Gyémánt

Gyémánt
Általános adatok
Kémiai név	szén
Képlet	C
Kristályrendszer	köbös
Ásványrendszertani besorolás
Osztály	Terméselemek
Alosztály	Félfémek és nemfémek
Azonosítás
Megjelenés	oktaéder, ritkábban hexaéder
Szín	színe sokféle, többnyire színtelen vagy sárgás
Porszín	fehér
Fény	gyémántfényű
Átlátszóság	átlátszó, áttetsző, de zavaros és átlátszatlan is lehet
Keménység	10 (a Mohs-féle keménységi skála referenciaásványa)
Hasadás	oktaéder síkok mentén tökéletes
Törés	kagylós
Sűrűség	3,52 g/cm³
Különleges tulajdonság	Nagy fénytörés és színszórás, ami a kő lapjain többszörösen színekre bontja a fehér fényt; dörzsölésre pozitív töltést nyer; 720–1000 °C-on oxigén jelenlétében CO2-vé ég el, nitrogén gázban elektromos ív hatására grafittá alakul át; csak a K2Cr2O7 és H2SO4 elegye vagy a K2CO3-olvadék marja.

A gyémánt a terméselemek osztályán belüli széncsoporthoz tartozó ásvány és egyben a legjelentősebb drágakő. Ezt fizikai és kémiai tulajdonságainak köszönheti, hiszen a legkeményebb természetben előforduló ásvány (a nagyon ritka wurtzit-bórnitridet és a lonsdaleitet leszámítva^[1]), átlátszósága és fénye tökéletes, fénytörése és színszórása a legmagasabb fokú. Ugyanakkor rajta kívül nincs más drágakő, amely csak egyetlen elemből állna: a gyémánt szénatomokból áll, a szén egy allotróp módosulata (vö. grafit). Rendkívül nagy keménysége miatt ipari felhasználása széles körű.

Tartalomjegyzék

A „gyémánt” szó etimológiája

Az ógörög nyelvben ezt az ásványt αδάμας (adamasz) néven ismerték, ami törhetetlent jelent. Ez a latinba változatlan adamas alakban ment át. A latin, szláv és germán nyelvek többségében ebből származó szóalakok találhatók. Emellett azonban a nem indoeurópai finnugor és kaukázusi nyelvekben is feltűnik. Az újgörög nyelvben már a latinból visszaszármazó διαμάντι (diamándi) található. A török–mongol nyelvek almaz–elmaz szavai is visszavezethetők az ógörög szóra.

Ásványtani jellemzői

A gyémántrács elemi cellája

Szerkezete kovalens kötésű atomok tetraéderes koordinációiból épül fel. Elemi cellája két lapon centrált kockarács 1/4 testátlónyi mélységgel való egymásba csúsztatásával állítható elő (gyémántrács). Kristályain uralkodó lapok az atomokkal legsűrűbben rakott rácssíkok, azaz az oktaéder és a hexaéder (kocka).
A gyémánt a szabályos rendszerben kristályosodik. Leggyakoribb alakja az oktaéder, majd a rombdodekaéder és hexakiszoktaéder, de előfordul a deltoidikozitetraéder, tetrakiszhexaéder, triákiszoktaéder, tetraéder és hexakisztetraéder formákban is. Ezek formák egymagukban vagy különböző kombinációkban jelennek meg. Az ikerkristályok is gyakoriak. A gyémánt kristályaira jellemző, hogy az élek és lapok sokszor legömbölyödtek és ilyenkor – különösen a soklapú formák esetén – a gömbalakhoz közelednek és a lapok egyenlőtlen kifejlődése folytán gyakran előfordul az alakok eltorzulása. A kristálylapok gyakran érdesek, rostosak és növekedési, illetőleg oldási nyomokkal teltek.^[2]
A gyémántkristályok rendszerint kifejlett lapokkal fordulnak elő: magmából lebegve kristályosodtak ki. A gyémánt anyaga, a magmában oldott állapotban levő szén lassan hűl ki, és a gyémántkristály mindaddig növekedik, míg szénutánpótlás létezik vagy amíg a magma körül nem zárja az ásványt, és az megszilárdul. A magma újrafelhevülése során a gyémánt feloldódhat és újrakristályosodhat. Azok a kristályok, amelyeknek kialakulása növekedésük közben ért véget, teljesen sík lapokkal határoltak, az élek rendszerint élesek. Azok a kristályok, amelyek oldódási folyamaton mentek keresztül, görbült lapúak. A növekedő kristályon az oktaéderlapokon megjelenő egyenlő oldalú háromszög alakú növekedési idomok, az oktaéderlapok éleihez képest 60°-kal fordulnak el, míg az oldódási háromszögek élei az oktaéderélekkel párhuzamosak, ugyanolyanok, mint a gyémánt égése közben keletkező idomok. A kockalapokon a növekedési idomok négyszög alakúak és éleik a kocka lapjainak átlójával párhuzamosak.^[3]
A gyémánt 720–800 °C-on^[4] tiszta oxigén jelenlétében szén-dioxiddá ég el. 1700 °C-on oxigénmentes környezetben vagy nitrogéngázban elektromos ív hatására grafittá alakul. Ezt Newton már 1605-ben feltételezte, de csak 1772-ben bizonyította be Lavoisier. Oxigénben a gyémánt gyenge kékes lánggal ég, és ez akkor is folytatódik, ha a hőforrást eltávolítjuk. A levegőben az égés csak 850–1000 °C-nál indul meg, s a hőforrás eltávolítása után megszűnik. Ha az égési folyamatot megszakítjuk s azután a gyémánt kristálylapjait kézi nagyítóval vagy mikroszkóppal megfigyeljük, az oktaéderlapokon szabályos háromszög alakú égetési idomok észlelhetők, amelyek oldalai egymással és az oktaéderlap éleivel párhuzamosak.^{[5][6][7][8][9]}

Nagyság

A gyémántkristály rácsszerkezete

A gyémántok nagysága igen változó, többnyire nem érik el az egy karátot; a néhány karátos kő még elég gyakori, de a 20 karáton felüliek már ritkábbak. A 100 karátot vagy ennél is nagyobb súlyt elérő kristályok pedig már ritkaságszámba mennek.

Törés és hasadás

A gyémánt törése kagylós. Már idősebb Plinius is észrevette, hogy a gyémánt keménysége miatt összetörhetetlen, de bizonyos irányokban már elég gyenge kalapácsütésre is darabokra hullik. Ez azért következik be, mert az oktaéder sima és fényes lapjai könnyen elválnak egymástól, azaz a gyémánt kitűnően hasad az oktaéder lapjai szerint. Ez a tulajdonság nagyon fontos a kövek csiszolásakor. Az ilyen tökéletes hasadás azonban csak a tökéletes felépítésű kristályokban van meg. A két vagy több kristályból összenőtt gyémánt egy irányban nem hasítható szét. Előfordul még egy kevésbé jó hasadás is, a rombdodekaéder lapjai szerint és egy még gyengébb, a kocka lapjai szerint.^[2]

Keménység

A gyémánt keménysége valamennyi természetben is előforduló ásvány keménységét messze felülmúlja, ezért csak saját porával csiszolható. A Mohs-féle keménységi skála 10. fokának képviselője és 90-szer keményebb, mint az előtte álló korund. A gyémánt keménységét csak a kristályosodott bór és a mesterségesen előállított karborundum keménysége közelíti meg, amelyek a korundnál keményebbek. Az újabb kutatások szerint azonban keményebb a gyémántnál két természetesen előforduló ásvány, a wurtzit-bórnitrid és a lonsdaleit, bár ez utóbbiak nagyon ritkák.^{[1][2][10][11]}
A csiszolási keménység a legnagyobb az oktaéderlapon, legkisebb a kockalapon és közepes a rombdodekaéder lapjain. A különböző lelőhelyekről származó gyémántok eltérő keménységűek. Gyémántcsiszolók adatai szerint a legkeményebb az ausztráliai és legkisebb keménységű a dél-afrikai gyémánt, az indiai keményebb, mint a brazíliai. Ezt a különbséget a belső felépítéssel és a zárványok milyenségével magyarázzák.^[12][13]

Sűrűség

A gyémánt sűrűsége kis eltéréssel középértékben 3,52 g/cm³. Az észlelhető kisebb ingadozásokat a különböző zárványok mennyiségére és minőségére lehet visszavezetni. Általában véve az ausztráliai gyémántok valamivel nehezebbek, mint a többiek, ezeknek sűrűsége: 3,57-3,66 g/cm³.

Optikai tulajdonságok

Kristálytani felépítésének megfelelőleg a gyémánt egyszerűen fénytörő. Néha azonban egyes gyémántokban rendellenes kettőstörés is megfigyelhető, amit a folyadékzárványok okoznak. A gyémánt törésmutatója igen nagy: 2,4077-2,4653, ennélfogva a teljes visszaverődés határszöge kicsiny. A diszperzió erős: 0,0576. A gyémánt fénye magas törésmutatója miatt nagyon erős; fényének megjelölésére a gyémántfény kifejezés alkalmas.

Szín

1,3 karát súlyú, barna színű, oktahéder alakú nyersgyémánt Sierra Leonéből.

A gyémánt színe változatos. A teljesen színtelen, víztiszta ásványtól kezdve előfordul sárga, zöld, barna, piros, rózsaszínű, szürke, kék és fekete gyémánt is. A szín nagy hatással van az értékre is. A legtisztábbak az indiai gyémántok, a legszínesebbek pedig a dél-afrikaiak.^[2]
A színtelen kövek között a teljes víztisztaság szerint megkülönböztetnek első, második és harmadik vízű köveket. Némely teljesen színtelen és átlátszó kő kékesbe hajló fényű, ezek értéke a legmagasabb. Leginkább az indiai gyémántokra jellemző, de Brazíliában is találtak hasonló ásványokat.^[2]
A színes kövek közül a legelterjedtebb a sárga, illetve ennek egész gyenge színárnyalata. A dél-afrikai kristályok nagy része ilyen, de nem ritkák az erősebb sárgaszínűek: borsárga, mézsárga, narancssárga. A zöld színárnyalatban inkább a sárgászöld uralkodik; a tiszta zöld ritka. Megfigyelték, hogy a sárga és zöld szín csiszolásnál elhalványodik. A rádiumsugárzás hatására a színtelen gyémánt sötétzöld színűvé válik; ez a szín azonban hevítéskor eltűnik. Az ilyen kövek csiszoláskor is elveszítik színüket, a színveszteséget tehát a csiszoláskor keletkezett hő okozza. Sok esetben a gyémánt nem egyenletesen színezett, és előfordulhat, hogy a színezés csak egy felületi rétegre terjed ki. Ezt szintén csiszoláskor orvosolják.^[2]
A barna szín árnyalatai elég gyakoriak, a leggyengébb árnyalattól kezdve egészen a sötétbarnáig. A piros árnyalatú színek, a rózsaszín és ibolya igen ritkák. A színes gyémántok közt a leggyakoribbak a szürkék, piszkosfehértől a majdnem feketéig. A sötét színezés sok esetben csak a gyémánt felületére terjed, az ilyen köveket coated stones-nak (kérgezett kövek) nevezik. A tiszta kék színű gyémánt nagyon ritka, a gyengén kékes árnyalatúak is rendkívül értékesek. Fekete színű gyémántok különösen Borneó szigetén fordultak elő; a fekete színt a nagy számban jelenlevő grafitzárványok idézik elő. A fekete színű gyémántok neve karbonádó, míg a szürke színűeké bort.^[14][15]
A talált gyémántoknak körülbelül csak negyede teljesen színtelen; az erősen színezett, átlátszó kövek nagyon ritkák. A színes, átlátszó gyémántokat fantázia-gyémántoknak (fancy diamond) nevezik; ezek a drágakőtől megkívánt minden tulajdonságot egyesítenek magukban: nagy keménységet, erős fényt, tökéletes tüzet, színszórást, átlátszóságot és szép színt.
A színeződést zárványok okozzák, mint például a brazíliai barnás és barnás-sárga kristályokban, amelyeknek belsejében mikroszkopikus rutil- és hematitzárványok mutathatók ki. A fekete gyémántok színét hasonlóképpen grafitzárványok okozzák. A többi esetben króm-, vas- és titán-vegyületek játszanak szerepet a kő elszíneződésében. A gyémánt égési termékeiben vas és titán mutatható ki.
A gyémánt színe hőemelkedésekkel, sugárzásokkal szemben nagyon állandó, de mégis vannak esetek, amikor hevítéssel és sugárzásokkal csekély színváltozás idézhető elő. A legállandóbbak a sárga és a színtelen kövek. Bizonyos zöld kövek hevítésre sárgássá, majdnem színtelenné válnak, a világosbarnák megvilágosodnak vagy rózsaszínűek lesznek, az eredeti szín azonban lehűléskor visszatér.^[16]
A napfény nincs hatással a gyémánt színére, az ibolyántúli sugarak sem. A röntgensugarak hatása is csekély. A színtelen kövek nem változnak, a barnák ibolyásszürkévé, a sárgák erősebb sárgává, a zöldek kékeszölddé válnak. A katódsugaraknak alig van hatásuk. Bizonyos színtelen gyémántokon volt észlelhető, hogy barnásszínűekké váltak. A rádiumsugárzás hatására színtelen gyémántok gyengén barnás, sárgás, kékes és zöldes színeződésűvé lettek, sárgák élénkebb sárgává, zöldek kékeszölddé vagy sötétebb zölddé váltak. A rádiumsugárzással keletkezett színváltozás hevítéskor eltűnik.^[17]

