Sotto il nome di kimberlite è compreso un gruppo di rocce ignee ultrabasiche (SiO2 < 45% in peso) e potassiche o ultrapotassiche (cioè con K2O / Na2O > 2), solitamente brecciate, con tessitura porfirica caratterizzata da grossi cristalli (megacristalli) di minerali femici, tra i quali prevale l'olivina serpentinizzata. In prossimità della superficie costituiscono il riempimento di particolari dicchi e camini vulcanici chiamati diatremi. La kimberlite è nota soprattutto come roccia madre dei diamanti, sebbene non sia l'unico tipo di roccia che li contiene.
Storia e origine del nome La prima roccia kimberlitica venne descritta da Vanuxen nel 1837 a Ludlowville vicino Ithaca, nello stato di New York (USA); tuttavia il termine Kimberlite venne introdotto per la prima volta da Lewis nel 1887 per descrivere alcune peridotiti micacee contenenti diamanti della zona di Kimberley nel Sudafricahttp://www.alexstrekeisen.it/vulc/kimberlitess.php sito consultato nel marzo del 2018.
Caratteristiche, variabilità e mineralogia
Originariamente il termine kimberlite descriveva più un'idea che un particolare tipo di roccia, e l’idea era che le kimberliti fossero un qualsiasi tipo di roccia ultramafica contenente diamanti. Oggi le kimberliti e le affini e spesso a loro associate lamproiti rappresentano ancora una sfida per i petrografi nella ricerca di dare loro una precisa definizione e stabilire confini netti tra un litotipo e l'altro. Non c'è accordo tra chi vorrebbe conservare la nomenclatura storica e chi crede che questa vada completamente rivista. La sottocommissione sulla sistematica delle rocce ignee dell'IUGS (International Union of Geological Sciences) propone (2003) di seguire, caratterizzandola più precisamente dal punto di vista mineralogico, la divisione proposta da Smith et al. (1985) e Skinner (1989) in kimberliti del gruppo 1 che corrispondono all'archetipo di Kimberley, precedentemente definite kimberliti basaltiche da Wagner (1914) e in kimberliti del gruppo 2, precedentemente definite kimberliti lamprofiriche o micacee da Wagner (1914)Le Maitre R.W. - Igneous Rocks. A classification and glossary terms. 2nd edition(2002) - Cambridge University Press, pp. 13-15.
Kimberliti del gruppo 1 Queste rocce sono particolarmente ricche di elementi volatili (principalmente CO2) e chimicamente con potassio maggiore di sodio. Comunemente presentano una distintiva tessitura inequigranulare, con macrocristalli (tipicamente 0,5–10 mm di diametro) o talora megacristalli (tipicamente 1–10 cm di diametro) in una pasta di fondo o matrice a grana fine. Macro- e megacristalli, alcuni dei quali sono xenocristalli, includono cristalli anedrali (cioè irregolari e non terminati da facce piane) di olivina (minerale dominante), ilmenite magnesiaca, piropo, diopside (talvolta subcalcico), flogopite, enstatite e cromite povera in titanio. La matrice contiene una seconda generazione euedrale o subedrale di olivina associata a uno o più dei seguenti minerali primari: monticellite, flogopite, spinello, apatite, carbonati e serpentino. Molte kimberliti contengono una mica pecilitica appartenente alla serie barifera flogopite–kinoshitalite. Solfuri nickeliferi e rutilo sono comuni accessori. Comune è anche la sostituzione delle precedentemente cristallizzate olivina, flogopite, monticellite e apatite con serpentino deuterico e calcite. Membri evoluti del gruppo 1 possono essere poveri o mancare del tutto di macrocristalli ed essere costituiti di olivina di seconda generazione, calcite, serpentino e magnetite insieme con quantità minori di flogopite, apatite e perowskite. + Confronto tra mineralogia di Kimberliti gruppo 1 e gruppo 2 (Orangeiti) Kimberlite gruppo 1 