Caçadores de esmeraldas na Chapada Diamantina

 

A cidade de Campo Formoso é conhecida por suas grutas e pelo comércio de esmeraldas.
Localiza-se na Chapada Diamantina na Bahia e tem em seu território muitas cavernas com diversos tipos de formação interior, além maior gruta, em extensão, do Hemisfério Sul: a Toca da Boa Vista, maior caverna conhecida do Brasil e Hemisfério Sul com mais de 120 km de galerias mapeadas até 2007, é um dos mais importantes sítios espeleológicos e paleontológicos brasileiros.
Conjuntamente com as cavernas vizinhas Toca da Barriguda, Toca do Calor de Cima, Toca do Pitu e Toca do Morrinho, constituem um conjunto de relevância geológica mundial.
Montanhas de beleza rara, vales que parecem não ter fim, rios que se espremem nos corredores de pedras. O conjunto de monumentos impressionantes foi criado pela natureza há 400 milhões de anos, quando a Terra ainda era criança.
No coração da Bahia, as águas do inverno saltam dos pontos mais altos do Nordeste. Um espetáculo exuberante. A Queda d’Água da Fumaça, de quase 400 metros, parece que começa nas nuvens.
Na Chapada Diamantina, a trilha das águas mostra o caminho das pedras. Pedras preciosas, que contam a história de muitos aventureiros. Carnaíba, norte da chapada. O vilarejo com cara de cidade atrai milhares de garimpeiros. As serras da região concentram a maior reserva de esmeraldas do Brasil.

Helvita [Mn2+4Be3(SiO4)3S]: primeira ocorrência brasileira do mineral*

Helvita [Mn²⁺₄Be₃(SiO₄)₃S]: primeira ocorrência brasileira do mineral^*

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RESUMO
Descreve-se a recente descoberta de helvita em um pegmatito lavrado para feldspato, em Conselheiro Pena (MG). Esse mineral ocorre em agregados de tetraedros muito bem cristalizados e, tem sido recuperado, tendo em vista amostras para colecionadores.
Palavras-chave: helvita, minerais raros, minerais de coleção.

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ABSTRACT
This communication describes the recent discovery of helvite, from a pegmatite mined to feldspar in the Conselheiro Pena County (MG). The helvite occurs as clusters of good tetrahedral crystals, mainly mined for mineral collector destinations.
Keywords: helvite, rare minerals, minerals of collection.

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1. Introdução
A região pegmatítica do nordeste de Minas Gerais é famosa mundialmente pelo encontro periódico de minerais gemológicos e/ou raros e também de minerais excepcionais destinados a colecionadores. Descrevem-se, nessa breve comunicação, os principais aspectos geológicos, mineralógicos e químicos da primeira ocorrência de helvita no país, recentemente descoberta em um pegmatito dessa região. Segundo Betejtin (1977), a helvita pode constituir fonte de obtenção do berílio, sendo o mineral de onde é mais fácil se extrair tal elemento químico (pelo enxofre em sua estrutura), embora presentemente esteja sendo recuperado somente para obtenção de amostras de coleção.

2. Localização e geologia da área
A ocorrência encontra-se no corpo pegmatítico conhecido como Lavra "Orozimbo Coelho" ou do "Navegador" (19º03'42"S e 41º25'15"W), no município de Conselheiro Pena, a leste de Gov. Valadares (Figura 1). Ele está inserido em um grupo de pegmatitos, que abrange a conhecida Serra do Urucum, a sudeste de Galiléia. Na Lavra do Urucum-GEOMETA, situada logo ao norte, encontrou-se, recentemente, um novo mineral, a coutinhoíta (Atencio et al., 2004). Nessa área, afloram rochas proterozóicas, incluindo os xistos da Formação São Tomé, os quais são intrudidos por corpos magmáticos sin/tardi-tectônicos (Tonalito Galiléia e Granodiorito Palmital) e pós-tectônicos ao Ciclo Brasiliano (Granito Urucum).

