberlitice și lamproitice și ale orizonturilor diamantate .
Secțiunea ipotetica a unui archean Craton și un lanț adiacent cratonized mobile (sudate la Craton și erodate) indicând poziția litosferei - astenosferă graniță (LAB) și a limitei de stabilitate diamant grafit. Magmele kimberlite din grupul 1 (G ₁ K) provin din astenosferă și pot conține sau nu diamante ca xenocristale . Magma K ₁ poate conține diamante astenosferice și lherzolit până la granat împreună cu diamante derivate de la harzburgit la granat. Magma K ₂ poate conține diamante din aceleași surse ca diamantele provenite de la eclogite litosferice și cele subductibile . Magma K ₃ poate conține doar diamante care provin din astenosferă și lherzolit granat. Magma K ₄ nu trece prin niciuna dintre regiunile cu conținut de diamant, deci este sterilă. Se crede că magmele kimberlite din grupa 2 (G ₂ K) provin din zona de tranziție LAB și pot conține diamante derivate din harzburgite granate și eclogite subductate. Semnul de întrebare indică faptul că o componentă astenosferică poate fi implicată în geneza lor. Lamproitele (L) conțin diamante derivate din eclogite subducte și lherzolit granat litosferic. Cele melilitic și ultra bază lamprofiric magmele (M) sunt originare din domeniul de stabilitate al grafitului și , prin urmare , nu pot conține diamante. Din păcate, unele dintre aceste roci sunt asemănătoare petrografic cu kimberlitele și pot fi înșelătoare atunci când se prospectează depozite de diamante (din Mitchell RH, 1998, redrawn).

Diamantele au de obicei mici incluziuni de silicați, oxizi și sulfuri. Aceste incluziuni sunt interpretate ca mostre de materiale care au coexistat cu diamante în timpul creșterii lor. Studiile lui Meyer (1987) și Gurney (1989) au demonstrat existența a două grupuri principale de incluziuni, numite suită peridotitică și suită eclogitică ^[8] .

• Incluziunile suitei peridotice : constau din granat bogat în crom, diopsidă , olivină forsteritică și enstatită . Deși sunt asemănătoare cu constituenții lherzolitului și harzburgitului care formează mantaua superioară litosferică, acestea sunt semnificativ mai bogate în crom. Granatul pirop bogat în crom conținut în diamante este epuizat în CaO și are o soluție solidă spre knorringită (Mg ₃ Cr ₂ Si ₃ O ₁₂ ) mai degrabă decât spre uvarovit (Ca ₃ Cr ₂ Si ₃ O ₁₂ ). Această particularitate compozițională este împărtășită numai cu granatele găsite în exemplare rare de harzburgit cu granate purtătoare de diamant. Pe baza acestor dovezi, se crede că unele diamante derivă din dezagregarea acestor tipuri de roci sursă ^[8] .

Descoperirea xenocristalelor purpurii a piropului cromifer sub-calcic (cunoscut colocvial ca "granat G10") la kimberlite este văzută în mod obișnuit ca un indicator al prezenței diamantelor ^[8] .

• Incluziuni suite Eclogitic: Acestea constau în principal dintr - un pyrope - portocaliu almandine , piroxeni omphacytic , cianit și coite , o asociație similară cu cea care caracterizează xenoliths eclogitic găsit în multe kimberlites. Multe dintre aceste xenolite conțin diamante, deci este realist să credem că diamantele rezultă din descompunerea lor ^[8] .

Datele privind incluziunile sugerează, prin urmare, că diamantele derivă din cel puțin aceste două surse. Cu toate acestea, studiile asupra diamantelor din zăcămintele sud-africane arată că nu există nicio corelație între suita găsită în xenoliti și că în interiorul diamantelor: un kimberlit bogat în xenoliti eclogitici poate conține diamante cu incluziuni din suita de peridotite și invers ^[8] .
Studiile asupra xenolitilor de lherzolite, harzburgite și eclogite cu și fără diamante găsite în kimberlite arată că mineralele prezente sunt echilibrate la presiuni de 5,0-6,0 GPa (150-250 km) și temperaturi de 900-1400 ° C, caracteristici care le plasează în mantaua litosferică, în câmpul de stabilitate al diamantului (vezi figura 1). Din aceasta deducem că creșterea diamantelor s-a produs și în mantaua litosferică la presiuni și temperaturi similare - sau mai mari. Dar nu rezultă însă că diamantele formate în lherzolite și eclogite sunt neapărat produse prin procese identice ^[8] .
Modelele actuale de formare a diamantelor diferă în special în ceea ce privește originea carbonului.

