Le Kimberliti

Le Kimberliti sono rocce piroclastiche, ultramafiche fortemente alcaline (generalmente ricche in K) che hanno fin da sempre attratto l’attenzione dei geologi per diversi fattori, principalmente poiché contengono comunemente diamanti (che ha un notevole interesse economico) e xenoliti di mantello profondo. Inoltre le kimberliti sono rocce derivanti da sorgenti mantelliche estremamente profonde, più profonde di qualsiasi altro tipo di rocce vulcaniche; hanno poi una composizione estremamente inusuale: pur avendo un basso contenuto in silice, risultano estremamente arricchite in elementi incompatibili ed elementi in traccia (caratteristiche di rocce più evolute) che rendono la loro comprensione molto difficile.

La prima roccia kimberlitica venne descritta da Vanuxen nel 1837 a Ludlowiville vicino Ithaca, nello stato di New York (USA); tuttavia il termine Kimberlite venne introdotto per la prima volta da Lewis nel 1887 per descrivere delle peridotiti micacee contenenti diamanti della zona di Kimberly in S. Africa. 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 (assieme a xenoliti e xenocristalli di varia natura).

La petrografia delle Kimberliti è estremamente complessa e spesso quasi paradossale:

1) Sono rocce ibride che contengono frammenti rocciosi, cristalli, xenocristalli, materiale magmatico congelato (vetro) derivanti da diversi ambienti, spesso non legati tra loro.
2) Hanno una moda estremamente variabile, e possono contenere tutti, o varie proporzioni di: olivina, flogopite, granati, pirosseni, carbonati, monticellite, ilmenite, cromite e perovskite.

Tuttavia le abbondanze relative dei vari minerali varia moltissimo da kimberlite a kimberlite, spesso anche in kimberliti della stessa zona, e in risposta alla variazione modale cambia anche la composizione. Non ci sono quindi dei semplici e chiari criteri modali o chimici per definire correttamente il termine Kimberlite.

Mitchell (1970) ha definito le Kimberliti come:

Peridotiti alcaline, porfiriche, contenenti cristalli arrotondati di olivina (serpentinizzarta, carbonatata o fresca), flogopite (fesca o cloritizzata), Ilmenite magnesiaca, piropo e piropo cromifero, immersi in una matrice a grana fine composta da olivina e flogopite (di seconda generazione rispetto ai fenocristalli) associate a apatite, pervoskite e minerli secondari (calcite, serpentino). Xenoliti peridotitici contenenti diamanti possono essere presenti o meno.

Più recentemente Clement (1984) ha definito le Kimberliti (Sensu stricto) come:

Rocce ignee ultrabasiche, potassiche, ricche in volatili che si rinvengono in camini (pipe), dicchi o sill. Hanno tessitura fortemente disequigranulare risultante dalla presenza di macrocristalli immersi in una matrice a grana fine. La matrice contiene, come minerali primari, olivina e tutta una serie di minerali quali: flogopite, monticellite, carbonati, pirosseni, apatite, perovskite e ilmenite. I macrocristalli sono generalmente minerali ferromagnesiaci, di origine mantellica con abito anedrale: olivina, flogopite, ilmenite, pirosseni, granati e spinelli. L’olivina è estremamente abbondante rispetto a tutte le altre fasi le quali non è indispensabile siano presenti.

Come detto in precedenza la composizione modale delle kimberliti è estremamente variabile; l’unica costante è che l’olivina è sempre presente in grandi quantità, ma può essere parzialmente, o totalmente, sostituita da minerali secondari. Alcune rocce kimberlitiche contengono spesso tre generazione diversi di olivina: grandi macrocristalli (> 4 mm) con una composizione di circa Fo84-86; cristalli di dimensioni medie con composizione spesso più ricca in magnesio (>Fo90), e piccoli cristalli di olivina nella pasta di fondo con composizione intermedia tra le prima due generazioni. L’abbondanza di flogopite e minerali carbonatici è allo stesso modo molto variabile; per questa ragione le kimberliti possono essere suddivise in tre grandi categorie: Kimberliti (Sensu stricto); Kimberliti micacee; Kimberliti carbonatiche.

Sulla base di numerosi studi su depositi kimberlitici in tutto il mondo, i geologi hanno suddiviso le kimberliti in tre unità distinte (Fig.1), in base alla morfologia e alla petrografia. Le unità sono:

1) Facies craterica
2) Facies di diatrema
3) Facies ipoabissale

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Fig.1: Morfologia di un camino kimberlitico. Modificato da Mitchell, 1986



1) Facies Craterica

La morfologia superficiale di un camino kimberlitico non eroso è caratterizzata da un cratere, ampio fino a 2 Km, il cui fondo può essere situato a diverse centinaia di metri al di sotto del piano campagna. Il cratere è generalmente più profondo nella parte centrale. Attorno al cratere si ha un anello di materiale tufaceo (tuff-ring) relativamente basso (circa 30 m o meno), se comparato al diametro del cratere.