3. Aspectos mineralógicos e químicos
O Pegmatito Orozimbo Coelho é tabular, de porte grande (± 20m de espessura e comprimento >30m), se encaixando em quartzo-biotita xistos da Formação São Tomé nas proximidades do contato com a intrusão do Granodiorito Palmital (Chaves et al., 2005). Esses autores o classificaram no grupo dos "Pegmatitos com Apatitas Primária e Secundária", um dos cinco grupos reconhecidos para os pegmatitos da área, em função da mineralogia fosfática. No corpo, ao redor do núcleo de quartzo, desenvolve-se uma zona feldspática com mais que 15 m de espessura, rica em pockets, contendo albita e/ou quartzo, muitas vezes atapetados de helvita. A lavra está ativa, visando, principalmente, à extração de feldspato.
A helvita [Mn²⁺₄Be₃(SiO₄)₃S], identificada por difratometria de raios X (análises no Lab. Demin - EE/UFMG), faz uma solução sólida com a danalita (termo com Fe²⁺) e a genthelvita (termo com Zn²⁺), ocorrendo no depósito em dois hábitos típicos: (a) o mais comum e, certamente, o mais procurado compreende agregados de tetraedros bem cristalizados, onde os indivíduos variam entre 0,1-0,5cm de aresta; os agregados incluem massas placóides, desde alguns poucos indivíduos até cerca de 5cm de diâmetro, capeando albita e/ou quartzo (Figura 2A). A coloração dessas drusas varia do verde-claro ao verde-acinzentado-escuro, com os cristalitos mostrando brilho resinoso e inteira opacidade; (b) em microagregados de até 1,5cm, esféricos ou semi-esféricos, onde os indivíduos são de porte submilimétrico, de coloração preta, em geral capeando massas compostas de quartzo hialino (predominante) e muscovita (Figura 2B).

Tendo em vista identificar com maior detalhe sua composição química, bem como o posicionamento do mineral no contexto da série isomórfica, quatro amostras foram analisadas com microssonda eletrônica (Defis — ICEX/UFMG). Conforme os dados da Tabela 1, destaca-se a homogeneidade dos dados químicos, com uma relativa escassez do termo Fe (1,08-2,43%) e quase ausência de Zn (0,00-0,10%), na série isomórfica. A helvita foi descrita originalmente na Saxônia (Alemanha) e tem sido também encontrada em algumas outras localidades (Dunn, 1976). Esse autor fornece cerca de três dezenas de análises químicas do mineral, as quais devem ser utilizadas para comparações com a helvita de Conselheiro Pena.

4. Considerações finais
A ocorrência de cristais bem formados de helvita no Pegmatito Orozimbo Coelho é uma das várias evidências, já reconhecidas (p. ex. Scholz, 2000), do adiantado grau de diferenciação magmática a que foram submetidos os corpos pegmatíticos dessa região. Essa recente descoberta de cristais isolados e drusas tão bem individualizadas do mineral denota, ainda, o grande potencial que a mesma apresenta para o encontro de novos minerais e/ou, conforme o caso relatado, (re)encontro de espécies raras já conhecidas na natureza, mas sob condições excepcionais de cristalização.

Kimberlito Canastra-1 (São Roque de Minas, MG): geologia, mineralogia e reservas diamantíferas

Kimberlito Canastra-1 (São Roque de Minas, MG): geologia, mineralogia e reservas diamantíferas

The Canastra-1 kimberlite (Sao Roque de Minas town, MG): geology, mineralogy and diamond reserves

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RESUMO
A pesquisa de fontes diamantíferas primárias no Brasil iniciou-se na década de 1960, culminando com a descoberta da mineralização no kimberlito Canastra-1, que representa a primeira fonte primária com teores economicamente viáveis do país. O kimberlito aflora na região da Serra da Canastra, nas cabeceiras do rio São Francisco. A intrusão é constituída de dois blows alinhados segundo NW-SE, o trend estrutural da região definido em metassedimentos do Grupo Canastra. O blow menor (NW), quase circular e com ±0,8 ha de área, possui teores desprezíveis em diamantes. O outro (SE), com quase 1 ha, é mineralizado a um teor médio de 12-18 ct/100 t de rocha. Variações significativas também são verificadas em relação às fácies petrográficas do kimberlito, homogênea no blow NW, enquanto a SE é heterogênea, ocorrendo a mistura de várias fácies. A curta distância entre os blows (<40 m) pressupõe que ambos se juntem em profundidade, constituindo, então, apófises da mesma intrusão. A química mineral dos indicadores revelou forte semelhança com alguns corpos kimberlíticos africanos diamantíferos. Dados obtidos na lavra experimental indicaram uma qualidade excelente para os diamantes do kimberlito, estimando-se um valor médio em torno de US$ 180-200/ct.
Palavras-chave: Kimberlito, diamante, pesquisa mineral, Canastra-1.