• Un grup de ipoteze (Schulze, 1986; Kesson și Ringwood, 1989) consideră că carbonul este juvenil (adică derivat direct din fluide magmatice): depunerea carbonului ca diamant ar avea loc atunci când metanul sau alte hidrocarburi sunt oxidate în timpul ascensiunii prin litosferă. (Taylor și Green, 1989) sau la limita litosferă-astenosferă (Haggerty, 1986). Aceasta este ipoteza favorizată pentru diamantele care conțin incluziuni de suită de peridotită.
• Un al doilea grup de ipoteze sugerează că carbonul a fost introdus în manta prin procese de subducție și poate fi non-juvenil, dar de origine biogenă. Sprijinirea acestei ipoteze este spectrul larg al compozițiilor izotopice de carbon. Aceasta ar putea fi originea diamantelor care conțin incluziuni de suită eclogitică ^[8] .

Ambele seturi de ipoteze au în comun conceptul că rocile care conțin diamante s-au format la adâncimi mai mari de 150 km și în primul rând la sau imediat deasupra contactului astenosferă-litosferă. În cele din urmă, formarea diamantelor este legată de dezvoltarea pe termen lung a cratonelor continentale. Nu se știe dacă procesele genetice ale diamantelor au funcționat numai în arhean și proterozoic sau sunt active și astăzi ^[8] . Depozitarea diamantelor timp de miliarde de ani necesită păstrarea mantiei la fugacitate scăzută de oxigen. Il passaggio di fluidi ricchi in CO ₂ e H ₂ O attraverso gli orizzonti diamantiferi comporta l'ossidazione dei diamanti a CO o la loro conversione a grafite. In conclusione le ipotesi correnti ritengono che le radici dei cratoni continentali contengano "orizzonti" diamantiferi la cui estensione laterale e verticale è sconosciuta. La distruzione e disaggregazione di questi orizzonti per il passaggio di magmi provenienti da maggiori profondità comporta l'incorporazione dei diamanti come xenocristalli nel magma ^[8] .

Distribuzione e uso delle kimberliti

Distribuzione nel mondo di Kimberliti gruppo 1 e orangeiti (gruppo 2). In colore più chiaro l'estensione dei cratoni archeani. I quadrati più grandi indicano le kimberliti diamantifere. Nella cartina in dettaglio i grappoli di kimberliti ei diatremi orangeitici, con la loro età in Ma, nel Cratone di Kaapvaal (Africa meridionale).

A tutt'oggi sono stati individuati nel mondo circa 6400 camini kimberlitici, 900 dei quali sono classificati come diamantiferi e di questi solo una trentina sono stati coltivati per diamanti ^[9] .
Tra i distretti economicamente più importanti ci sono quelli di Kimberley in Sudafrica (tra i primi individuati e coltivati), del Botswana centro-orientale, della miniera Mir e del camino Udachnaya (entrambi nella Repubblica Sacha in Siberia ).
L'interesse per le kimberliti è ovviamente legato alla presenza dei diamanti, che sono utilizzati principalmente per la realizzazione di utensili per la lavorazione di pietre dure (scalpelli e corone diamantate per lo scavo di rocce, lame e dischi per seghe, paste abrasive per la lavorazione delle gemme). Solo una minima parte dei diamanti ha le caratteristiche idonee per essere usata in gioielleria. Alcuni camini kimberlitici contengono la varietà color rubino del granato piropo, utilizzata in gioielleria come pietra semipreziosa.

Note

Bibliografia

• Wooley AR, Bergman SC, Edgar AD, Le Bas MJ, Mitchell RH, Rock NMS, Scott Smith BH - Classification of Lamprophyres, lamproites, kimberlites and the kalsilitic, melilitic and leucitic rocks (1996) - The Canadian Mineralogist, 34, pag.175-186

Galleria d'immagini

Altri progetti

• Wikimedia Commons contiene immagini o altri file su Kimberlite

Collegamenti esterni

• ( EN ) Kimberlite , su Enciclopedia Britannica , Encyclopædia Britannica, Inc.

Portale Scienze della Terra : accedi alle voci di Wikipedia che trattano di Scienze della Terra