Lumineszcencia

A közönséges fény hatására történő lumineszcencia általában véve igen gyenge. Bizonyos esetekben azonban erősebb világítóképességet is megfigyeltek: egy 92 karátos víztiszta kő egy óráig tartó napfény hatása után 20 percig olyan erős fényt bocsátott ki magából, hogy a melléje helyezett fehér írópapír, a teljesen sötét helyiségben egészen jól látható volt. Az ibolyántúli sugarak már erősebb lumineszcenciát eredményeznek, mint a közönséges fény; a jelenség különösen a zöld és kékesfehér ásványokon erős, a színtelen és sárga köveken gyenge vagy teljesen hiányzik. Röntgen- és katódsugarak körülbelül egyforma lumineszcenciát eredményeznek, de a röntgensugarak hatása valamivel gyengébb. A jelenség intenzitása és a kisugárzó fény színe – amely lehet sárga, zöld és kék – összefüggésben van az ásvány színével. A színtelen kövek élénkebben reagálnak. A rádiumsugárzás a legtöbb esetben jelentéktelen lumineszcenciát idéz elő. A kisugárzás kék- és zöldszínű, s a kékesfehér köveken a legélénkebb. A gyémánton tribolumineszcenciát is megfigyeltek: fával, bőrrel, posztóval, sőt fémmel való dörzsölés után a gyémánt a sötétben világított.

Egyéb tulajdonságok

A szén fázisdiagramja. A vonalkázott terület azt fejezi ki, hogy atmoszferikus nyomáson mindkét módosulat (grafit és gyémánt) stabil. A liquid felirattól jobbra (6000–8000 K felett) az anyag szuperkritikus állapotban van

A röntgensugarakat teljesen átbocsátja, úgyhogy a röntgensugárral való átvilágítás segítségével igen könnyen megkülönböztethető a topáztól vagy a kvarctól, amelyek félig, vagy az üvegutánzatoktól, amelyek egyáltalában nem bocsátják át e sugarakat.
A gyémánt dörzsölésre pozitív töltésű lesz. A dörzsölés folytán keletkezett töltés különböző ideig tart. A gyémánt legfeljebb fél óráig marad töltött, ellentétben például a zafírral, ami 5-6 óráig, vagy a topázzal, amely 32 óráig.
A gyémánt igen jó hővezető, ezért hideg tapintású, hidegebb, mint például a gyengébb hővezető üveg.^[18][19][20]
Fázisdiagramja^[21] szerint a legalacsonyabb hőmérséklet, amelyen cseppfolyós lehet, kb. 4500 K. Ez a gyémánt–grafit–olvadék hármaspontja kb. 10 000 MPa nyomáson. Más adatok^[22] szerint ez a hőmérséklet elérheti a 4900 K-t. Feltételezések szerint a kritikus pont hőmérséklete 5800 K, nyomása pedig 2320 atm^[23]. Újabb kutatások szerint a folyadék–gőz határgörbe 4000 K-től felfelé egy feltételezett kritikus pont felé tart, amely 6000 K-nél is magasabb hőmérsékletű.^[24]
A gázfázisról keveset tudunk. Az irodalom többnyire a folyadék határgörbével foglalkozik (telített gőz és folyadék egyensúlya). 100 GPa nyomáson fémes tulajdonságokat mutat, azonban 5100 K hőmérsékleten ez a jelenség már 40 GPa nyomáson létrejön.^[25]

Zárványok

A gyémántban levő zárványok legtöbbnyire ásványok, de előfordulnak folyadék- és gázzárványok is. A zárványok a gyémánt értékét nagy mértékben csökkentik, mert a kő tisztaságát és átlátszóságát zavarják.
Az ásványzárványok közül leggyakoribb a grafit; ritkábban, de előfordulnak még a következő ásványok: ilmenit, hematit, kromit, magnetit s még ritkábban pirit, gránátok, cirkon, diopszid, kvarc, topáz, rutil, olivin, csillám, klorit. A zárványok néha egyenletesen oszlanak el az egész kristály belsejében, más esetekben az eloszlás teljesen egyenlőtlen. A zárványok a legtöbb esetben egész aprók, csak mikroszkóppal figyelhetők meg, de igen sokszor már egyszerű kézi nagyítóval és szabad szemmel is észrevehetők. Alakjuk és színük ásványfajok szerint igen változatos lehet. Néha határozott kristályalak ismerhető fel rajtuk, legtöbb esetben azonban szemcsék, pikkelyek, rostok, tűk alakjában jelennek meg, és sokszor nemcsak egyesével, hanem csoportosan is.
A gyémántban néha gyémántzárványok is előfordulnak. A zárvány lehet ugyanolyan, de lehet különböző alakú és színű is, mint a külső kristály. A két kristály érintkezési lapja között sokszor nincs elég szoros összefüggés, és ilyenkor előfordulhat, hogy hasításkor a belső kristály teljesen sértetlenül kihull.
A szilárd zárványokon kívül a gyémántban néha folyadékkal telt vagy pedig látszólag üres üregek is láthatók, melyek azonban csak ritkán haladják túl a mikroszkopikus nagyságot. Az üregeket kitöltő folyadék minden valószínűség szerint szénsav, de lehet víz vagy valamilyen vizes sóoldat is.

A gyémántok keletkezése

Oktaéderes gyémántkristály kőzetburokban

A természetes gyémánt képződése nagyon speciális feltételeket igényel. A gyémánt nagy nyomáson (4500-6000 MPa) képződik magas széntartalmú anyagokból átlagosan 900-1300 °C közötti hőmérséklet-tartományban. Ezen feltételek a földkéreg kontinentális lemezei alatti litoszférikus köpenyrészben adottak illetve meteoritbecsapódások helyén.^[26]

Gyémántképződés kratonok vidékén

A gyémántképződéshez szükséges feltételek a földköpeny kéregalatti rétegeiben teljesülnek 140–190 km mélységben, de ismertek olyan esetek is, amikor a gyémántok 300–400 km mélységben kristályosodtak ki. Mivel a Föld belső hője nem egyformán változik a különböző kéreglemezek alatt, azaz az óceáni lemezek alatt gyorsabban növekedik, és meghaladja azt a tartományt, ami gyémántképződéshez szükséges, ezért az ideális hely a gyémántok képződésére a vastag és stabil kontinentális kéreglemezek, az úgynevezett kratonok alatt van. Ez befolyásolja a kialakuló gyémántok méretét is. Ezen elsődleges származású gyémántok alakja oktaéderes, felszínük pedig fénylő.^[27]
A szénizotóp vizsgálatok kimutatták, hogy a gyémánt egyaránt tartalmaz szerves és szervetlen eredetű szénatomokat. A kizárólag szervetlen eredetű szénből kialakult gyémántok (harzburgitok) anyaga a földköpenyből származik. A szerves eredetű, úgynevezett eklogitos gyémántok a szubdukció során, a felszínről mélybe kerülő anyagokból épülnek fel. A felszínre került gyémántok általában 1-3,3 milliárd évesek.^[27]

Gyémántképződés meteoritbecsapódások helyén

Egy kürtő keresztmetszete

A meteoritbecsapódások során fellépő nagy nyomás szintén segíti a gyémántok képződét. Az ilyenkor keletkező gyémántok rendszerint kicsik, gyakran mikroszkópikus méretűek (nanogyémántok). E gyémántokat a földtörténeti impakt-kráterek beazonosításához használják.^[26]

Földön kívüli gyémántok

A gyémántképződés nem csak a Földre jellemző, ezt bizonyítják a Dél-Amerikában és Afrikában megtalált meteoritokban rejlő karbonádó kristályok. A meteoritokban talált nanogyémántok valószínűleg szupernóva-robbanások során keletkeztek.^[28][29]

Gyémántok felszínre kerülése

A gyémántokat tartalmazó anyagok rendszerint olyan vulkáni kitörések során kerülnek a felszínre, melyek magmafészke 150 km-nél mélyebben van. A Föld mélyéből feltörő anyag áttöri a földkérget alkotó rétegeket kürtőszerű csatornákat alkotva (angolul pipe). A gyémánt e csatornák kitöltési anyagában található. Nem minden kürtő anyagában található gyémánt, sőt csak nagyon kevés kürtő anyagában található kitermelésre érdemes mennyiség.^[27]
A kürtőkben lehűlő magma általában kimberlites vagy lamproitos. Nem maga a magma tartalmazza a gyémántkristályokat, hanem a magmában megszilárdult kőzetdarabok, az úgynevezett xenolitok. Ezeket tipikusan magas magnéziumtartalmú olivinek, piroxének és amfibolok építik fel, melyek gyakorta szerpentinné alakulnak át a kitörések során keletkező vízgőz és hő hatására. A gyémántokat tartalmazó xenolitok megtalálását jelentősen elősegítik a tipikusan rájuk jellemző magas nyomelemtartalmú ásványok (Cr-pirop, ugrandit, Cr-spinell, Cr-diopszid stb). A kimberlit-lelőhelyeket blue ground-nak (kék föld) nevezik a mélyben szerpentinesedett kőzetek miatt, vagy yellow ground-nak (sárga föld), a felszíni rétegek agyagosodása és részleges oxidációja miatt.^[27]
Miután a magma a felszínre vagy annak közelébe hozza a xenolitokat és a gyémántkristályokat, megkezdődik ezek eróziója és szállítása. A vulkáni kürtő a gyémántok elsődleges lelőhelye. Másodlagos lelőhelyek közé tartoznak mindazon területek, melyekre a gyémántkristályok a víz és szél hatása eredményeként elmozdulnak. Ezen gyémántkristályokat burkoló kimberlites és lamproitos kőzetek rendszerint e szállítás során erodálódnak. A leggyakoribb másodlagos lelőhelyek a folyók medrei, földtörténeti partszakaszok, ritkább esetben gleccserek völgye (például Wisconsin, Indiana).^[27]

A gyémántipar

Az amszterdami Asscher gyémántcsiszoló műhely

A gyémántiparnak két ága van: a drágakőnek alkalmas gyémántok értékesítése, és a gyémántok értékesítése ipari alkalmazások számára.
A nemesfémekkel ellentétben (arany, ezüst, platina) a gyémántot nem értékesítik tőzsdei árucikként. A drágakőpiac nagy részét a gyémánteladások képezik, a gyémántok viszonteladása ezzel szemben elenyésző forgalmat bonyolít. A gyémántpiac egyik érdekessége, hogy földrajzi szempontból rendkívül koncentrált: 2003-ban a drágakőként hasznosítható gyémántok 93%-át az indiai Surat városában csiszolták.^[30] További csiszolóműhelyek üzemelnek Antwerpenben, Londonban, New Yorkban, Tel-Avivban és Amszterdamban. A világ gyémántkereskedelmét a johannesburgi és londoni székhelyű De Beers vállalat felügyeli.
A gyémántkereskedelem központja Antwerpen, ahol a világ gyémánttermelésének 80%-a, a csiszolt gyémántok 50%-a cserél gazdát. Ennek tükrében a belga város a világ gyémántfővárosa. New Yorkban értékesítik azonban a világ drágakőgyémántjainak majdnem 80%-át. A piacot egyértelműen az 1888-ban alapított De Beers vállalat uralja, amely nemcsak a kereskedelemben, hanem a kitermelésben is élenjáró. A vállalat sikeres marketingkampányt is folytatott, hiszen a 20. század közepén sikerült felélesztenie az észak-amerikai gyémántpiacot. Szlogenje A Diamond is Forever világszinten ismert.
A WFDB-t^[31] (World Federation of Diamond Bourses - Gyémánttőzsdék Nemzetközi Föderációja) kisebb gyémántkereskedő-házak alapították. Az egyesület nevéhez fűződik a World Diamond Council (Gyémánt Világtanács)^[32] megalapítása 2000-ben, amelynek célja megakadályozni, hogy a gyémántkereskedelemből származó nyereségből háborúkat és embertelen tetteket pénzeljenek. Ugyancsak a WFDB támogatja a kétévente megrendezett World Diamond Congresst (Gyémánt Világkongresszus) és a gyémántok osztályozásában érdekelt International Diamond Councilt (Nemzetközi Gyémánt-tanács).
Az ipari gyémántok piaca a drágakőpiactól eltérően működik. A gyémánt értékét itt keménysége és hővezetőképessége határozza meg, így a gemmológiai jellemzői (fény, szín, tisztaság) jelentéktelenné válnak. Az évente kitermelt gyémántmennyiség mintegy 80%-át (évi 100 millió karátot, azaz 20 tonnát) használják fel az iparban. A bányászott gyémánt mellett a piac fontos termékei a mesterségesen előállított gyémántok (évente 3 milliárd karát, azaz 600 tonna). Elsősorban vágásra, fúrásra, csiszolásra és őrlésre használják, mivel kicsiny méretük miatt kiválóan lehet illeszteni őket. Az ipari gyémántokat laboratóriumokban is használják (magas nyomású próbák).