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ABSTRACT
The research on the primary diamond sources in Brazil started in the 1960 years and had its highest achievement with the discovery of the mineralized Canastra-1 kimberlite which is the first Brazilian primary deposit having economic contents. This pipe surfaces in the Serra da Canastra (Canastra Range) near the sources of the São Francisco River. The intrusion is made up of two blows lined along NE-SE, which is the region's structural trend defined in the metasedimentary rocks of the Canastra Group. The smaller blow is nearly circular with an area of approximately 0.8 ha and has only negligible diamond content. The SE blow has almost 1.0 ha and is mineralized with an average content of 12 to 18 ct/100 tonnes of rock. There are also significant differences in the petrographic facies of the two bodies, which is homogeneous in the NW blow while the SE blow is heterogeneous, with the occurrence of a mixture of several facies. The short distance between the blows justifies the assumption that they join in depth, therefore being apophyses of the same intrusion. The mineral chemistry of the indicators showed a strong resemblance with some diamondiferous African kimberlites. Data from experimental mining indicated an excellent quality for this kimberlite's diamonds, with US$180-200/ct estimated average value.
Keywords: Kimberlite, diamond, mineral research, Canastra-1 pipe.

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1. Introdução
A pesquisa de fontes diamantíferas primárias teve início no país somente a partir do final da década de 1960, com a criação da SOPEMI, pelo ex-órgão estatal francês de mineração, BRGM. Em 1969, foram descobertos os primeiros corpos kimberlíticos em Coromandel (MG) e, depois disso, a SOPEMI, incorporada na década de 1980 ao grupo sul-africano De Beers, descobriu e pesquisou mais de uma centena de corpos na mesma região, nenhum deles, porém, aparentemente tendo revelado importância econômica.
Na região da serra da Canastra, localizada cerca de 200 km a S-SE de Coromandel, a pesquisa de kimberlitos iniciou-se na mesma época, tendo como alvo principal a zona das cabeceiras do rio São Francisco, onde, desde 1937, são conhecidas diversas ocorrências detríticas nos arredores da cidade de Vargem Bonita. A prospecção aluvionar de minerais indicadores levou logo à descoberta, em 1974, do kimberlito Canastra-1 pelo BRGM. Entretanto, a pesquisa, nessa época, se limitou a um setor (NW) que possuía teores desprezíveis em diamantes. Passaram-se cerca de quinze anos até que uma nova fase de pesquisas voltasse a ser efetuada, agora pela Mineração do Sul - SAMSUL (De Beers). Assim, em 1989, foram escavados seis poços de pesquisa, desde o blow NW até o blow SE, sendo que o último apresentou grande quantidade de microdiamantes.
A respeito desse último aspecto é interessante ressaltar que, por questões de prioridades da companhia, as amostras referentes aos seis poços somente foram processadas dois anos após suas coletas; assim a mineralização só foi efetivamente reconhecida em 1991. Pesquisa de detalhe foi efetuada no período 1992-98 e, em 2001, foi protocolado, no DNPM, o Relatório de Pesquisa com a definição das reservas diamantíferas do corpo Canastra-1. Esse relatório concluía sobre a viabilidade técnica e econômica para a explotação de diamantes. No ano seguinte, a SAMSUL foi adquirida pelo grupo canadense Black Swan Resources, criando-se, então, a Brazilian Diamonds (BDY), que atualmente tenta, junto aos órgãos nacionais competentes, a liberação das atividades de lavra.
Durante esse longo período entre prospecção, pesquisa e viabilidade técnica-econômica do depósito, compreensivelmente, todas as informações a respeito foram mantidas em sigilo pelas empresas detentoras dos direitos minerários. Entretanto a atual detentora (SAMSUL-BDY) tem procurado facilitar a atuação de pesquisadores dos departamentos de Geologia e de Engenharia de Minas da UFMG, os quais realizam estudos científicos envolvendo o kimberlito. Esse trabalho visa, assim, à divulgação do estado da arte sobre tais pesquisas, objetivando o estudo da geologia, da mineralogia e dos aspectos econômicos do corpo, bem como discussões e comparações relacionadas a outros corpos intrusivos da região.

2. Localização e contexto geológico
O kimberlito Canastra-1 está localizado na parte externa, próxima ao grande escarpamento da serra da Canastra, região do alto rio São Francisco, cerca de 7km a oeste do vilarejo de São José do Barreiro, município de São Roque de Minas. O acesso à área é feito, desde Belo Horizonte, pelas rodovias MG-050 até Pium-í (260 km), daí em direção a Vargem Bonita (57 km) e, depois, por estradas de terra atingindo São José do Barreiro (17,5 km) e, por fim, a intrusão (~12 km) (Figuras 1 e 2). Em termos geológicos, os principais estudos sobre essa região devem-se a Barbosa et al. (1970) e, em termos geotectônicos, a mesma se situa na porção terminal sul da Faixa de Dobramentos Brasília, que circunda a oeste e sudoeste o Cráton do São Francisco (cf. limites de Alkmim et al., 1993).