Orangeite Olivina mmm, fff mm, ff Flogopite mm, ff, ggg mmm, fff, ggg Leucite g Ti-K richterite gg Sanidino ggg diopside ggg Monticellite ggg Mg-spinello gggg gg Perovskite ggg gg Apatite ggg gggg K-Ba-titanite g ggg Silicati di Zr g ggg Mn-ilmenite gg ggg Calcite gggg ggg Piropo mmm LEGENDA: vuoto: assente. x: molto raro. xx: raro. xxx: comune. xxxx: abbondante. g: massa di fondo. f: fenocristalli. m: megacristalli (da Mitchell, 1996) La complessità mineralogica e strutturale rende evidente che queste kimberliti sono rocce ibride, nelle quali la difficoltà di distinguere i costituenti primari dagli xenocristalli trascinati all'interno del magma preclude la possibilità di una semplice distinzione. La soprastante caratterizzazione tenta di riconoscere che la composizione e la mineralogia delle kimberliti non è interamente derivata da un magma genitore e i termini non genetici macrocristallo e megacristallo sono usati per descrivere minerali di origine non riconoscibile. Per i macrocristalli è generalmente riconosciuta un'origine dalla disaggregazione di harzburgiti, lherzoliti ed eclogiti del mantello e da xenoliti di peridotite metasomatizzata. L'origine dei minerali costituenti i megacristalli, con significative diversità chimiche rispetto a quelli dei macrocristalli (soprattutto un minor contenuto in cromo), è tuttora dibattuta. Queste distinzioni chimiche tra macro- e megacristalli sono incluse nella definizione di kimberlite per la loro comune presenza ma, strettamente parlando, i minerali riconosciuti come xenocristalli non andrebbero inclusi nella definizione in quanto non sono cristallizzati da un magma genitore.
Kimberliti del gruppo 2 Studi recenti hanno dimostrato che le kimberliti del gruppo 1 e del gruppo 2 sono tipi di rocce mineralogicamente differenti e petrogeneticamente distinti. Non c'è ancora accordo sulla definizione del gruppo 2 per cui occorrerebbero ulteriori studi. Mitchell (1986, 1994, 1995) suggerisce che queste rocce non siano affatto kimberliti e si dovrebbe usare il termine orangeiti in riconoscimento del loro distinto carattere e dell'unica presenza nella regione di Orange, in Sudafrica. Le kimberliti del gruppo 2 (o orangeiti) sono un gruppo di rocce ultrapotassiche (K2O / Na2O > 3) e peralcaline ((K2O + Na2O) / Al2O3 > 1) ricche in elementi volatili (prevalentemente H2O) caratterizzate da megacristalli e microfenocristalli di flogopite insieme a miche nella pasta di fondo che variano in composizione dalla flogopite alla tetraferriflogopite. Macrocristalli arrotondati di olivina e cristalli euedrali di olivina sono comuni ma non i maggiori constituenti. Tra i caratteristici minerali primari della pasta di fondo sono inclusi diopside zonato verso (e circondato da) egirina titanifera, spinello (da Mg-cromite a Ti-magnetite), perovskite ricca in stronzio e terre rare, apatite ricca in stronzio, fosfati ricchi in terre rare (monazite, daqingshanite), potassio-bario titanati appartenenti al gruppo dell'hollandite, potassio triskaidecatitanati (K2Ti13O27), Nb-rutilo e Mn-ilmenite. Essi sono impostati in una mesostasi che può contenere calcite, dolomite, ancylite e altri carbonati delle terre rare, witherite, norsethite e serpentino. Membri evoluti del gruppo contengono sanidino e K-richterite nella pasta di fondo. Silicati di zirconio (wadeite, zircone, granato kimzeyitico, silicato di Ca-Zr) possono comparire come minerali di stadio tardivo, mentre la barite è un comune minerale secondario deuterico. Queste rocce hanno un'affinità verso le lamproiti maggiore che non verso le kimberliti del gruppo 1, tuttavia vi sono differenze nella composizione e nella mineralogia che permettono di separarle dalle lamproiti.