Előfordulás és kitermelés

Bővebben: Gyémántlelőhelyek

A gyémántok leggyakrabban másodlagos lelőhelyen, azon belül is inkább folyami üledékekben fordulnak elő, ahová az eredeti kőzet elmállása után kerülnek. Az első gyémántokat az i. e. 9. században találták meg a mai India területén, mely egészen a 18. század közepéig a világ egyetlen gyémántlelőhelye volt. A 18. században Brazíliában is megtalálták az első gyémántokat, és rövid időn belül ez a dél-amerikai ország vált a világ első számú gyémánttermelőjévé. Dél-Afrikában az 1870-es években indult meg a bányászat, miután felfedezték a gyémántban gazdag kimberlit és lamproit tartalmú kürtőket. 2006-ban a világ gyémánttermelése (a kibányászott karátok alapján) a következőképpen oszlott meg: Oroszország (22%), Botswana (20%), Ausztrália (17%), Kongói Demokratikus Köztársaság (17%), Dél-afrikai Köztársaság (8%), Kanada (7,5%). A fennmaradó hányad Angolából, Namíbiából, Brazíliából, Kínából, Ghánából, Guineából, Guyanából, Indonéziából, Lesothóból, Sierra Leonéból, Tanzániából és Venezuelából származik.^[33]

Véres gyémántok

A Kimberley Egyezményt aláíró országok

Instabil politikai rendszerű afrikai országokban gyakori jelenség, hogy a gyémántlelőhelyeket felkelő csoportosulások veszik birtokba, és a kitermelt kövek eladásából származó jövedelemből saját háborús tevékenységeiket finanszírozzák. Az így eladott gyémántokat véres gyémántoknak (angolul: blood diamonds) nevezik. Ezt megakadályozandó, az ENSZ, a gyémántipar képviselői, valamint a gyémántkitermelő országok képviselői aláírták a Kimberley Egyezményt, amelynek célja felülvizsgálni a gyémántok származási helyét, és megakadályozni, hogy az eladott gyémántokból fegyveres konfliktusokat pénzeljenek. A bevezetett intézkedések csak mérsékelt eredményeket értek el, hiszen Afrikában még mindig könnyű a határokon átcsempészni a köveket úgynevezett tiszta országokba. 2006-ban a gyémántpiac mintegy 2-3%-át tette ki a véres gyémántok kereskedelme.^[34] Egyes országok, így például Kanada, külön kódrendszert vezettek be a gyémántok azonosítására.^[35]

Kereskedelem

A Diamond Trading Company (DTC) a De Beers egyik leányvállalata, mely a szintén De Beershez tartozó bányákból származó gyémántok értékesítésével foglalkozik. Az eladott nyers gyémántok csiszolóműhelyekbe kerülnek, ahol drágakővé csiszolják őket. A csiszolt kövek ezek után az úgynevezett gyémánttőzsdékre kerülnek. A világon 26 ilyen jellegű, nyilvántartott intézmény működik. Itt a viszonteladók vásárolják fel őket, ahonnan ékszerészműhelyekbe kerülnek. Itt foglalatba helyezik őket, és úgy árusítják tovább. A Riot Tinto Group 2002-es felmérése szerint a világ nyersgyémántjainak értéke 9 milliárd dollár volt, a csiszolt gyémántoké 14 milliárd dollár, a viszonteladókhoz került gyémántok értéke 28 milliárd dollár, míg a vevőkhöz került gyémántok értéke 57 milliárd dollár. [1]

A gyémánt értéke

A Darya-I-Nor gyémánt

A gyémánt értéke nagy mértékben függ a kő minőségétől, nagyságától, színétől, tisztaságától. E tulajdonságokhoz járul még a csiszolás minősége. Az említett tulajdonságokon kívül a gyémánt árát egyéb tényezők is befolyásolják, különösen az ajánlat és kereslet kérdése. Ma a kereslet és kínálat mesterséges egyensúlyban való tartásával nagy áringadozások csak ritkán fordulnak elő.
A kisebb köveknél az ártöbbletet a magasabb csiszolási költségek okozzák. Egy egykarátos kő csiszolásához sokkal kevesebb munka és gyémántpor szükséges, mint 100 olyan kisebb kő megcsiszolásához, amely összesen tesz ki egy karátot. A nyers kövek ára körülbelül nyolcada-tizede a csiszoltakénak.
A drágakőként felhasznált gyémánt értékét a 4C alapján határozzák meg:

• Colour (szín)
• Clarity (tisztaság)
• Carat (tömege karátban)
• Cut (csiszolás)

Szín (colour)

Bővebben: Gyémántok színe

Az ékszerminőségű gyémántok értékének meghatározó jellemzője a színük. Leszámítva a ritka, színes gyémántokat (rózsaszín, kék) a kövek értéke annál magasabb, minél fehérebb a színük. A gyémánt általában a sárga szín irányába tér el a fehértől, az árnyalatokat sokféleképpen jelzik, a legelterjedtebb skála az ábécé betűit használó, amely a d betűtől, a legfehérebb minőségtől indul.
Többféle osztályozás létezik, például GIA, CIBJO, de ezek nagyon hasonlítanak egymásra, a kövek értékelésekor gyakorlatilag ugyanazt az eredményt adják.
A kövek színének osztályozására két módszert alkalmaznak:

• a gyémántműhelyekben úgynevezett mesterpéldányok (masterstones) találhatók minden színfokozatból, és az új gyémántokat ezekhez hasonlítják
• a szín megállapítására használják az 1972-ben feltalált Gran kolorimétert (nevét feltalálója, Paul Gran után kapta) is, mely ±½ pontossággal megállapítja a színfokozatot.

Tisztaság (clarity)

Az Orlov másolata

Bővebben: Gyémántok tisztasága

A gyémántok tisztaságának ellenőrzését tízszeres nagyítás alatt végzik. Mindent, ami ilyen nagyítás mellett látható, zárványnak neveznek. A zárványok rontják a drágakövek minőségét, mert csökkentik az átlátszóságot és hatással lehetnek a kő színére is. Az értékcsökkentő hatás elhelyezkedésüktől, méretüktől és intenzitásuktól függ. Leggyakoribb zárvány a grafit.
Egy gyémánt tisztaságát több tényező is befolyásolja:

• a zárványok mérete – minél nagyobb egy kő ásványtartalma, annál kisebb a tisztaságának fokozata
• a zárványok száma – minél több zárvány található egy kőben, annál kisebb tisztaságának fokozata
• a zárványok helyzete – egy zárvány akkor a legláthatóbb, ha közvetlenül a fazetták alatt helyezkedik el. A pavilon zárványai többszörösen is visszatükröződnek a kövön, ezért reflektoroknak is nevezik őket. A zárványok kevésbé észrevehetők, ha a korona fazettái alatt találhatók, vagy a rundiszt mentén.
• a külső és belső hibák természete – a belső hibák a zárványok, ezek változó alakúak és méretűek lehetnek. A felületi, azaz külső hibák a fazettákon megjelenő abráziók, karcok, üregek, csiszolásnyomok stb.
• a hibák színe – ha a hibák (elsősorban zárványok) helyi elszíneződéseket okoznak, melyek eltérnek a gyémánt eredeti színétől, lecsökken a kő tisztaságának fokozata

Méret (carat)

A kilenc Cullinan gyémánt üvegmásolata

Bővebben: Karát

A karát a drágakövek tömegének megadására használt mértékegység. 1 karát = 0,2 g. (Nem összetévesztendő a nemesfémek finomságát jelző karáttal.)

Csiszolás (cut)

Bővebben: Gyémántcsiszolás

A csiszolás és fényezés azon eljárások, melyek során a kő természetes rejtett szépségeit, tüzét, színszórását a legjobban érvényre juttatják. Különbség figyelhető meg a keleti és európai csiszolási mód között. Az európaiak arra törekednek, hogy a csiszolással a lehető legtöbb szépséget hozzák ki a kőből, így az sokat is veszít súlyából, míg a keleti csiszolási mód arra helyezi a fősúlyt, hogy a kő súlyából minél kevesebbet veszítsen.
A leggyakoribb csiszolási formák : briliáns (kerek), smaragdcsiszolás (csapott sarkú téglalap), princess (négyzet), ovális, Marquise vagy navette (hegyes ovális), pendeloque (körte) vagy briolett (csepp), szív alak. Emellett úgynevezett fantázia csiszolások is léteznek, általában gyengébb minőségű gyémántok vagy különleges sajátosságok miatt alakítanak ki ilyeneket.

Híres gyémántok

Bővebben: Híres gyémántok listája

A gyémántok értéke elsősorban karátban kifejezett nagyságuknak köszönhető. A természetben talált nagy, nyers gyémántok mérete általában nem ismert, hiszen a felhasználhatóság és értékesítés kedvéért rendszerint több darabra vágták szét őket. A ritkaságszámba menő nagyobb súlyú gyémántok nagy részének megtalálási körülményei kizárólag csak helyi legendákból ismertek, de a tudomány fejlődésével ma már kimutatható, hogy melyik kürtőből származnak, hiszen mindegyik egyedi geokémiai tulajdonságokkal rendelkezik. A legnagyobb gyémánt jelenleg az 1905-ben, Dél-Afrikában megtalált 3106 karátos kőből csiszolt 530,2 karátos Cullinan I vagy más néven Afrika nagy csillaga, amely nagyobb társaival együtt a brit koronaékszereket díszíti.^[36]

Mesterséges gyémántok

Bővebben: Mesterséges gyémánt

Mivel az ipar évente jóval nagyobb mennyiségű gyémántot ígényel, mint amennyit a természetes forrásokból elő tudnak állítani, kifejlesztették az úgynevezett mesterséges gyémántokat a hiány pótlására. Az első mesterséges (vagy szintetikus) gyémántokat az 1950-es években gyártották le, napjainkban a technológia fejlődése révén lehetőség nyílt drágakő minőségű kövek előállítására is.^[27]
A mesterséges gyémántok rendszerint sárga színűek és leggyakrabban az úgynevezett High Pressure High Temperature - HPHT (nagy nyomás, magas hőmérséklet) technológiával készülnek.^[37] Elsődleges színét a nitrogénzárványoknak köszönheti. Más színű kövek is előállíthatók, például rózsaszín, bór hozzáadásával.^[38] Napjainkban a drágakőként felhasználható mesterséges gyémántok mennyisége eltörpül a természetes forrásokból nyert kövek mellett, viszont minőségük egyre kiválóbb, ezért a különbséget a természetes és mesterséges kövek között néha csak tapasztalt szakemberek vagy laboratóriumi vizsgálatok tudják megállapítani. Az a tény, hogy a drágakőként felhasznált gyémánt egyes fizikai tulajdonságai (például keménység) kevésbé relevánsak, számos olyan eljárás kialakulásához vezetett, amelyek során a kövek gemmológiai tulajdonságai feljavíthatókká váltak.^[39][40]

Gyémántimitációk

Az olyan anyagokat, amelyek gemmológiai tulajdonságai hasonlítanak a természetes és mesterséges gyémántokéhoz, utánzatoknak vagy imitációknak nevezik. Ezek közül a legismertebb a köbös cirkon, amely a kereskedelemben Matura-gyémánt vagy éretlen gyémánt név alatt van forgalomban. Ásványtani jellemzőit (szín, zárványok, törések, hasadások stb.) általában mesterséges úton feljavítják. Egy másik utánzat a moissanit, ez azonban ritkábban fordul elő a kereskedelemben.^[41]

Gyémántok a hiedelemvilágban

A Hope-gyémánt

A történelem során a gyémántokat számos természetfeletti tulajdonsággal ruházták fel:

• biztos győzelmet jelentett, ha a gyémántot a bal karon viselték
• immunitást biztosít pánikbetegségekkel, pestissel és babonázással szemben
• gyógyítja a kóros alvajárókat és elmebetegeket
• semlegesíti a mágnes tulajdonságait, viszont az arab kultúrában úgy tartották, hogy a mágnesnél jobban vonzza a vasat
• a gyémánt keménységét csak friss kecskevérrel lehet megtörni
• a hinduk úgy tartották, hogy a repedezett felületű gyémánt szerencsétlenséget hoz.