Na Figura 3, apresenta-se a geologia simplificada da área onde se deu a intrusão (Heineck et al., 2003). As rochas mais antigas pertencem ao Grupo Pium-í, uma seqüência arqueana do tipo greenstone belt, que é sobreposta pelos grupos Canastra (Mesoproterozóico?) e Araxá (Neoproterozóico?), de idades e relacionamentos ainda duvidosos. No primeiro, predominam quartzitos micáceos e quartzo-micaxistos. Na área da intrusão Canastra-1, ocorrem quartzitos finos, de coloração branca, com intercalações métricas locais de filitos sericíticos do Grupo Canastra. A presença conspícua de mica confere aos quartzitos um aspecto geral placóide, realçado pela erosão diferencial. No Grupo Araxá, os xistos são variados quanto à composição, incluindo (além de quartzo e mica) granada, biotita, hornblenda e feldspato. Os metapelitos do Grupo Bambuí (Neoproterozóico) complementam a sucessão de rochas pré-cambrianas. No extremo oeste da região, aparecem, ainda, seqüências mesozóicas relacionadas à bacia do Paraná. A idade do kimberlito Canastra-1 foi determinada (K/Ar em flogopita) em 120 ±10 Ma (Pereira & Fuck, 2005).
A faixa de domínio dos grupos Canastra-Araxá é marcada, estruturalmente, por forte tectônica de cavalgamentos com transporte de SW para NE, bem como dobramentos apertados, mostrando vergências para o interior do cráton, justapondo seqüências mais jovens sobre as antigas. As faixas de empurrões possuem direções entre N40º-60ºW, bem assinaladas por drenagens encaixadas e pelas escarpas dadas pelos empurrões. Uma tectônica de cisalhamento transcorrente reativou as antigas zonas de empurrões, imprimindo a estruturação final dessa faixa, complementada por um fraturamento rúptil que gerou três famílias locais de fraturas e juntas subverticais, com direções principais em N20º-35ºE, N100º-115ºE e N20º-35ºW (SAMSUL, 2007).
Os depósitos diamantíferos que ocorrem na zona do alto São Francisco se inserem, geograficamente, na designada "Região Diamantífera Serra da Canastra" (Penha et al. 2000) ou, em termos metalogenéticos, na "Província Diamantífera da Serra da Canastra" (Chaves, 1999; Benitez & Chaves, 2007). Nesse último trabalho citado, propõe-se uma compartimentação para tal província, de modo que a área em questão integra o "Distrito Diamantífero da Alto São Francisco".

3. Descrição do corpo
O kimberlito Canastra-1 intrude rochas do Grupo Canastra segundo o trend regional de fraturamento N60ºW, compreendendo dois blows separados um do outro por cerca de 40 m. O intemperismo atuante só permite estudos de maior detalhe através dos testemunhos de sondagem da época da SOPEMI-De Beers. O blow NW possui uma forma semicircular com área aproximada de 8.000 m² (Figura 4), sendo, em termos texturais, homogêneo e constituído de uma brecha kimberlítica macrocrística. O outro blow (SE) é um pouco maior (10.000 m²) e nele ocorre uma mistura de diversas fácies, destacando-se (i) uma brecha kimberlítica macrocrística de contato, de coloração avermelhada com macrocristais de ilmenita predominantes, (ii) uma brecha kimberlítica macrocrística de coloração verde-escura, com macrocristais de olivina (Figura 5) e (iii) um outro tipo de kimberlito macrocrístico, porém com macrocristais (ilmenita e olivina) de menor tamanho. Na NW, as fácies presentes parecem indicar características abissais à rocha (zona de raiz), enquanto, na SE, ocorre uma mistura de fácies abissais com fácies de zona de diatrema (menos profundas).

A curta distância entre os blows faz pressupor que ambos se juntem em profundidade, constituindo, então, apófises de um mesmo corpo. A presença de fácies tão distintas e a forma "anormal" do pipe permitem conjecturar que o blow NW seja um braço abortado da intrusão que, no seu conduto principal (o blow SE), teria atingido porções superiores da crosta (cf. esquema da Figura 6). Na cava principal aberta neste último para detalhamento de reservas e teores, observaram-se depósitos superficiais sobre praticamente todo o corpo, excluindo um pequeno afloramento na margem direita do córrego Cachoeira. Tal cobertura varia entre 2-4 m de espessura, formada, principalmente, por seixos, blocos e matacões angulosos de quartzitos Canastra deslocados das partes serranas (Figura 7). Logo abaixo, a zona intemperizada da intrusão, com 16-18 m de espessura, constitui um típico yellowground à semelhança da maioria das intrusões kimberlíticas sul-africanas.