Giacitura delle kimberliti
Le kimberliti del gruppo 1 e del gruppo 2 hanno comuni giaciture sia sotto forma di corpi ipoabissali (dicchi e filoni-strato o sill) che di camini vulcanici esplosivi noti come diatremi. Questi ultimi sono piccoli, con un diametro massimo in superficie di 2 km (ma generalmente molto minore), e un'estensione verticale di 1–2 km. Spesso sono riuniti in grappoli, come nel più noto esempio del Lesotho settentrionale, dove se ne contano oltre 180, in media uno ogni 25 km2. Alcuni convergono in profondità verso dicchi di kimberlite non frammentata. I dicchi sono sottili, normalmente meno di 10 m, ma si estendono fino a 14 km. Filoni e diatremi si intersecano vicendevolmente.Evans A.M. - Ore geology and industrial minerals. Third edition (1993) - Blackwell Publishing, pp.104-113.
I camini hanno una forma a stretto imbuto, con pareti verticali o fortemente inclinate. Nella parte superiore la kimberlite ha la struttura di un agglomerato vulcanico (in realtà una breccia tufacea con molti frammenti arrotondati e immersi in una matrice a grana fine) e del tufo. I frammenti arrotondati sono spesso xenoliti di rocce metamorfiche di origine crostale profonda o di peridotiti a granato o eclogiti provenienti dal mantello superiore. La loro natura arrotondata è attribuita ad un'origine da gas fluidizzati. La kimberlite magmatica è confinata nella parte più profonda del camino, dove ha spesso la forma di una breccia d'intrusione, sfumante gradualmente verso l'agglomerato in alto e verso la kimberlite intrusiva dei dicchi di alimentazione in basso..La matrice della breccia è composta da diopside, serpentino e flogopite; non vi è nessun effetto termico sulle rocce incassanti, indice che la cristallizzazione nel diatrema è avvenuta a bassa temperatura. Al contrario la kimberlite di dicchi e sill non è frammentata, presenta calcite e serpentino nella matrice e gli xenoliti hanno subito pirometamorfismoIl pirometamorfismo è un tipo di metamorfismo di contatto caratterizzato da temperature molto alte a pressioni molto basse, generato da un corpo vulcanico o subvulcanico. Si sviluppa tipicamente attorno a xenoliti inclusi in questi corpi. Può essere accompagnato da fusione parziale a vari gradi. e presentano sovente spesse corone di reazione o zone concentriche a metamorfismo termico variabile I diatremi più recenti terminano in superficie in maar, depressioni occupate da laghi con sedimenti lacustri profondi fino a 300 m e intorno presentano un modesto anello di tufi non più alto di qualche decina di m. Quelli più vecchi sono più o meno profondamente erosi, fino a raggiungere la base del cono..
Messa in posto delle kimberliti La complessità delle strutture dei camini kimberlitici rende difficile ricostruire il meccanismo con cui le varie rocce si sono messe in posto. Così sono sorti numerosi modelli interpretativi. Tra questi i seguenti sono i più accreditati:
Modello esplosivo Questo modello prevede la risalita, a bassa profondità, di magma kimberlitico, il suo accumulo in una camera magmatica intermedia e il successivo arricchimento in volatili. Quando la pressione all’interno della camera magmatica raggiunge elevati valori, tali da vincere la pressione litostatica, l’eruzione kimberlitica ha luogo. L’epicentro dell’eruzione dovrebbe trovarsi all’interfaccia tra il sistema ipoabissale e la base del diatrema. Lo scavo in profondità, a scopi economici, di numerosi diatremi kimberlitici sembra non avallare questa ipotesi: Non sono state mai trovate tracce di camere magmatiche intermedie; l’angolo che le pareti del diatrema formano con le rocce incassanti è troppo alto (80-85°) perché questo possa essersi formato ad una tale profondità.
Modello della fluidizzazione