Különleges fizikai tulajdonságaik miatt a gyémántok több kultúrában is kiemelt jelentőséggel bírtak és bírnak napjainkban is. A hinduknál például gyakori szokás volt, hogy az istenek szobrait gyémántszemekkel díszítették. Indrát leggyakrabban fegyverével Vajraryudhammal, azaz a villámmal együtt ábrázolták. A vajra szó jelentése szanszkrit nyelven gyémánt. Egy másik elterjedt elnevezése agira, melynek jelentése tűz vagy nap. A gyémántnak összesen 14 elnevezése létezik a hagyományos hindu kultúrában.
A világ egyik legrégebbi könyve a Kínában talált Gyémánt szútra, mely Buddha tanításait írja le. A könyv címe szimbolikus: egy gyémánt pengére vonatkozik, mely átvágja a hétköznapok illúzióját, megvilágítva az igazat és örökkévalót. A drágaköveknek is nagy jelentősége van a buddhizmusban: a hármas kő Buddhát, a dharmát és a sanghát szimbolizálja.
A görög mitológiában Zeusz adamosszá változtatta a krétai fiatalokat, akik megzavarták.
A természetfilozófusok és elsősorban Platón úgy képzelték, hogy a drágakövek a csillagokban keletkeztek és hullottak a földre.

Depósitos de água-marinha do Ponto do Marambaia, parte da Província Pegmatítica Oriental de Minas Gerais

Depósitos de água-marinha do Ponto do Marambaia, parte da Província Pegmatítica Oriental de Minas Gerais, estão inseridos no Campo Pegmatítico de Padre Paraíso-Catugi, Distrito Pegmatítico de Padre Paraíso.

Os pegmatitos contêm água-marinha, berilo comum e goshenita, topázio azul, cristais decimétricos a métricos de quartzo hialino e murion e são hospedados no granito Caladão.

A água marinha apresenta importância econômica no cenário mundial gemológico, no que diz respeito à produção histórica e potencialidade, ao volume e à qualidade das gemas produzidas.

Registros de achados famosos de cristais de águas-marinhas, dentre as quais, "Papamel" e "Marta Rocha", com 74 kg e 33,9 kg, respectivamente são reconhecidos internacionalmente.

Os pegmatitos apresentam zonalidade irregular, contém K feldspato, quartzo, biotita, água-marinha e topázio, não apresentam controle estrutural e seus contatos com o granito variam de brusco a gradacional.

Possuem posição espacial variável entre vertical a horizontal, espessuras decimétricas a métricas, extensões decamétricas, formatos irregulares amebóides e relativa diferenciação.

Os pegmatitos evoluíram a partir da fração gráfica com K feldspato-quartzo, seguido da formação de mega-cristais de K feldspato e quartzo leitoso intersticial e maciço, biotita e as gemas, topázio e água-marinha, sob condições rúpteis.

O íntimo relacionamento da água-marinha com mega-cristais de K feldspato sugere processo metassomático com a ação de fluído aquoso rico com Be residual, resultando na formação de água-marinha Finalizando o processo, líquidos residuais silicosos deram a origem a cristais de quartzo hialino e murion piramidados, após o fraturamento ter cessado.

Os pegmatitos do Ponto do Marambaia podem ser enquadrados na classe de pegmatitos de elementos raros do Tipo Berilo, sem Ta e Nb.

O Granito Caladão é porfirítico, não apresenta deformação dúctil, não contém granada, exibe nítido fluxo magmático e inclusões ocasionais de Charnockito Padre Paraíso, com quem apresenta contatos gradacionais.

Foi derivado de refusões parciais crustais a partir de granitóides que o circundam, designados por Itaipé, Caraí, Faísca e Wolf com contatos intergradacionais entre si e com o Granito Caladão.

Integra a Suíte Intrusiva Aimorés, pós-colisional da Faixa Araçuaí, e é datado entre 520-490 Ma.

Ponto do Marambaia, localizado no município de Caraí, a 90 km a norte da cidade de Teófilo Otoni, tem notável reconhecimento nacional e mundial no que diz respeito à produção histórica de gemas, notadamente de água-marinha, constituindo-se no maior prospecto do país, além de topázio e quartzo hialino e murion, provenientes dos pegmatitos e depósitos secundários.

Os corpos pegmatíticos vêm sendo lavrados desde o início do século XIX.

Neles, foi encontrada em 1910 a água-marinha "Papamel", de excelente qualidade, pesando 74 kg.

Em 1954 foi descoberto um exemplar de grande valor que recebeu o nome de "Marta Rocha" em homenagem à Miss Brasil da época.

Pesava 33,9 kg e apresentava mais de 60% do volume com limpidez adequada à lapidação.

Uma água-marinha límpida e de rara beleza, com cerca de 25 cm de comprimento e 4 cm de diâmetro proveniente região do Ponto do Marambaia, encontra-se no Museu de História Natural de Houston, Texas.

Explotados pela Mineração Barro Preto, os pegmatitos desta região estão inseridos no Campo Pegmatítico Padre Paraíso-Catugi,que fazem parte do Distrito Pegmatítico de Padre Paraíso.

Este distrito integra a Província Pegmatítica Oriental, que congrega 7 distritos produtores de minerais-gema, além de diversos minerais industriais.

O presente artigo pretende contribuir para um melhor conhecimento dos aspectos relacionados com as natureza das ocorrências de água-marinha, topázio e quartzo, interessando as relações de campo do sistema granito-pegmatito e a distribuição dos minerais nos pegmatitos, bem como as transformações metassomáticas sob a ação de fluidos aquosos ricos em F.

O trabalho, no seu transcurso serviu como orientação às operações de pesquisa e lavra dos pegmatitos, procurando estabelecer como as suas relações mineralógicas, geométricas e estruturais podem ser úteis nesse sentido, estabelecendo também metodologia mais segura das atividades subterrâneas.

Inúmeros granitóides Neoproterozóicos intrusivos da Faixa de Dobramentos Araçuaí foram mapeados e identificados pelo Projeto Leste realizado pela CPRM.

O Granito Caladão, com cerca de 650 km2 de área aflorante, está circundado pelos Leucogranitos Itaipé e Caraí a oeste, Leucogranito Faísca a sul e a nordeste e a este pelo Granito Wolf.

Corpos charnockíticos subarredondados e em "farrapos" ocorrem inclusos no granito Caladão, sugerindo se tratar de xenólitos e "roof pendants".

Pequenos "stocks" de leucogranitos, Viana e Carlos Chagas estão inclusos nos granitos Faísca e Wolf respectivamente.

Os contatos entre todos os granitóides são gradacionais, o que sugere íntimo relacionamento magmático.

Todos esses granitóides são considerados sin a tarditectônicos.

Foram reconhecidas seis diferentes suítes granitóides em toda a Faixa Araçuaí, mas na região ocorrem apenas os tipos das suítes G5, correlacionável ao Granito Caladão e G3S (leucogranitos com granada, ocasionalmente cordierita e sillimanita, com restos de gnaisses, tipo S, considerados sin a tardi-tectônicos, datados 560-570 Ma) correlacionável aos quatro tipos de granitóides que circundam o Granito Caladão.

Esses quatro granitóides foram descritos como do Complexo Medina, intrusivos entre as rochas do Grupo Rio Doce e Macaúbas a oeste, e do Complexo Gnáissico-kinzigítico a leste.

As rochas dos Grupos Rio Doce e Macaúbas correspondem a biotitaxistos, com quantidades variáveis de quartzo, granada, andalusita, cianita e cordierita, forte xistosidade e lentes de muscovitaquartzitos e inclusões de rochas meta-ultramáficas.

Durante o Evento Brasiliano, intensa fusão parcial da crosta produziu nesta região grande volume de magma granitóide, e diversos plutons graníticos aos quais se associam expressivos corpos pegmatíticos produtores de minerais-gema e minerais industriais.

Interpretamos como derivados da fusão parcial dos biotita-xistos e charnockitos os granitos circundantes e pela evolução deste processo magmático foi formado o Granito Caladão.

Os granitóides estudados podem ser agrupados segundo dois tipos, granitóides portadores e não-portadores de granada.

O primeiro grupo é representado pelos Leucogranitos Itaipé, Caraí, Faísca e Wolf, podendo ser incluído o granito Novo Cruzeiro, de pequena dimensão, pertencente à suíte G3S ou Complexo Medina.

O segundo grupo compreende o Granito Caladão com Charnockito Padre Paraíso incluso, que corresponde à Suíte G5 ou Suíte Aimorés, que encaixam os pegmatitos estudados.

Granitóides a Granada Correspondem aos leucogranitos denominados Caraí, Itaipé, Wolf e Faísca.

Estes granitos são muito semelhantes entre si nos aspectos mineralógicos e texturais.

São rochas isentas de deformação, exibindo caráter ígneo, evidenciado pela textura fluidal, ou isotrópica.

Os contatos entre essas unidades são transicionais, sem relações intrusivas, e sem a existência de xenólitos, à exceção do Granito Novo Cruzeiro, cortado por diques do Leucogranito Caraí, o que revela diferença temporal.

O contato do Granito Novo Cruzeiro com os gnaisses da Formação Concórdia do Mucuri do Grupo Rio Doce, é transicional ou tectônico por falhas.

Nas proximidades deste contato o Granito Novo Cruzeiro exibe porções migmatíticas e nebulíticas, constituindo portanto um granito mais antigo.

O Leucogranito Itaipé difere do Leucogranito Caraí pelo maior conteúdo de fenocristais de feldspato, enquanto o Leucogranito Faísca, é distinto de ambos pela ausência de estrutura fluidal e pela presença de agregados "schlieren" máficos ricos em biotita.

Essas quatro variedades de granitos são de coloração cinza-claro, creme e rósea, tem granulação média a grossa, textura porfirítica, e contém fenocristais de feldspato com comprimento entre 1 e 3 cm, que podem porém atingir 8 cm no Leucogranito Itaipé.

Os granitos em discussão consistem de quartzo, K feldspato e plagioclásio, biotita subordinada e agregados de granada com até 3 cm de diâmetro.

Os minerais acessórios ou secundários são muscovita, sericita, clorita, apatita, zircão, minerais opacos (principalmente magnetita) e carbonato.

Na porção oeste da área, aflora o Leucogranito Caraí, com aspecto pegmatóide, cortado por enxame de pegmatitos delgados, com "bolsões" de turmalina negra, por vezes, levemente esverdeada, intercrescida com quartzo e associada à biotita.

A presença de turmalina negra indica possível zona de contato metassomático, considerando a proximidade com xistos da Formação Salinas.

A presença ocasional de xenólitos de biotita gnaisse melanocrático, ricos em porfiroclastos de granada apoia essa sugestão.

Os Granitos à granada são do tipo-S, peraluminosos e formados em profundidade média na crosta.

Evoluíram a partir de fusões parciais de rochas principalmente metassedimentares, com pequena contribuição de crosta oceânica ou mantélica e foram datados entre 580 e 560 Ma.

Porções mais jovens do granito foram registradas na região de Itaipé, com idade de 505 ± 35 Ma, método Rb/Sr, e razões iniciais em torno de 0,715, o que caracteriza residência crustal anterior para esses granitos.

Datações adicionais, pelo método de K-Ar em duas amostras de biotita, idades de 422 ± 13 Ma e 452 ± 15 Ma foram obtidas, o que corresponderia ao resfriamento desse granito.

Com base nestes argumentos, admite-se origem cogenética para os granitos circundantes ao Granito Caladão.

Granitóides a Biotita São representados pelo Granito Caladão com enclaves de Charnockito Padre Paraíso.

Ambos apresentam texturas semelhantes, diferindo pela coloração esverdeada e presença de hiperstênio no charnockito.

O Granito Caladão exibe textura fluidal, o que não ocorre com o charnockito.

Ambos são porfiríticos com fenocristais tabulares de K feldspato, com dimensão maior entre 1 e 7cm.

A matriz tem granulação média a grossa.