La facies craterica è caratterizzata da due tipi di rocce: depositi piroclasitici e depositi epiclastici (rimaneggiati da fenomeni atmosferici).



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Fig.2: Facies Craterica di un camino Kimberlitico. Modificato da Mitchell 1986



A) Rocce piroclastiche:
Le rocce piroclastiche costituiscono il tuff-ring attorno al cratere e si rinvengono all’interno dello stesso. Glu unici Tuff-ring preservati che si conoscono sono quelli delle kimberliti di Igwissi Hills (Fig.3) in Tanzania e quello di Kasami in Mali (Africa). L’altezza dei tuff-ring varia da 1-4 m fino ad un massimo di 15-50 m. I depositi che li costituiscono sono comunemente ben stratificati, vescicolati e carbonatati. Dallo studio dei tuff-ring di Igwissi Hills e Kasami è stato possibile distinguere tre unità che dal basso verso l’alto sono:

1. Tufi fortemente stratificati: si hanno strati composti da lapilli e particelle di cenere in cui non si osserva gradazione all’interno dei singoli strati; si ritiene che tali depositi si siano formati per caduta di materiale, forse rimaneggiato da processi meteorici.
2. Depositi piroclastici grossolani poco stratificati: formano depositi a grana grossa, con strutture si slump e pieghe reomorfe.
3. Brecce basali



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Fig.3: Cratere kimberlitico di Igwissi Hills con Tuff-ring.



B) Rocce Epiclastiche:
Tali depositi rappresentano il materiale piroclastico, sia del tuff-ring che del cratere, rimaneggiato all’interno del lago che si forma nel cratere. Sono depositi complessi che ricordano depositi lacustri e conoidi alluvionali. La grana di tali depositi aumenta con la distanza dai bordi del cratere divenendo ben classati verso il centro dello stesso. Spesso si rinvengono fossili. Talvolta i depositi epiclastici risultano completamente sostituiti da calcedonio, testimonianza di fasi fumaroliche, associate alle fasi finali dell’attività vulcanica.

2) Facies di Diatrema

I diatremi (o camini) kimberlitici hanno una profondità di circa 1-2 Km, generalmente con forma a carota (che tende a restringersi con la profondità) e con sezioni circolari o ellittiche in superficie. La zona del diatrema è caratterizzata da frammenti vulcanoclastici, xenoliti e altro materiale, strappato a varie profondità durante la risalita del magma. Alcune caratteristiche dei diatremi sono:

Presenza di frammenti angolosi di rocce incassanti; materiale juvenile frammentato; xenoliti di rocce incassanti che si rinvengono fino a 1000 m di profondità all’interno del diatrema rispetto all’originaria posizione; lapilli accrezionali; matrice composta da diopside, serpentino e flogopite; nessun effetto termico sulle rocce incassanti, indice che la cristallizzazione nel diatrema avviene a bassa temperatura.

3) Facies Ipoabissale

I depositi ipoabissali si formano per la cristallizzazione, ad alta temperatura, del magma kimberlitico ricco in volatili. Comunemente si hanno tessiture ignee e la totale assenza di frammentazione. Alcune caratteristiche dei depositi ipoabissali sono:

Presenza di calcite e serpentino nella matrice; i frammenti rocciosi hanno subito pirometamorfismo e presentano spesso spesse corone di reazione o zone concentriche a metamorfismo termico variabile; si ha la presenza di tessiture disequigranulari.

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Fig.4: Campione di Kimberlite Ipoabissale. Frammenti rocciosi di varia natura immersi in una matrice composta da calcite (bianco) e serpentino (verde). Immagine tratta dall’università della British columbia.



Modelli di messa in posto delle Kimberliti

Nel tempo sono stati proposte numerose ipotesi e modelli riguardo la messa in posto delle Kimberliti; alcuni di questi includono: 1) Modello esplosivo, 2) modello della fluidizzazione, 3) modello idrovulcanico.

1) Modello esplosivo di messa in posto
Tale modello prevede la risalita, a bassa profondità, di magma kimberlitico, il suo accumulo in camere magmatiche 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 è ipotizzato essere all’interfaccia tra la facies ipoabissale e quella di diatrema.

