Zarówno lokalizacja jak i pochodzenie magm kimberlitowych są przedmiotem sporów. Ich ekstremalne wzbogacenie i geochemia doprowadziły do dużej ilości spekulacji na temat ich pochodzenia, z modelami umieszczającymi ich źródło w subkontynentalnym płaszczu litosferycznym (SCLM) lub nawet tak głęboko jak strefa przejściowa. Mechanizm wzbogacania również był przedmiotem zainteresowania, z modelami obejmującymi częściowe topnienie, asymilację osadów subdukowanych lub pochodzenie z pierwotnego źródła magmy.
Historycznie kimberlity były klasyfikowane do dwóch odrębnych odmian, określanych jako „bazaltowe” i „mikowe”, głównie na podstawie obserwacji petrograficznych. Zostało to później zrewidowane przez C. B. Smitha, który zmienił nazwę tych podziałów na „grupę I” i „grupę II” w oparciu o pokrewieństwo izotopowe tych skał z wykorzystaniem układów Nd, Sr i Pb. Roger Mitchell zaproponował później, że kimberlity grupy I i II wykazują tak wyraźne różnice, że mogą nie być tak blisko spokrewnione, jak kiedyś sądzono. Wykazał on, że kimberlity grupy II wykazują bliższe pokrewieństwo z lamproitami niż z kimberlitami grupy I. Dlatego, aby zapobiec pomyłkom, przeklasyfikował kimberlity grupy II jako oranżity.
Grupa I kimberlityEdit
Grupa I kimberlity to bogate w CO2 ultramaficzne potasowe skały iglaste zdominowane przez pierwotny forsterytyczny oliwin i minerały węglanowe, z zespołem minerałów śladowych ilmenitu magnezowego, piropu chromowego, piropu almandynu, diopsydów chromowych (w niektórych przypadkach podkalcytowych), flogopitu, enstatytu i chromitu ubogiego w Ti-. Kimberlity grupy I wykazują charakterystyczną teksturę inequigranular spowodowaną przez makrokryształy (0.5-10 mm lub 0.020-0.394 in) do megakryształów (10-200 mm lub 0.39-7.87 in) fenokryształów oliwinu, piropu, diopsydów chromianowych, ilmenitu magnezowego i flogopitu, w drobno- lub średnioziarnistej masie mielonej.
The groundmass mineralogy, który bardziej przypomina prawdziwy skład skały płonnej, jest zdominowany przez węglan i znaczne ilości forsteritic olivine, z mniejszymi ilościami granatu pyrope, Cr-diopside, magnezowy ilmenit, i spinel.
Lamproity oliwinoweEdit
Lamproity oliwinowe były wcześniej nazywane kimberlitami grupy II lub oranżitem w odpowiedzi na błędne przekonanie, że występowały one tylko w Afryce Południowej. Ich występowanie i petrologia są jednak identyczne na całym świecie i nie powinny być błędnie określane jako kimberlit. Lamproity oliwinowe to ultrapotasowe, peralkaliczne skały bogate w wolatile (głównie H2O). Charakterystyczną cechą lamproitów oliwinowych są makrokryształy i mikrofenokryształy flogopitu wraz z mikami w masie, które różnią się składem od flogopitu do „tetraferriphlogopitu” (anomalnie ubogi w Allogopit wymagający Fe do wejścia w miejsce tetraedryczne). Resorbowane makrokryształy oliwinu i euhedralne kryształy pierwotne mielonego oliwinu są powszechnymi, ale nie podstawowymi składnikami.
Charakterystyczne fazy pierwotne w masie ziemnej obejmują strefowane pirokseny (rdzenie diopsydów obrzeżone przez Ti – egiryn), minerały z grupy spineli (od chromitu magnezowego do magnetytu tytanowego), bogaty w Sr i REE perowskit, bogaty w Sr apatyt, bogate w REE fosforany (monazit, daqingshanit), minerały z grupy barian hollandytów potasowych, rutyl noszący Nb i ilmenit noszący Mn.
Wskaźnikowe minerały kimberlitówEdit
Kimberlity są osobliwymi skałami iglastymi, ponieważ zawierają różnorodne gatunki minerałów o składzie chemicznym wskazującym, że powstały pod wysokim ciśnieniem i w wysokiej temperaturze w obrębie płaszcza. Minerały te, takie jak diopsyd chromu (piroksen), spinel chromu, ilmenit magnezowy i granaty piropu bogate w chrom, są generalnie nieobecne w większości innych skał iglastych, co czyni je szczególnie przydatnymi jako wskaźniki kimberlitów.
Te minerały wskaźnikowe są generalnie poszukiwane w osadach strumieniowych we współczesnym materiale aluwialnym. Ich obecność może wskazywać na obecność kimberlitu w obrębie erozyjnego działu wodnego, który wytworzył aluwia.