Na área estudada, a granulometria do charnockito é mais fina, diferentemente das exposições da região de Padre Paraíso, onde é mais grosso, ocorrendo como corpos mesoscópicos, arredondados inclusos no granito.

O Granito Caladão é isento de deformação e diferentemente dos granitos à granada, inexistem nele texturas gnáissicas.

Textura mais grossa do Granito Caladão, com feldspatos tipo ocelar, empresta aspecto pegmatóide à rocha,podendo, de outro modo, exibir textura fluidal incipiente.

Contatos entre o Granito Caladão e massas maiores de charnockito não foram observados, sugerindo-se que sejam transicionais.

O Granito Caladão consiste de K feldspato, quartzo, plagioclásio e biotita, e subordinadamente hornblenda.

Os minerais acessórios incluem zircão, apatita, allanita, carbonato, muscovita, sericita, clorita e minerais opacos, magnetita, e raramente, hematita, rutilo e ilmenita.

O charnockito contém K feldspato, plagioclásio, biotita, hornblenda, hiperstênio, epidoto, titanita, carbonato, sericita, clorita e magnetita.

O Granito Caladão é a designação para granitóides porfiríticos à biotita da região, podendo ser classificados como do tipo-I, metaluminosos e de elevado conteúdo de K, originados na crosta continental média a inferior com contribuições significativas, tanto de crosta oceânica como mantélica.

Foram datados entre 520 e 500 Ma, pelo método U-Pb, são intrusivos nos granitóides com granada e representam o último estágio da granitogênese brasiliana.

Estudos radiométricos procedidos no Charnockito Padre Paraíso revelaram idade de 505 ± 5 Ma, pelo método U-Pb em zircões, 457 ± 21, pelo método K-Ar em biotitas e 520 ± 20 Ma pelo método Rb-Sr, com razão inicial de 0,7112, sugerindo origem a partir de fusão parcial de materiais da crosta continental.

Apesar de ser admitida pela maioria dos pesquisadores uma origem cogenética para o Granito Caladão e charnockito, certas limitações petrológicas existem, como a presença de hiperstênio, mineral característico da facies granulito resultante da desintegração da biotita gerando hiperstênio+ortoclásio, numa reação progressiva.

Entretanto estudos microscópicos do Charnockito Padre Paraíso revelam uma reação retrógrada, com a formação de biotita.

Metassomatismo Potássico A maioria das rochas estudadas mostra claras evidências de metassomatismo potássico, processo este melhor observado no Granito Caladão e no Charnockito Padre Paraíso.

O processo se traduz pela microclinização que se manifesta pela presença de microclina xenomórfica, que se superpõe à textura pré-existente, substituindo ortoclásio e plagioclásio.

Microclina em substituição ao plagioclásio produz albita em continuidade óptica e pequenos agregados de epidoto e allanita, num processo de saussuritização.

Os cristais de plagioclásio se tornam arredondados e corroídos.

A geração de biotita em substituição à hornblenda e ao hiperstênio, com formação adicional de titanita e carbonato é outra evidência do metassomatismo potássico.

Aparentemente esse processo ocorreu sob condições mais elevadas da fugacidade do oxigênio, resultando na formação de magnetita, principalmente e hematita e rutilo, subordinadamente e desintegração parcial da ilmenita (em textura esquelética) em ambas as rochas, produzindo magnetismo.

Auréolas de albita em torno do plagioclásio e a substituição deste pela albita revelam que o metassomatismo potássico foi acompanhado por ligeira albitização.

As fotomicrografias 2C, 2D, 2E e 2F ilustram aspectos desse processo.

O aporte ou a remobilização de K acompanhado de Na, SiO2 e H2O ocorreu em uma fase pós-metamorfismo brasiliano.

Os pegmatitos do Ponto do Marambaia estão encaixados no Granito Caladão, sem mostrarem controle estrutural algum, sugerindo assim que o posicionamento e a forma dos mesmos tem relação com fraturas de contração resultante do resfriamento do granito.

Os pegmatitos foram formados com o Granito Caladão em estágio avançado de cristalização, seguindo um significativo processo de fraturamento regional.

Tratando-se dos corpos pegmatíticos, sabe-se que na terminologia dos garimpeiros da região, um garimpo é designado pelo termo "lavra", que pode abranger mais de um corpo pegmatítico e é subdividida em "serviços", podendo ser aberto um ou mais "serviços", restritos a somente um pegmatito.

Os pegmatitos são explotados principalmente em subsuperfície, através da escavação de galerias ("túneis", denominação também usada para se referir a um "serviço"), de pequeno porte, abertas com pá e picareta na cobertura de alteração.

Se um "serviço" iniciado exige o uso de explosivos, raro na região, os garimpeiros utilizam o recurso ou o abandonam.

Relações texturais nos granitóides, "Bolsões" de turmalina negra em fácies félsica e grossa de aspecto pegmatóide do Leucogranito Caraí.

Fácies grossa, pegmatóide do Granito Feldspatos ocelares, isentos de orientação por fluxo.

Biotita substituindo hornblenda acompanhando a clivagem, Nx.

Transformação parcial do hiperstênio em hornblenda.

Textura típica de metamictização gerando allanita e fissuras radiais no plagioclásio ao redor As lavras a céu aberto concentram-se principalmente em depósitos secundários, em aluviões, colúvios e elúvios e em pegmatitos muito intemperizados.

São utilizados métodos manuais e mecanizados.

Procedeu-se ao levantamento cartográfico de 44 "serviços" em pegmatitos e mapas de detalhe dos "serviços" TP-4 e TA-3 são apresentados.

As características físicas dos corpos pegmatíticos cadastrados e as produções nos últimos 10 anos.

Distribuição e Tipologia A possança real dos corpos pegmatíticos varia entre 2m e 70m, e a espessura, entre 0,5m a 18m.

Os pegmatitos são classificados em pequenos, médios, e grandes em espessura.

Os pegmatitos são descritos como tendo formas irregulares ou anastomosadas e na área, formas amebóides foram observadas Os corpos pegmatíticos do Ponto do Marambaia são alongados, apresentando porém, variações em sua espessura, atingindo no máximo 15m.

Os contatos dos pegmatitos com as rochas encaixantes são normalmente bruscos, exceto no caso dos corpos não-zonados, que exibem, em geral contatos gradacionais.

Os corpos pegmatíticos não apresentam controle estrutural definido, entretanto, a maioria tende a seguir uma orientação geral N-NE.

Isto pode ser explicado pelo fato desses pegmatitos estarem alojados na borda oeste do Granito Caladão, alongado com segundo a direção regional NS.

Os pegmatitos podem ser classificados quanto a estrutura interna em homogêneos e heterogêneos pouco diferenciados ou zonados simples e não-zonados simples, sendo o termo "simples" se referindo à pouca diversidade mineralógica.

No caso dos pegmatitos zonados, a passagem de uma zona para outra é quase imperceptível ou difusa.

A zona de borda, nem sempre presente, é pouco nítida, possui espessura entre 3 e 5cm e consiste de K feldspato e quartzo de granulação fina com biotita.

A zona de parede apresenta espessura variável num mesmo corpo.

Seu contato com a zona de borda é normalmente gradativo, sendo identificado pelo aumento da dimensão dos cristais.

A textura é grossa, com cristais de até 50 cm de comprimento.

Predominam mega-cristais de feldspatos com quartzo intersticial, além de grandes placas de biotita, algumas com até 50 cm de diâmetro, distribuídas na matriz composta de quartzo, K feldspato e biotita em dimensões de até 1 cm.

Essas placas estão posicionadas aleatoriamente.

Em certos locais, a textura gráfica ocupa a parte mais interna desta zona.

A zona intermediária hospeda as variedades de minerais-gema.

Consiste essencialmente de megacristais de K feldspato pertítico.

O tamanho desses cristais varia de alguns centímetros, atingindo 2 metros.

Por último, o núcleo, com forma lenticular, alongada ou irregular, é composto por quartzo maciço leitoso, normalmente bastante fraturado, constituindo muitas vezes, corpos isolados.

Os corpos não-zonados são caracterizados pela distribuição homogênea de quartzo, K feldspato e biotita, com granulação fina, e textura gráfica.

A forma dos corpos não-zonados, bem como as variações de espessura são semelhantes às observadas nos corpos zonados.

Em termos de distribuição, os pegmatitos do Ponto do Marambaia podem se apresentar agrupados ou formar corpos isolados.

Afetando o Granito Caladão e os pegmatitos, ocorre um sistema conjugado de fraturamento regional com direções de N60-65oW e N30-45oE, com mergulhos subverticais predominantes, a fracos, que resultou localmente em falhas normais que deslocam corpos pegmatíticos, e seus contatos com as encaixantes.

Esse sistema de fraturamento, visível nas imagens de Radar e fotografias aéreas convencionais delimita parcialmente o Granito Caladão, tendo um dos fraturamentos, o de direção NW, secionado parcialmente o corpo plutônico em dois setores, um mais a norte e outro a sul.

Aparentemente o setor norte foi deslocado para NW em relação ao setor sul.

Falhas que cortam enclaves, aplitos e pegmatitos dentro do Granito Caladão corroboram esse deslocamento.

Os rejeitos das falhas são da ordem de poucos centímetros, com raras exceções atingindo 6 metros, quando cortam a capa e lapa dos corpos pegmatíticos.

Esse processo rúptil provocou fissuramento interno nos minerais dos pegmatitos exceto no quartzo e murion.

O sistema conjugado de fraturas é tectônico, porém existem falhas de gravidade de acomodação do terreno afetando a zona intemperizada.

Mineralogia Os pegmatitos de Ponto do Marambaia apresentam tipo evoluído dada a sua mineralogia que é relativamente diversificada, quartzo, K feldspato, biotita, muscovita, água-marinha, berilo, heliodoro, goshenita, topázio e esporadicamente, turmalina negra, ametista e magnetita, seguindo-se dos minerais secundários sericita, caolinita, goethita e óxidos de manganês.

Dados obtidos de K/Rb em K feldspatos dos pegmatitos do Ponto do Marambaia permitiram que os pegmatitos fossem classificados na classe de elementos raros do tipo berilo.

O quartzo nos pegmatitos ocorre maciço e em cristais leitosos jaçados e em cristais prismáticos e unipiramidados não jaçados, tendo por isso grande valor. o tamanho dos prismas pode variar de poucos centímetros a mais de 1 metro.

Cristais bipiramidados não foram encontrados.

Diminutos cristais unipiramidados de ametista, com até 1 cm de comprimento foram encontrados.

A coloração arroxeada tem sido atribuída a óxidos de Fe ou óxidos de Mn e a coloração enfumaçada do murion é relacionada a presença de Al na rede.

Os cristais de quartzo hialino ou murion são formados sobre quartzo maciço leitoso, podendo formar estruturas aureolares designadas localmente de "igrejinha", sugerindo preenchimento de cavidade e crescimento posterior.

Nos corpos não-zonados, o quartzo somente ocorre na variedade maciço leitoso.

O K feldspato se apresenta róseo, devido à substituição parcial do Al pelo Fe3+ na rede cristalina, ou branco, pertítico ou sem lamelas, em cristais isolados e bem formados com até 50 cm de comprimento, com as faces {001} e {010} bem desenvolvidas.

Pode formar grandes agregados de até 2m de dimensão, com mínima participação dos demais minerais do pegmatito.

Sob o microscópio, a maioria dos cristais de ortoclásio exibe substituição parcial por microclina.

Albita e cleavelandita em grandes cristais, como ocorrem nos Distritos de Governador Valadares e Araçuaí são ausentes no Ponto do Marambaia.

A biotita ocorre em placas com diâmetro de até 50 cm, isoladas ou em agregados alongados, com coloração negra, podendo conter ocasional, fino intercrescimento de mica cinza a incolor interpretada como muscovita.

Encontra-se distribuída nas zonas de borda e de parede e, subordinadamente na zona intermediária, e em raros casos, capeando descontinuamente o núcleo.

Contem, com relativa frequência, diminutos cristais de magnetita.

Ocorrem dois tipos de mica, uma clara levemente esverdeada, semelhante à muscovita, e um tipo cinzenta escura.

O primeiro tipo é mais raro, atingindo no máximo a 1% em volume no pegmatito, e em geral, ocorre em placas com dimensões de 1 a 3 cm, em agregados.

O teor de Na2O é um pouco elevado, mas ainda assim se ajusta na composição da muscovita.

Esse tipo ocorre preenchendo porções intersticiais nos feldspatos e quartzo, sugerindo formação tardia em relação aos minerais mais abundantes.

O segundo tipo, mais abundante, pode atingir até 10% nas zonas mais ricas, ocorre em placas individuais, maiores chegando a 10 cm de diâmetro, ou mais e apresenta comumente intercrescimento com biotita.