4. Características morfológicas e químicas dos minerais indicadores
Os principais minerais indicadores de diamantes em campanhas de prospecção são o piropo cromífero [Mg₃Al₂(SiO₄)₃], a ilmenita magnesiana [Fe²⁺TiO₃] e o diopsídio [CaMgSi₂O₆], em ordem decrescente de importância dada pela respectiva diminuição de resistência no transporte aluvionar. Esses três minerais foram coletados a partir de material contido no perfil de transição entre o yellowground e o blueground, que constitui agora o topo do corpo (blow SE) depois da lavra experimental já realizada. Tais minerais foram inicialmente separados em diversas frações granulométricas, tendo em vista obter-se a abundância relativa de cada nas mesmas. Por fim, análises mineraloquímicas preliminares com MEV/EDS foram efetuadas, complementadas com análises por microssonda eletrônica (WDS), visando a comparações desses minerais em outros depósitos do Brasil e do mundo (Tabelas 1 e 2).
Exames a olho nu indicaram a ocorrência de granadas com três colorações: laranja, vermelha e violeta. Sob lupa binocular, porém, observações sobre um grande número de indivíduos demonstraram que existem todas as variações de matizes entre os tipos vermelhos e os alaranjados, denotando que ambos, provavelmente, constituam um mesmo tipo mineraloquímico. Em geral, as granadas laranjas são de menor tamanho (só elas ocorrem nas frações menores que 1 mm) e parecem representar lascas das bordas de granadas vermelhas onde a concentração de cor é menor. Esses tipos se verificam, ainda, como macrocristais na massa kimberlítica e podem atingir até 2 cm de diâmetro, sendo quase sempre anédricas ou raramente subédricas e, no yellowground, apresentam adiantado estado de alteração por oxidação. O terceiro tipo, ao contrário, está contido quase exclusivamente nas frações menores que 1 mm e apresenta uma coloração característica violeta com matizes púrpuras, designada na literatura como grapefruit (Mitchell, 1986). Além de somente ocorrerem nas frações mais finas, essas granadas aparecem com formas arredondadas (fragmentos de esferas também são comuns), provavelmente constituindo produtos de dissolução de cristais euédricos de forma original hexaoctaédrica.
Análises obtidas das três citadas variedades demonstraram que, de fato, inexistem diferenças significativas gerais entre piropos vermelhos e alaranjados (Tabela 1). Os conteúdos mais altos em ferro os aproximam da molécula almandina [Fe₃Al₂(SiO₄)₃] na série isomórfica, enquanto os teores de cromo são muito baixos (menos que 1% na média de seis amostras), verificando-se nos últimos uma ligeira tendência à depleção nesse elemento. De outro modo, os piropos de cor violeta são típicos Cr-piropos (média de 4,5% em quatro amostras) e os valores superiores em MgO e inferiores em FeO indicam a maior concentração da molécula piropo na série citada. Análises com grande número de indivíduos estão ainda sendo realizadas, visando a situar com precisão o posicionamento desses piropos no esquema classificatório de Dawson e Stephens (1975), noqual as granadas são quimicamente identificadas de G-1 a G-12, bem como suas importâncias em relação à prospecção diamantífera são acentuadas. Os dados ora disponíveis indicam que as granadas estudadas situam-se nos campos G-1 e G-9, respectivamente.
A ilmenita ocorre sempre em formas mal cristalizadas, desde megacristais com cerca de 3 cm de diâmetro até grãos submilimétricos, sendo largamente o mineral indicador mais comum no kimberlito. Muitas vezes esse mineral se mostra encapado por uma crosta verde heterogênea, resultado de sua alteração para leucoxênio ou perovskita (Mitchell, 1986). Em termos químicos (Tabela 2), o mineral pode ser considerado como uma ilmenita magnesiana e, embora seja relativamente depletado em MgO (média de 10%) em relação a diversos kimberlitos diamantíferos sul-africanos, onde pode alcançar valores próximos de 20% (Mitchell, 1986), ele se assemelha aos minerais de outras localidades de Minas Gerais como o kimberlito Vargem e o conglomerado tufáceo de Romaria (Svisero et al., 1977; Svisero & Meyer, 1981). Entretanto os dados de Cr₂O₃ são inferiores aos desses dois últimos locais, onde alcançam até mais que 2%, e bem mais próximos dos kimberlitos africanos, onde tais valores em geral também não alcançam 1%.
O diopsídio, de cor verde-oliva típica, se apresenta em macrocristais prismáticos de até 1 cm de comprimento, embora mais comumente apareça na fração inferior a 1 mm. Em relação ao kimberlito Vargem, as análises revelaram (Tabela 2) valores relativamente superiores de magnésio e cálcio. Entretanto a principal característica química do mineral é a depleção em cromo (média de 0,4% em quatro amostras), que pode alcançar mais que 2% naquele corpo kimberlítico (Svisero et al., 1977). Interessante observar que valores baixos em Cr₂O₃ são também encontrados em diopsídios inclusos em diamantes brasileiros (Svisero, 1983), bem como em diversos outros kimberlitos mundiais (Mitchel, 1986).