Attraverso l’escavazione, a scopi economici, di numerosi diatremi kimberlitici è risultato chiaro che tale ipotesi è del tutto insostenibile. Non sono state trovate mai tracce di camere magmatiche intermedie e inoltre l’angolo che le pareti del diatrema formano con le rocce incassanti è troppo alto (80-85°) per essersi formato ad una tale profondità. La transizione tra facies ipoabissale e facies di diatrema è generalmente a 2 Km di profondità mentre il cratere è generalmente largo 1 Km, questo produce un rapporto di 1:2, ma studi sulle eruzioni in profondità hanno rivelato che il rapporto dovrebbe essere vicino ad 1.

2) Modello della fluidizzazione
Tale teoria venne inizialmente proposta da Dawson (1962, 1971) e successivamente adottata e rivisitata da Clement (1982) e da Field e S. Smith (1999).

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Fig.5: Modello della fluidizzazione. Modificato da Mitchell 1986



In accordo con tale modello, il magma kimberlitico risalirebbe in impulsi magmatici successivi, formando quelli che Mitchell (1986) definisce diatremi embrionali, gli uni sovrapposti agli altri (Fig.5). il risultato è un complesso network di condotti o camini composti da kimberliti ipoabissali. La superfice di tali condotti non è aperta e i volatili tendono ad accumularsi man mano che nuovi impulsi si accumulano.

Ad un certo punto, con l’accumularsi dei vari impulsi magmatici, l’altezza complessiva del diatrema embrionale raggiunge un livello prossimo alla superficie (circa 500m) e la pressione all’interno dei vari condotti raggiunge un punto critico, superando la pressione litostatica. A questo punto la liberazione dei volatili causa una fase di fluidizzazione. La liberazione improvvisa di volatili ad alta pressione favorisce il mescolamento di frammenti rocciosi, porzioni di magma juvenile e altro materiale all’interno del diatrema. Il fronte di fluidizzazione viene spinto verso l’alto dei volatili in risalita, ma tale processo si ritiene abbia una durata limitata in quanto i frammenti rocciosi che si rinvengono nel diatrema hanno sempre una morfologia angolosa. Tale teoria spiegherebbe molte delle caratteristiche dei diatremi kimberlitici come:

i) Il rinvenimento di frammenti di rocce incassanti fino a 1km di profondità rispetto alla loro originaria posizione (vedi Facies di Diatrema)
ii) Rapporto raggio cratere-superficie di esplosione vicino ad 1
iii) Presenza di complessi condotti kimberlitici in profondità rinvenuti in numerose parti del mondo
iv) Transizione tra facies ipoabissale e di diatrema.

Recenti scoperte di camini kimberlitici in Canada (con morfologia diversa dai classici camini kimberlitici Africani) hanno favorito una rivalutazione della teoria della fluidizzazione. Field e S. Smith non negano che l’acqua possa giocare un ruolo importante nello sviluppo morfologico dei camini kimberlitici; essi ritengono che in alcuni casi i magmi kimberlitici possano venire in contatto con acquiferi, e in questo caso la morfologia del camino kimberlitico risulta estremamente diversa da quella osservata altrove, soprattutto in Africa. Secondo Field e S. Smith il contesto geologico in cui le kimberliti si mettono in posto gioca un ruolo fondamentale nello sviluppo morfologico delle stesse. Rocce molto compatte, come i basalti che ricoprono gran parte del Sud Africa, e povere in acquiferi avrebbero favorito una morfologia delle kimberliti classica (diatremi molto inclinati e tre distinte facies kimberlitiche); altri contesti geologici ad esempio caratterizzati da rocce poco consolidate, e ricche in acquiferi, avrebbero favorito lo sviluppo di una morfologia totalmente diversa: diatremi poco inclinati e riempiti da materiale della facies craterica, senza però la presenza della facies di diatrema.

3) modello idrovulcanico (Freatomagmatico)
secondo tale modello, fortemente enfatizzato da Lorenz (1999), il magma kimberlitico risalirebbe in condotti interconnessi larghi circa 1m. Secondo questo modello la risalita magmatica lungo sistemi di faglia (capaci di veicolare l’acqua) favorirebbe l’interazione acqua-magma; oppure la frammentazione magmatica durante la liberazione dei volatili permetterebbe l’infiltrazione di acqua e la conseguente interazione con il magma. In ogni caso, l’interazione tra acqua e magma produrrebbe un eruzione fratomagmetica di breve durata. Tale modello ha però numerose problematiche:

i) non spiega perché ogni eruzione kimberlitica debba avvenire per contatto con l’acqua. Non tutti i contesti geologici sono favorevoli a tale interazione.
ii) Non spiega la presenza di complessi condotti kimberlitici in profondità rinvenuti in numerose parti del mondo.