Embora a muscovita escura assemelhe-se mais à biotita, análises químicas revelaram para exemplares oriundos do "serviço" TP-4 teores de 10,40% Fe total e se comparado aos valores de biotitas obtidos na literatura de 5,1%FeO+12,9%Fe2O3 ou 12,5%Fe total a 24,85%FeO+3,8%Fe2O3 ou 20,1%Fe total, pode-se afirmar em bases composicionais tratar-se de uma biotita.

Nos corpos não-zonados a presença de muscovita é muito rara ou inexpressiva.

Tipologia e estrutura interna dos pegmatitos do Ponto do Marambaia.

Pegmatito de aspecto lenticular.

Zona mural pobre em biotita e zona intermediária contendo megacristais de K feldspato.

Contato entre rocha encaixante e pegmatito exibindo zona marginal discreta e mural rica em biotita.

Núcleo de quartzo extremamente fraturado.

As fraturas subhorizontais são mais evidentes do que as subverticais.

Núcleo de quartzo vertical e espesso em relação às demais zonas.

Zona intermediária estreita é invadida pelo quartzo.

O berilo é encontrado nas variedades água-marinha (azul ou verde), heliodoro e goshenita, sendo internacionalmente famosos os exemplares denominados "Papamel" e "Marta Rocha" respectivamente com 74kg e 33,928kg de peso, a última com mais de 60% de limpidez, e um simples cristal, não denominado, pesando 110kg.

Os cristais bem formados de águas-marinhas ocorrem com as faces prismáticas bem desenvolvidas, comumente atingindo 20cm de comprimento e muitas vezes com terminações piramidais pequenas.

Estrias paralelas ao comprimento dos cristais são por vezes comuns e a maioria dos cristais observados exibe jaça, principalmente nas extremidades das peças restando porções límpidas na parte central.

Esses fissuramentos internos dos cristais de berilo foram produzidos pela deformação rúptil.

O berilo ocorre principalmente associado ao K feldspato, localizado nas suas interfaces, o que pode sugerir um controle geoquímico.

Ocorre raramente em cristais isolados nos espaços intercristalinos do quartzo leitoso, onde encontra-se associado a "cordões" de turmalina negra e muscovita, revelando o estágio de greisen.

Diminutas plaquetas de muscovita capeiam parcialmente alguns prismas.

O topázio ocorre como cristais incolores e colorações amarelo-pálido e azul pálido.

Forma grandes cristais, com até 15 cm de comprimento ao longo do eixo-C e de até 20cm ao longo da clivagem basal.

Apesar de se apresentar, na maioria dos casos, muito fissurado ainda exibe boa transparência.

Cristais azulados de topázio, sem jaças, com 3-4cm de dimensão são encontrados nas aluviões do Córrego da Marambaia nos ribeirões nas proximidades de Catugi, onde está concentrado juntamente com crisoberilo e água-marinha.

Ocorre na zona intermediária, crescendo sobre K feldspato e quartzo, existindo, entretanto espécimens associados às biotitas alongadas.

Turmalina negra e ametista, bastante raras, constituem cristais pequenos com dimensões de até 1 cm.

Encontram-se concentradas nas zonas mais silicosas, ricas em quartzo.

A magnetita e a goethita também são raras e normalmente ocorrem nas bordas dos núcleos dos pegmatitos, muitas vezes, formando agregados minerais associados à biotita, provavelmente por alteração hidrotermal e intempérica desta, respectivamente.

A sericita é muito fina, em placas milimétricas, ocorre localmente como produto de alteração hidrotermal dos feldspatos, e a caolinita ocorre como produto de alteração intempérica da biotita, formando concentrações de coloração castanha devido à mistura com óxidos de Fe e Mn, e em menor escala do feldspato.

Essas concentrações de material castanho argiloso constituem massas alongadas na matriz do pegmatito e se confundem com zonas de fratura, pois se distribuem alinhadamente.

A caolinita ainda forma "manchas" brancas no interior dos feldspatos, provocando o embaçamento do brilho, revelando estágio incipiente de alteração.

Mineralizações Antes de tratarmos da mineralização propriamente dita é importante discutir pontos do aspecto regional influindo direta ou indiretamente na mineralização.

Inicialmente pode-se observar que os charnockitos não constituem corpos significativos de dimensões mapeáveis nas escalas convencionais, constituindo portanto enclaves charnockíticos distribuídos principalmente ao redor do Granito Caladão.

Tendo em mente esse fato, referimo-nos a associação entre charnockitos e a formação de minerais de gema, particularmente crisoberilo, variedades de córindon, safira e rubi, espinélios, água-marinha, topázio e variedades de zircão.

A distribuição dos depósitos aluvionares de crisoberilo, turmalina, topázio e berilo e raríssimos de crisoberilo em pegmatitos em torno do Granito Caladão, desde Americaninhas, passando pelo Córrego Faísca, do Gil na parte norte, até o Córrego do Cascalho e Ribeirão Santa Cruz em volta de Catuji e Córrego Comprido, na parte sul com ocorrência de alexandrita não parece ocasional.

Portanto, existe distribuição espacial coincidente de charnockitos e depósitos de crisoberilo.

Acresce o fato de que, até hoje, não foi encontrado crisoberilo nos pegmatitos e aluviões dentro do Granito Caladão.

Esse tipo de mineralização tem sido considerado como derivada da ação de contato de charnockitos básicos em metassedimentos aluminosos por processo de desilicacão.

Sabe-se que tanto os metassedimentos quanto os granitos ao redor do Granito Caladão possuem cordierita, granada e sillimanita, e que Be2+ pode entrar na estrutura da cordierita em bases de substituição de BeSi por AlAl o que poderia representar um estágio intermediário para a formação do crisoberilo, até formar crisoberilo, tipos gema e "olho de gato".

As associações indicadas ou evidências circunstanciais servem como linha de pesquisa para futuros trabalhos.

Tratando-se das mineralizações intragraníticas de interesse econômico nos pegmatitos do Ponto do Marambaia, as de água-marinha de cor azul e, subordinadamente verde consistem nas principais.

Topázio, em todas as suas variedades, mais quartzo nas variedades murion e hialino são explorados como subprodutos.

Entretanto cristais métricos de quartzo têm sido procurados e peças perfeitas atingem dezenas de milhares de dólares.

Tanto a água-marinha quanto topázio ocorrem em dois tipos, "escória", referindo à cristais mal formados e/ou fraturados de tamanhos reduzidos e o tipo gema propriamente dita, que corresponde a cristais prismáticos bem formados, límpidos e livres de defeitos, como fraturas e impurezas, de tamanhos centimétricos a decimétricos, neste último, restrito às águas-marinhas.

Ambos cristais têm dimensões decimétricas, porém o topázio, ao ser extraído da matriz do pegmatito, se separa em muitas peças devido ao fissuramento interno.

Segundo os garimpeiros, há um controle na distribuição das gemas, ocorrendo em maior e melhor qualidade nos corpos subhorizontais restando para os corpos inclinados a "escória".

O fato é que produções significativas de água-marinha de interesse gemológico foram obtidas em corpos pegmatíticos localmente subhorizontais, situados na zona intermediária próximo ao núcleo, em bolsões denominados pelos garimpeiros de "caldeirões", que constituem "bonanzas" ricas em água-marinha tipo gema.

Os "caldeirões" são corpos irregulares, totalmente preenchidos, de dimensões que variam de 0,5 m a 3 m de diâmetro Os cristais gigantes de quartzo e murion se situam nesses "caldeirões".

Torna-se difícil a observação desses caldeirões nos pegmatitos dentro dos túneis, bem como se distinguir "caldeirão" de núcleo do pegmatito, mas pode-se afirmar que tratam-se de grandes bolsões onde quartzo e feldspato que foram parcialmente dissolvidos e reprecipitados juntamente com o berilo resultante de seu enriquecimento nas soluções residuais ricas em Be2+ e F.

As soluções silicosas, residuais e finais foram responsáveis pela formação dos megacristais de quartzo e murion.

O crescimento dos cristais de quartzo e murion é linear.

Ele se dá a partir da borda do núcleo com os eixos-c em direção às zonas externas, sobre os prismas de água-marinha, normalmente recoberta por "película" de moscovita cinzenta.

Turmalina fina negra pode também ocorrer neste contexto O quartzo murion, a muscovita e a turmalina negra são considerados pelos garimpeiros da região como bons indicadores da mineralização.

Mineralização nos pegmatitos, Zona de substituição localizada junto ao núcleo de quartzo, com quartzo+muscovita clara+K feldspato, por vezes mineralizado a água-marinha e topázio, ambos do tipo escória.

Zona de substituição localizada junto ao núcleo de quartzo, constituído de quartzo+muscovita cinzenta+ feldspato branco + topázio do tipo escória.

O cristal estava envolto por caulim.

Cristal de quartzo associado à turmalina negra, muscovita cinzenta e água-marinha Do ponto de vista geoquímico as mineralizações podem ser interpretadas como do tipo Be-F, uma possível variação dos pegmatitos de elementos raros e sua evolução representada esquematicamente no triângulo composicional no sistema Si-Al-K+Na.

Os pegmatitos evoluídos a partir dos fluídos residuais oriundos da cristalização do granito, iniciaram seu desenvolvimento a partir da associação K feldspato pertítico-quartzo em textura gráfica formando a matriz.

Em seguida, foram formados mega-cristais de K feldspato e quartzo leitoso intersticial e biotita.

Dessa maneira o líquido residual, com seu conteúdo de K significativamente decrescido, tornou-se relativamente rico em voláteis, H2O e F, e Be2+, dirigindo a composição do fluído para a linha Si-Al, no triângulo composicional Nesse momento, com a razão Si/Al em torno de 1/3 no fluído, topázio cristaliza sob elevada fugacidade de HF.

Ainda, com razão Si/Al inferior a 1/3 e em processo de desilicação, o fluído sob reduzida fugacidade de HF, resulta na cristalização de crisoberilo.

Em sistemas com baixa fugacidade de HF, granada é formada, como ocorre nos pegmatitos, invadindo os granitos periféricos Como conseqüência, a concentração de Be2+ no fluído aquoso residual aumentou relativamente, devido à adicional extração do Al, propiciando a cristalização de berilo e água-marinha, quando a razão Si/Al ultrapassa 3/1.

Após formado berilo, o fluído se tornou fortemente silicoso resultando na formação dos mega-cristais piramidados de quartzo hialino e murion.

O excesso de SiO2 no sistema é confirmado pela reação de substituição, responsável pela formação do berilo A biotita permaneceu pouco ou nada transformada durante a evolução do pegmatito, devido à baixa fugacidade do B3+ no fluído.

A evolução geológica da região do Ponto do Marambaia durante o Proterozóico inicia com o metamorfismo regional dinamotermal sob condições deformacionais passando do regime dúctil até o dúctil-rúptil, atingindo níveis de fusão parcial com a geração dos granitos crustais denominados Caraí, Itaipé, Faísca e Wolf.

Representam denominações locais de granitos exibindo mínimas variações texturais, resultantes de restitos composicionalmente diferentes, como charnockitos, biotita xistos e gnaisses kinzigíticos circundantes, cedendo material para a fusão inicial.

A natureza gradacional dos contatos entre os granitos, inexistência de xenólitos de granito-em-granito, existência de texturas nebulíticas, a presença comum de granada constituem evidências de cogeneticidade e contemporaneidade dos granitos circundantes.

O Charnockito Padre Paraíso, enderbítico, constituiria restito refratário incluso no Granito Caladão, que iria promover geração de pegmatitos desilicados resultando na formação de crisoberilo.

Refusão crustal parcial dos granitos circundantes promoveu a geração do Granito Caladão, ainda com considerável quantidade de granitos circundantes não completamente cristalizados.

Deformação rúptil começa a dominar o cenário com a ascenção dos granitos.

Pegmatitos se formam e se alojam no interior do Granito Caladão na área do Ponto do Marambaia.

Desenvolveram-se nos estágios finais da evolução tectono-magmática da Faixa Araçuaí, gerados a partir do processo de fracionamento ígneo das fusões residuais dos granitóides cálcio alcalinos de alto-K, póscolisionais, onde se encontram alojados.

Os líquidos magmáticos preencheram fraturas de contração durante o resfriamento do plúton gerando os pegmatitos, que por processo de diferenciação por cristalização enriqueceram relativamente os fluídos residuais, ricos em H2O, F e Be, responsáveis pela cristalização do topázio e água-marinha.