5. Aspectos econômicos
A descoberta da mineralização em 1991 foi revelada pela pesquisa de seis poços nas margens do córrego Cachoeira. Cinco destes caíram sobre ou nas proximidades do blow NW, do lado esquerdo do córrego, e de um total de 63 m³ de rocha foram extraídos somente 0,012 ct de microdiamantes. No sexto poço, maior e situado do lado direito do córrego, foram escavados 62 m³ de rocha e recuperados 765 pedras, entre micro e macrodiamantes, perfazendo 19,079 ct (SAMSUL, 2007). A avaliação das reservas totais em diamante do kimberlito Canastra-1 apoiou-se em dados dos trabalhos de pesquisa, principalmente sondagem rotativa diamantada e amostragem de grande volume (quando pedras de até 20 ct foram recuperadas), bem como modelamento geológico. Na pesquisa detalhada de um depósito desse tipo, como a distribuição dos diamantes é aleatória, a confiabilidade dos resultados será função do volume de rocha amostrada.
Na planta de lavra experimental instalada para processar grande volume do corpo mineralizado, implementada pela SAMSUL, cerca de 15.000 m³ de rocha foram tratados para a obtenção da parte principal das reservas em diamantes, que totalizaram entre as cotas 960-820 m, quase 2.300.000 t de rocha a um teor médio de 16 ct/100 t, estimando-se em 260.000 ct contidos (SAMSUL, 2007). Outro fator fundamental na avaliação econômica de um depósito diamantífero é a quantificação do seu valor médio (dado em US$/ct). Nesse sentido, o diamante da Província da Serra da Canastra é considerado como um dos mais valorizados do Brasil, atingindo cifras da ordem de US$180-200/ct (L. Giglio, 2007, inf. verbal). A qualificação comercial aproximada varia em torno de 80% de cristais gemológicos e 20% chips e industriais (Benitez & Chaves, 2007). São típicas as pedras de forma octaédrica, de elevados graus de pureza e cores altamente gemológicas (D até I), conhecidas no mercado como diamantes "tipo-Canastra".

6. Considerações finais
A constatação de reservas economicamente mineráveis de diamantes no kimberlito Canastra-1, em Minas Gerais, representa um novo marco histórico na geologia econômica do país. Sem dúvida, caem por terra as hipóteses que consideram que os kimberlitos da porção sudoeste do Estado seriam praticamente estéreis (eg., Tompkins & Gonzaga, 1989), ou de que a totalidade desses poderia estar erodida até níveis críticos de mineralização, onde a parte econômica dos corpos teria sido distribuída para depósitos aluvionares, antigos ou recentes (eg., Chaves, 1991).
O mesmo fato abre ainda novas perspectivas à prospecção de outros corpos na região, bem como pesquisas adicionais em corpos já conhecidos. As novas tecnologias introduzidas nos últimos 20 anos, desde a descoberta do pipe lamproítico de Argyle (Austrália), que mudaram o panorama econômico do diamante no mundo, com esse país tornando-se seu maior produtor, exemplificam tal situação. A explotação do kimberlito Canastra-1 deve também possibilitar e incentivar a pesquisa científica em relação ao manto superior sob o Brasil, praticamente desconhecido e de grande importância para o entendimento da evolução do planeta.

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

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

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

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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.

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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.

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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.