Petrogenesi

Le rocce kimberlitiche costituiscono un vero e proprio paradosso in quanto esse presentano una composizione simile alle picriti meno evolute, ma sono allo stesso tempo arricchite in elementi incompatibili, caratteristica peculiare di rocce più evolute.

I magmi kimberlitici derivano da sorgenti mantelliche estremamente profonde (Fig.6), più profonde di qualsiasi altra roccia vulcanica; questo è indicato non solo dal fatto che contengono diamanti (caratteristica condivisa con molti lamproiti) ma anche dal fatto che contengono comunemente xenoliti di Lherzoliti a granato e harzburgiti. Tali xenoliti sono porzioni di mantello profondo strappate durante la risalita dei magmi kimberlitici e sono un indicatore ottimale per stabilire a che profondità, e in che contesti di P-T, tali magmi si siano formati.

Il contenuto di Al2O3 dell’ortopirosseno degli xenoliti, che coesiste con il granato, è noto (da esperimenti di laboratorio) variare con la pressione (MacGregor, 1974). Quindi tramite studi della concentrazione di Al2O3 negli ortopirosseni degli xenoliti peridotitici, ha permesso di stabilire la profondità di origine di tali xenoliti. Le condizioni di T-P a cui gli xenoliti si sono formati, prima di essere presi in carico dalle kimberliti, può essere dedotta inoltre da geotermometri basati sul contenuto di CaO del clinopirosseno in equilibrio con l’ortopirosseno.

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Fig.6: Diagramma semplificato sull'origine delle kimberliti: kimberliti (K), melilititi (M) nefeliniti (N) LAB, Limite litosfera-astenosfera; MN, meliliti nefelinitiche. Modificato da Mitchell 2005



Studi sperimentali condotti da Wille e Huang (1975) hanno dimostrato che i magmi kimberlitici si formano, tramite piccoli gradi di fusione parziale di un mantello peridotitico, in presenza di CO2 e H2O. I vari studi hanno rielevato che alla pressione di 5.0-6.0 GPa, la fusione parziale di una Lherzolite a granato e flogopite, in presenza di CO2 e H2O, produce fusi a composizione kimberlitica. Wille e Huang inoltre suggeriscono che a pressioni superiori a 5.0 GPa i liquidi kimberlitici potrebbero essere estremamente comuni nel mantello profondo, e che, la rarità delle rocce kimberlitiche sia da attribuire alla rarità dei contesti tettonici favorevoli alla loro ascesa e messa in posto.

Al fine di spiegare perché le kimberliti contengano alti contenuti di elementi incompatibili, e anche perché esse contengano cristalli e xenoliti che si sono equilibrati ad alta pressione, Harris e Middlemost (1970) hanno proposto che i magmi kimberlitici si formino un due processi consecutivi.

In un primo stadio si avrebbe la risalita di un magma poco denso, ricco in volatili (CO2 e H2O) dalle parti profonde del mantello (600Km), formatosi per processi di degassamento mantellico. Successivamente, raggiunti livelli più elevati del mantello (260Km) tale magma, molto caldo, favorirebbe la fusione parziale delle Lherzoliti a granato. Il nuovo magma formatosi per fusione parziale sarebbe in equilibrio con la fase solida Lherzolitica e avrebbe una composizione degli elementi maggiori picritica, ma allo stesso tempo sarebbe arricchito in elementi incompatibili. In condizioni ideali, tali magmi kimberlitici risalirebbero poi molto velocemente (12m/s), da una profondità di almeno 200Km. A tale profondità, il materiale kimberlitico è essenzialmente un vero e proprio magma, ma durante la risalita diviene man mano una miscela di magma, rocce, fenocristalli e grandi volumi di gas e fasi liquide a bassa densità. Poiché tale miscela risale man mano attraverso diversi ambienti chimico-fisici, i cambiamenti composizionali della miscela magmatica avvengono in risposta ai processi di riequilibrazione, alle nuove condizioni chimico-fisiche, della varie fasi di cui è composta.
Il primo impulso magmatico a raggiungere la superficie produrrà un cratere di tipo maar, o un cono circondato da materiale piroclastico. Con l’arrivo dei successivi impulsi magmatici, il materiale nella porzione craterica tenderà ad aumentare, mentre la zona diatremica subirà man mano processi di miscelazione-fluidizzazione assumendo poi le tipiche caratteristiche.



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kimberlite. Notare il grosso cristallo verde di diopside



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kimberlite, Sloan Ranch, Colorado. Notare il grosso cristallo di piropo



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kimberlite brecciata con cristalli serpentinizzati di olivina





Bibliografia



• Mitchell, R. H. (1991). Kimberlites and lamproites: Primary sources of diamond. Geoscience Canada, 18(1), 1-16.