Após a deformação ter cessado, líquidos finais silicosos r

Pegmatito Gentil (Mendes Pimentel, MG)

Pegmatito Gentil (Mendes Pimentel, MG) e suas paragêneses mineralógicas de fosfatos raros

Gentil Pegmatite (Mendes Pimentel, MG) and their rare phosphate mineral assemblages

---

RESUMO
Centenas de corpos pegmatíticos na região nordeste de Minas Gerais produzem minerais gemológicos e de coleção, muitos desses corpos possuindo afinidades com determinada espécie, grupo ou classe mineral. O Pegmatito Gentil em Mendes Pimentel, ora descrito, notabiliza-se por sua assembléia de minerais fosfáticos, a maior parte dos quais raros ou raríssimos na natureza. A associação mineral identificada inclui microclínio, quartzo, muscovita, almandina-espessartita, berilo e trifilita como fosfato primário, que foi alterado formando uma extensa paragênese de espécies secundárias. Entre essas, destacam-se brazilianita, frondelita, gormanita, huréaulita, lazulita, litiofilita, purpurita, reddingita, woodhouseíta, zanaziíta e, recentemente descrita nesse corpo, a matioliíta.
Palavras-chave: Pegmatitos, minerais fosfáticos, Província Pegmatítica Oriental do Brasil.

---

ABSTRACT
Hundreds of pegmatitic bodies occur in the northern region of the State of Minas Gerais, several of these bodies producing gemologic and collection minerals. Such pegmatites are known by the mineral affinity with certain minerals species, groups or classes. The Gentil Pegmatite (Mendes Pimentel county) is characterized by the phosphatic mineral assemblage, and some of these minerals are rare or very rare in nature. Primary species are microcline, quartz, muscovite, almandine-espessartine, beryl, and triphylite as the main phosphate that was altered to an extensive paragenesis of secondary phosphates. In this list are noted brazilianite, frondelite, gormanite, hureaulite, lazulite, lithiophilite, purpurite, reddingite, woodhouseite, zanaziite, and matioliite, a species recently described in the Gentil Pegmatite.
Keywords: Pegmatites, phosphate minerals, Eastern Brazil Pegmatitic Province.

---

1. Introdução
A região nordeste de Minas Gerais, onde se insere a "Província Pegmatítica Oriental do Brasil", é mundialmente famosa devido à ocorrência de minerais excepcionais pela raridade e/ou por seus aspectos visuais, permitindo com que sejam comercializados no atrativo mercado de minerais para coleção. No contexto dessa província mineral, a região compreendida entre Galiléia, ao sul, passando por Divino das Laranjeiras e se estendendo até Mendes Pimentel, ao norte, destaca-se pela ocorrência de minerais fosfáticos raros ou raríssimos na natureza, diversos deles descritos originalmente na própria região. Nesse caso, incluem-se barbosalita, coutinhoíta, faheyíta, frondelita, lindbergita, moraesita e tavorita em Galiléia; e brazilianita, scorzalita e souzalita em Divino das Laranjeiras (detalhes sobre descrições e depósitos desses minerais encontram-se em Pough & Henderson, 1945, Cassedanne, 1983, Atencio, 2000, Chaves et al., 2006), bem como, de recente descrição, a matioliíta em Mendes Pimentel (Atencio et al., 2006). Esse último mineral foi encontrado no Pegmatito Gentil, cuja geologia e mineralogia detalhada constituem o objetivo central do estudo ora apresentado.
Fanton et al. (1978) e Cassedanne e Cassedanne (1982) realizaram os primeiros estudos de detalhe, enfocando a geologia e mineralogia geral, respectivamente, dos pegmatitos da área. Esses minerais foram também estudados pelos autores e equipe em outras ocasiões (p. ex., Karfunkel et al., 1997, Chaves et al., 2001, 2003, 2005, Scholz, 2002, 2006, Scholz et al., 2003). No Pegmatito Gentil, R. Scholz coletou, em 2003, um mineral de coloração azul-piscina, como agregados de pequenos prismas (2-5 mm), que logo foi presumido como uma espécie raríssima ou, então, nova para a ciência. Estudos preliminares apontaram que tratar-se-ia, em princípio, de uma burangaíta (Bermanec et al., 2004a, 2004b), embora os resultados químicos não tivessem sido inteiramente satisfatórios. Estudos paralelos e mais completos efetuados por pesquisadores da USP determinaram esse mineral como uma nova espécie, designada matioliíta (Atencio et al., 2006). Como as amostras coletadas pelos presentes autores são de maior tamanho e fazem parte de uma pesquisa integrada envolvendo as paragêneses fosfáticas do depósito, acredita-se que a apresentação dos atuais resultados complementem o citado estudo, bem como ajudem a difundir a imagem do mineral através de fotografia e imagens com MEV de espécimens excepcionais obtidos nos trabalhos de campo.

2. Localização e contexto geológico regional
O Pegmatito Gentil (18°41'21"S/41°27'02"W) localiza-se no município de Mendes Pimentel, o qual dista cerca de 80 km a leste de Governador Valadares, nordeste de Minas Gerais (Figura 1 - destaque). A partir de Mendes Pimentel, seu acesso pode ser realizado pela rodovia asfaltada MG-417 (que liga a cidade à BR-381), de onde, após 5 km, toma-se uma estrada de terra mal conservada à esquerda em direção à área do Córrego Indaiá. Essa estrada alcança a Lavra do Indaiá, ora explorada para feldspato e, a 2 km para leste, em caminho carroçável, alcança-se a Lavra do Gentil (Figura 1). Ressalte-se, ainda, que, no mapa geológico da região efetuado pelo convênio COMIG/CPRM (Vieira, 2000), essas duas importantes lavras não se encontram cadastradas.

Na região de Mendes Pimentel - Divino das Laranjeiras, afloram rochas metassedimentares gnáissicas e/ou xistosas, intrudidas por várias gerações de rochas plutônicas ácidas (Figura 1), todas essas seqüências sendo datadas no Neoproterozóico (Netto et al., 1998). Pegmatitos, associados a tal granitogênese, fazem parte do Campo Pegmatítico Galiléia-Mendes Pimentel, do Distrito Pegmatítico de Conselheiro Pena.
As rochas gnáissicas e xistosas compreendem as Formações Tumiritinga e São Tomé, de natureza metassedimentar, que integram o Grupo Rio Doce. O relacionamento estratigráfico entre ambas ainda não se encontra exatamente definido. A primeira ocorre a nordeste e sudeste da região, constituída na maior parte por biotita-sillimanita-granada-(cordierita) gnaisses, localmente grafitosos. A Formação São Tomé, aflorante sobre a faixa central topograficamente mais arrasada da área, destaca-se por incluir a maioria dos corpos pegmatíticos. A unidade é composta de quartzo-biotita-granada xistos, localmente com estaurolita e sillimanita, além de muscovita e schorlita como produtos de metassomatismo. Intercalações de quartzitos impuros e rochas calcissilicáticas são freqüentes. A foliação principal possui direções variáveis com ângulos de mergulhos geralmente elevados.
Intrusivos nesses metassedimentos ocorrem duas fases de magmatismo ácido sintectônico, designadas de Tonalito São Vítor e Tonalito Galiléia, bem como corpos tardi- a pós-tectônicos, estes últimos não representados no mapa da Figura 1 (Féboli, 2000, Vieira, 2000). A Suíte Galiléia constitui a maior parte da região, formando corpos de dimensões batolíticas de rochas leucocráticas a mesocráticas, estrutura gnáissica e textura média a grossa, localmente porfiroblásticas. Essa suíte possui composição metaluminosa a pouco peraluminosa de afinidade cálcio-alcalina e litotipos granitóides do "tipo-I", representados por tonalitos, tonali-granodioritos, granodioritos e granitos. A Suíte São Vítor, de composição similar, aflora em pequena porção, a oeste de Linópolis, e parece corresponder a uma variedade faciológica do Tonalito Galiléia com estrutura fracamente orientada (Féboli, 2000).

3. Corpos pegmatíticos da área e o Pegmatito Gentil
Na região entre Divino das Laranjeiras e Mendes Pimentel, são conhecidos mais de 30 corpos pegmatíticos de porte maior que 2 m, em um quadrilátero de, aproximadamente, 100 km² (os 20 mais importantes são representados na Figura 1). Esses corpos encontram-se encaixados nos biotita-quartzo xistos da Formação São Tomé, geralmente de forma concordante com a xistosidade principal, ou, ainda, condicionados em direções destacadas de fraturamento.
Associados à fase tardia da última granitogênese, os pegmatitos se caracterizam pela presença de uma grande variedade de minerais fosfáticos raros (Chaves et al., 2005), onde se inserem espécies como brazilianita, scorzalita e souzalita, descritas no Pegmatito Córrego Frio (Pough & Henderson, 1945, Cassedanne, 1983). A maior parte desses pegmatitos possui mineralogia característica de corpos diferenciados, enriquecida em minerais de lítio como ambligonita-montebrasita, trifilita-litiofilita e, mais raramente, lepidolita e espodumênio. Os corpos, geralmente, não apresentam zoneamento textural pronunciado, entretanto possuem porções internas em menor escala com grande variação textural e composicional; nessas porções, aparecem os minerais raros. As dimensões desses corpos variam, em geral, entre 2-30 m de espessura, 10-120 m de comprimento e, para a totalidade dos casos, faltam estudos sobre a profundidade dos corpos.
O Pegmatito Gentil aflora encaixado de forma concordante no biotita-quartzo xisto da Formação São Tomé, no local com direção NNE-SSW mergulhando fortemente para SSE (Figura 2). Esse corpo pegmatítico, diferentemente da maioria dos demais da região, possui zoneamento característico. Nas bordas, a rocha encaixante é metassomatizada (zona marginal), rica em cristais isolados de schorlita. Uma zona mais interna é constituída de pegmatito gráfico, onde já aparecem alguns corpos de substituição (pockets). Estes, porém, são mais abundantes na zona feldspática, rica em grandes cristais de microclínio, com menor volume de quartzo, muscovita, almandina-espessartita, berilo e trifilita como outros minerais primários. O núcleo é de quartzo quase maciço.

Além da trifilita, aparece, em quantidade muito menor, a montebrasita. Nos corpos de substituição, a mineralogia secundária é representada por albita, muscovita rica em lítio, elbaíta, além de uma diversificada paragênese de minerais fosfáticos formados a partir da alteração hidrotermal e/ou supergênica da trifilita, que estão descritos no próximo item. A trifilita aparece em cristais euédricos a subédricos, com dimensões variáveis entre 0,5 cm e 5 cm incluídos em microclínio e/ou quartzo, bem como constituindo grandes massas agregadas complexas, em conjunto aos mesmos minerais. Em geral, a trifilita encontra-se parcial ou inteiramente substituída, resultando em paragêneses secundárias que incluem espécies fosfáticas raras.

4. Paragêneses minerais fosfáticas
Os processos de diferenciação magmática nos pegmatitos da região permitiram o desenvolvimento de associações minerais variadas, a maioria das quais envolve fases fosfáticas (Tabela 1). A evolução geral da mineralogia dos fosfatos em pegmatitos constitui três etapas distintas (primária, metassomática e hidrotermal), responsáveis pela formação de assembléias e paragêneses específicas, que ocorrem em função da composição química e temperatura do meio (Moore, 1973). Assim, o processo evolutivo vai depender, tanto de fatores internos, como composição química e mineralogia do ambiente primário, quanto de fatores externos, como a possível entrada de água meteórica, de modo que fosfatos primários podem ser submetidos a estágios de alteração com intensidades variáveis. Os processos mais intensos são capazes de substituir, completamente, a mineralogia inicial, mascarando a paragênese primária do corpo, enquanto os de menor intensidade substituem somente parte dela.
Os pegmatitos inseridos no Distrito Pegmatítico de Conselheiro Pena foram, anteriormente, relacionados a seis grupos distintos por Scholz (2002) e Scholz et al. (2003), em função de seus minerais fosfáticos (ou ausência dos mesmos): (I) pegmatitos sem fosfatos primários; (II) pegmatitos pobres em lítio, com triplita; (III) pegmatitos ricos em lítio, com trifilita predominante; (IV) pegmatitos ricos em lítio, com montebrasita predominante; (V) pegmatitos com apatita e (VI) pegmatitos com monazita. Tendo por base tal classificação, descrevem-se paragêneses presentes em pegmatitos do "tipo III", onde se insere o Pegmatito Gentil, bem como diversos outros corpos nos arredores de Galiléia, ao sul, a exemplo das lavras Boca Rica, Cigana, Sapucaia e Boa Vista-1 (Chaves et al., 2005). Em todos esses corpos, a trifilita ocorre fazendo parte da mineralogia primária junto com microclínio, quartzo e berilo, formando associações com numerosos minerais de alteração, alguns destes de origem supergênica.
No Pegmatito Gentil, as paragêneses mais comuns verificadas foram (fórmulas químicas segundo o IMA (Mandarino & Back, 2004):
Trifilita [LiFe²⁺PO₄] + fosfossiderita [Fe³⁺PO₄.3H₂O] + purpurita [Mn³⁺PO₄]. Essa associação corresponde a agregados de cristais de trifilita de cor verde-escura, inseridos no microclínio e com as bordas parcialmente alteradas para fosfosiderita e/ou purpurita (Figura 3).