Inclusões fluidas em topázio do Complexo Granítico Estanífero de Massangana (RO)

Inclusões fluidas em topázio do Complexo Granítico Estanífero de Massangana (RO)

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RESUMO
O complexo granítico de Massangana, localizado na região central de Rondônia, sudoeste do Cráton Amazônico, Brasil, é um importante exemplo da Província Estanífera de Rondônia. Esse complexo possui dimensões batolíticas, marcantes estruturas anelares relacionadas às sucessivas fases magmáticas e hospeda mineralizações de Sn, W, Nb, Ta, topázio e berilo associadas a pegmatitos. Esse trabalho apresenta a composição química e as condições mínimas de aprisionamento dos fluidos nos cristais de topázio encontrados no complexo granítico estanífero de Massangana. O topázio, de cor azul, apresenta qualidade gemológica e possui cinco grupos de inclusões fluidas de natureza H₂O-NaCl, cuja salinidade equivalente varia de 3,4 a 11,7% em peso de NaCl, densidade em torno de 0,75g/cm³ e temperatura de homogeneização total (Th) entre 320 e 350ºC. Devido à íntima associação do topázio com cassiterita, wolframita e columbita-tantalita nos corpos pegmatíticos, admite-se que esse intervalo de Th também corresponda ao intervalo mínimo de cristalização desses outros minerais metálicos. Considerando que os pegmatitos no complexo granítico de Massangana estão associados às últimas fases magmáticas, é provável que a profundidade de posicionamento desses corpos pegmatíticos seja inferior a 3 km e a uma pressão estimada entre 1 e 1,5 kbar.
Palavras-chave: complexo granítico de Massangana, topázio gemológico, inclusões fluidas, Roraima.

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ABSTRACT
The Massangana granitic complex, located in the central region of the State of Rondônia, State, southwestern of the Amazon craton, Brazil, is an important example of the Rondônia Tin Province. The complex represents a batholitic body with conspiscuous ring structures related to successive intrusion events hosting Sn, W, Nb, Ta, topaz and beryl mineralizations associated to pegmatite. In this paper we determine the chemical composition and the minimal conditions of capture of the fluids in topaz from the Massangana granitic complex. The blue topaz has gemological quality and presents five groups of H₂O-NaCl fluid inclusions, with salinity between 3,4 to 11,7% weight % NaCl equivalent, density about 0,75g/cm³ and homogenization temperature between 320 to 350ºC. The close association of topaz with cassiterite, wolframite and columbite-tantalite in pegmatites suggests the same minimal homogenization temperature for the crystallization of the mentroned metalic minerals. The pegmatitic bodies in the Massangana Complex are associated with the last magmatic phases and their probable emplacement depth is less than 3 km corresponding to an estimated pressure between 1 to 1,5 kbar.
Keywords: Massangana granitic complex, gemological topaz, fluid inclusions, Roraima.

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1. Introdução
O complexo granítico estanífero de Massangana está localizado na região central de Rondônia, distante cerca de 220km ao sul da capital Porto Velho (Figura 1). Essa região abriga os principais depósitos de estanho da Província Estanífera de Rondônia e foi alvo de intensa atividade de mineração por cerca de 40 anos (Dall'Igna, 1996). Atualmente, devido ao baixo preço do estanho no mercado internacional, apenas poucos garimperiros atuam na área do complexo granítico de Massangana, extraindo principalmente topázio e um pouco de cassiterita ao longo de pequenos aluviões. O topázio é comercializado como gema e seu jazimento primário está associado a corpos pegmatíticos, os quais foram, em grande parte, erodidos e transportados para os aluviões.
Esse trabalho objetiva caracterizar a composição química e as condições mínimas de aprisionamento dos fluidos nos cristais de topázio encontrados no complexo granítico estanífero de Massangana. A metodologia de trabalho envolveu estudos petrográfico e microtermométrico em quatro seções polidas em ambas as faces. No estudo microtermométrico utilizou-se a platina Chaixmeca modelo 871 do Laboratório de Inclusões Fluidas do Instituto de Geociências da Universidade de Brasília (IG-UnB). O equipamento foi calibrado utilizando-se inclusões fluidas sintéticas, com precisão variando de ±1ºC para resfriamento até -100ºC e de ±5ºC para aquecimento até 350ºC, com velocidade de aquecimento de cerca de 1ºC por minuto. Duas inclusões fluidas foram ainda submetidas à análise por espectroscopia micro-Raman no Instituto de Física da Universidade Federal de Minas Gerais.