(Trifilita) + reddingita [Mn²⁺Mn²⁺₂(PO₄)₂(H₂O)] + huréaulita [Mn²⁺₅(PO₄)₂PO₃(OH)₂.4H₂O] + fosfossiderita. Tal paragênese constitui produto de alteração da trifilita e está presente em cavidades de substituição/alteração tardias (Figura 4A), ou em substituição total a cristais de trifilita. No primeiro caso, cristais de litiofilita apresentam reddingita e huréaulita na superfície ou em cavidades.

 
(Triflilita) + frondelita [Mn²⁺Fe³⁺₄(PO₄)₃(OH)₅] + litiofilita [LiMn²⁺PO₄] + lazulita [MgAl₂(PO₄)₂(OH)₂] + huréaulita. A frondelita aparece recobrindo corpos de substituição tardios e, sobre esse mineral, ocorrem litiofilita, huréaulita e/ou lazulita. Estão também relacionados à substituição total da trifilita.
(Trifilita) + frondelita + ferrissicklerita [Li(Fe³⁺,Mn²⁺)PO₄] + purpurita. Essa paragênese ocorre como produto de alteração da trifilita, formando blocos maciços. A purpurita é formada a partir da seguinte seqüência de alterações: trifilita-litiofilita ® sicklerita-ferrissicklerita ® purpurita-heterosita.
(Trifilita) + fluorapatita [Ca₅(PO₄)₃F] + brazilianita [NaAl₃(PO₄)₂(OH)₄] + woodhouseíta {CaAl₃[(P,S)O₄]₂(OH,H₂O)₆} + matioliíta [(Na,Mg)Al₅(PO₄)₄(OH)₆.2H₂O]. Nessa paragênese, a trifilita encontra-se inteiramente substituída, verificando-se uma interessante e singular associação de fluorapatita (secundária), brazilianita mal cristalizada, woodhouseíta em pseudocubos (única ocorrência brasileira do mineral conhecida) e da recentemente descrita matioliíta, com cristais azuis milimétricos em prismas longos (Figura 4B).

5. Química mineral dos fosfatos em geral e da matioliíta do corpo
Análises químicas com microssonda eletrônica foram efetuadas em amostras representativas de matioliíta (Figura 5A), brazilianita, frondelita, lazulita e trifilita (Tabela 2), após suas identificações com difração de raios X. As análises com microssonda foram obtidas no Laboratório de Microanálises, Defis-ICEX/UFMG. Na coluna 1 dessa tabela, apresentam-se os dados de amostra coletada em 2003, então considerada como burangaíta - [(Na,Ca)(Fe²⁺,Mg)Al₅(PO₄)₄(OH,O)₆.2H₂O] (Bermanec et al., 2004a, 2004b), posteriormente reconhecida por Atencio et al. (2006) como nova espécie (matioliíta) compondo uma série isomórfica com a primeira. Imagens de microscopia eletrônica de varredura detalham os prismas alongados extraídos da mesma amostra (Figura 5B-C). Nas colunas 2 e 3, são fornecidas, comparativamente, as análises pertinentes desses últimos autores em relação ao novo mineral e a uma outra fase de composição intermediária na referida série e, na coluna 4, valores da burangaíta da localidade-tipo, o Pegmatito Buranga, em Ruanda (Knorring et al., 1977). Os dados apresentados indicam que a matioliíta ora analisada é empobrecida em Na₂O e relativamente mais rica em P₂O₅ e Al₂O₃.

Na coluna 5 (Tabela 2), constam os dados da brazilianita que se associa à matioliíta, apresentados na Figura 5A. A brazilianita, embora descrita desde longa data (Pough & Henderson, 1945), é, ainda, um mineral pouco estudado. Análises desses autores obtidas a partir de amostras da localidade-tipo, Pegmatito Córrego Frio (situado no mesmo município - mineralogia geral mostrada na Tabela 1), possuem valores de Na2O da ordem de 8,4%, entretanto o espécime analisado também é empobrecido nesse óxido, com ±3,4%. Tais dados, juntamente com os apresentados para frondelita e lazulita do mesmo corpo (Tabela 2, colunas 6-7), demonstram a complexidade química dos fosfatos secundários encontrados, que, muitas vezes, se comportam como misturas de distintas fases e/ou ainda exibem diversos graus de hidratação. Assim, a frondelita da coluna 6 dessa tabela, com ±42,1% de FeO contra ±49,3% requeridos para valores ideais, pode indicar maior hidratação do material analisado. Os outros valores são muito semelhantes aos valores ideais. Os baixos fechamentos nas análises desses dois minerais devem-se à presença da hidroxila, não quantificável na microssonda.
Quanto às fases primárias do Pegmatito Gentil, ocorre trifilita e, de modo raro, ocorre a montebrasita. A lazulita também é um fosfato primário característico (Moore, 1973), entretanto esse autor lista, ainda, tal espécie como uma possível fase secundária, o que, provavelmente, representa a amostra analisada (Tabela 2, coluna 7). A mesma possui grande semelhança química com lazulitas da região de Diamantina, embora estas últimas ocorram em veios de quartzo (Chaves et al., 2003). A trifilita, que foi analisada a partir de amostras de três diferentes corpos de substituição (Tabela 2, colunas 8, 9 e 10), também apresentou anomalia quanto ao FeO, com 30,8-32,9% contra 45,5% requeridos para valores ideais; entretanto o MnO (não presente na fórmula química teórica) alcançou até ±9,5% nas análises, indicando um importante processo substitucional do Fe2+, pelo Mn2+, e resultando numa provável fase intermediária entre esse mineral e a litiofilita.

6. Considerações finais
O estudo regional da geologia e da mineralogia fosfática primária e secundária encontrada nos pegmatitos do Distrito de Conselheiro Pena tem permitido a identificação de diversos tipos de pegmatitos com base em suas constituições minerais, além de possibilitar a caracterização de modo integrado das assembléias e paragêneses minerais com espécies raras envolvidas. A descrição de onze novos minerais em pegmatitos dessa região (barbosalita, brazilianita, coutinhoíta, faheyíta, frondelita, lindbergita, matioliíta, moraesita, scorzalita, souzalita e tavorita), bem como a diversidade demonstrada, abre um campo largamente potencial para a descoberta de outros novos minerais na mesma. O Pegmatito Gentil, embora com atividades de lavra paralisadas desde 2004, possui, ainda, pilhas de rejeito interessantes de serem exploradas, tendo em vista o encontro de novas associações minerais.
O estudo desenvolvido nesse pegmatito integra-se com os de outros corpos da região de Mendes Pimentel, o que deve constituir objeto de futuro trabalho. A caracterização química de distintas paragêneses minerais com espécies fosfáticas envolveu análises químicas com microssonda eletrônica na principal fase primária (trifilita) e sobre algumas fases secundárias presentes (brazilianita, frondelita, lazulita e matioliíta), ressaltando-se importantes processos de substituição. Deve-se, ainda, frisar que a matioliíta, recentemente descrita nesse corpo, assim como as fases estudadas quimicamente e que apresentaram diferenças consideráveis em relação às composições químicas ideais, constitui um campo de pesquisas que pode contribuir para um melhor entendimento da evolução da mineralogia fosfática em pegmatitos.
 

Turmalina Paraíba, uma das gemas mais caras do mundo..

Turmalina Paraíba, uma das gemas mais caras do mundo..

i

Talvez você, como muitos, já deve ter se perguntado, em algum momento de sua vida - afinal, o que é essa tal de Turmalina Paraíba e por que ela é uma das gemas mais caras do mundo?

A resposta, é lógico, está na sua raridade e beleza. Uma das características dessa gema é a sua cor brilhante, vívida, quase um neon que só é salientada após a lapidação.

Do ponto de vista técnico ela é uma variedade cuprífera de elbaíta, uma variedade de turmalina cuja fórmula é Na(Li,Al)3Al6B3.Si6O27(OH,F)4. O nome Paraíba vem da primeira localidade onde essa turmalina foi descoberta.
Segundo a lenda a turmalina Paraíba foi descoberta por Heitor Dimas Barbosa em 1981. Heitor passou anos escavando um pegmatito próximo da Vila S. José da Batalha, acreditando que debaixo do morro chamado Paraíba existia algo diferente.
Somente em 1989, Heitor conseguiu o primeiro lote de pedras de qualidade. As cores eram extraordinárias nunca vistas antes em nenhuma outra turmalina: estava descoberta uma das gemas mais preciosas do mundo.
As cores são variadas, mas a clássica é o azul neon cor gerada pelo conteúdo de cobre do manganês na estrutura cristalina da turmalina.

As brasileiras clássicas com seus tons de azul	Acima Turmalinas Paraíba vindas da África com diversas colorações

A cor e seu brilho extraordinário são realçados após a lapidação e pelo aquecimento. O aquecimento da turmalina é feito para que a cor alcance o seus tons mais vívidos, a sua principal característica.
As Turmalinas Paraíba brasileiras são raras e, geralmente, pequenas. As estatísticas mostram que são necessárias 2.000 toneladas de material para produzir 40 quilates. O que é pior, aa minas brasileiras já estão praticamente exauridas.

O preço do quilate varia de acordo com a cor, tamanho, transparência, ausência de inclusões e lapidação. Em geral é comum ver preços acima de US$10.000 por quilate em pedras de bom tamanho.

No entanto uma nova descoberta está fazendo as Paraíbas mudarem de continente...

A Paraíba na África:

Mais recentemente, em 2001, foram descobertas turmalinas “Paraíba”na Nigéria e em Moçambique. Essas novas descobertas geraram muitas polêmicas sobre o termo Paraíba. Os gemólogos estavam propensos a chamar a gema de Elbaíta Cuprífera. Mas em 2006 foi decidido que todas as turmalinas tipo elbaita com cobre deveriam ser chamadas de Turmalinas Paraíba ou tipo Paraíba.
As turmalinas vindas da África não podem ser diferenciadas das brasileiras. Somente com estudos químicos foi possível identificar a “digital química” destas turmalinas que realmente tem alguns elementos traços um pouco diferentes.
O que, no entanto, preocupa é que as Paraíbas africanas são muito maiores do que as brasileiras e podem ser produzidas em maiores quantidades o que vai acabar afetando os preços do quilate. Aqui é raro uma Turmalina Paraíba com mais de cinco quilates enquanto que na África estão surgindo várias acima de dez quilates sendo que é de Moçambique a maior Paraíba lapidada do mundo (foto).

Uma Turmalina Paraíba rara com 14,2 quilates de Moçambique	57,19 quilates de Moçambique é a maior Turmalina Paraíba lapidada do mundo e pode valer mais de 25 milhões de dólares.

Vale: depois de cinco anos de disputa projeto Carnalita poderá entrar em produção

Vale: depois de cinco anos de disputa projeto Carnalita poderá entrar em produção
A briga entre duas cidades do Sergipe, literalmente paralisou o maior projeto do Brasil de cloreto de potássio: o Projeto Carnalita.
Carnalita tem reservas de 4,7 bilhões de toneladas de cloreto de potássio, um sal utilizado como adubo, fundamental na agricultura. O potássio do Brasil é quase todo importado e somente 8% é proveniente da produção interna.
Carnalita deverá receber R$4 bilhões em investimentos.
O motivo da briga entre as duas cidades, Capela e Japaratuba é, como o leitor deve ter adivinhado, a divisão do ICMS e dos impostos que totalizarão mais de R$100 milhões por ano.
Japaratuba foi escolhida pela Vale para sediar o processamento, mas a vizinha Capela tem, no seu subsolo a maioria dos recursos de Carnalita. Esta disputa, que durou 5 anos, foi, finalmente solucionada com uma decisão salomônica:  R$30 milhões para Capela que tem a maior parte das jazidas e R$5 milhões para Japaratuba.
Estes valores deverão aumentar assim que o novo CFEM for aprovado juntamente com o novo código mineral. Agora é só receber as licenças e o projeto poderá se desenvolver a pleno vapor. Carnalita será o maior investimento do Estado de Sergipe e deverá empregar mais de 10.000 pessoas nos próximos anos. Os moradores das duas cidades já estão se cadastrando para ocupar parte das vagas.