2. Contexto geológico
O complexo granítico de Massangana é um dos principais representantes dos chamados Granitos Jovens de Rondônia (Kloosterman, 1967 e 1968). Possui dimensões batolíticas e se destaca nas imagens de satélite e fotografias aéreas pelo seu formato elíptico e alongado na direção ESE-WNW, contendo estruturas anelares relacionadas às sucessivas fases magmáticas que constituem a história evolutiva desse batólito (Kloosterman, 1967 e 1968; Warghorn, 1974; Isotta et al., 1978). Romanini (1982) caracterizou quatro fases magmáticas, denominando-as de Massangana, Bom Jardim, São Domingos e Taboca (Figura 1). A fase Massangana é a principal e mais antiga, com idade U-Pb em zircão de 991±14Ma (Bettencourt et al., 1999), sendo constituída por um biotita granito cálcio-alcalino a alcalino, de cor rosa-claro, com textura porfirítica média a grossa e contendo megacristais de feldspato potássico. As fases Bom Jardim e São Domingos são intrusivas na fase Massangana, apresentam idade Rb-Sr em rocha total da ordem de 956±9Ma, com razão inicial 87Sr/86Sr de 0,7104±0,0056 (Priem et al., 1989), sendo representadas por dois stocks de biotita granito de composição alcalina, exibindo cor rosa-claro, textura inequigranular fina a média e contendo xenólitos de diferentes tipos de rochas. A fase Taboca é considerada mais jovem, pois é intrusiva na fase Bom Jardim e é representada por apófises sieníticos a quartzo-sieníticas, com textura inequigranular fina a média, também contendo xenólitas das rochas encaixantes.
Os depósitos de estanho no complexo granítico Massangana estão relacionados às fases Bom Jardim e São Domingos, com a cassiterita associada a veios de quartzo, greisens e corpos pegmatíticos, normalmente contendo wolframita, berilo, topázio e columbita-tantalita (Romanini, 1982; Bettencourt & Dall'Agnol, 1995; Bettencourt et al., 1997). Os cristais de topázio comercializados como gemas ocorrem nas zonas intermediária e central dos corpos pegmatíticos heterogêneos, normalmente associados a berilo, cassiterita, wolframita e columbita-tantalita. Esses cristais de topázio são euédricos, de hábito prismático com terminações piramidais, com tamanho entre 3 e 12cm, são pouco fraturados, transparentes a translúcidos e apresentam cor variando de azul, amarelo a incolor.

3. Inclusões fluidas
O estudo de inclusões fluidas foi realizado em cristais de topázio azul, devido ao seu maior interesse comercial como uso gemológico (Figura 2A) e por apresentar um número mais representativo de grupos de inclusões fluidas (Figura 2B a 2F).

A observação petrográfica à temperatura ambiente (±25ºC), com base na morfologia, número e volume de fases envolvidas no sistema fluido, permitiu identificar cinco grupos de inclusões fluidas de natureza aquosa, sendo quatro grupos com características de inclusões fluidas primárias e um grupo com característica de inclusões fluidas pseudo-secundárias. Os grupos de inclusões fluidas primárias (L₁, L₂, S₁ e S₂) ocorrem, normalmente, nas partes mais centrais dos cristais de topázio, distribuídos em grupos e/ou alinhados ao longo de planos de crescimento do cristal, enquanto que as inclusões fluidas pseudo-secundárias (L₃) tendem a ocorrer nas bordas dos cristais, distribuídas de modo aleatório.
O grupo L₁ é do tipo bifásico, pois apresenta uma fase líquida e uma fase gasosa, exibe formato em bastonete com tamanho entre 20 e 40µm, é transparente a levemente rosada, com contornos finos e o volume da fase gasosa (Vg) em relação à fase líquida variando de 40 a 50% (Figura 2B). Ocasionalmente, contém uma fase sólida de cor preta, hábito granular e tamanho inferior a 1µm, a qual é interpretada como provável agregado mineral capturado durante a formação da cápsula hospedeira de fluidos e gases.
O grupo L₂ é do tipo bifásico e é o mais freqüente. Apresenta formato elíptico a levemente prismático, ocasionalmente como cristal negativo, seu tamanho varia de 2 a 8µm, é transparente a translúcido, com contornos mais grossos e bem definidos, e Vg variando de 40 a 50% (Figura 2C).
O grupo S₁ é raro, apresenta a mesma morfologia e Vg das inclusões fluidas do grupo L₁, porém é constituído de inclusões fluidas trifásicas, pois apresentam uma terceira fase representada por um sólido de saturação incolor, de hábito cúbico e isótropo, interpretado como um sal do tipo halita, o qual ocupa um volume (Vs) em torno de 3% da inclusão fluida (Figura 2D).
O grupo S₂ é do tipo trifásico e é o mais raro, apresenta formato elíptico a levemente prismático, tamanho entre 4 e 8µm, um Vg entre 50 e 60% e uma fase sólida de saturação com Vs inferior a 3% (Figura 2E).
O grupo L₃ é constituído por inclusões fluidas bifásicas e é pouco freqüente. São consideradas como inclusões fluidas pseudo-secundárias por exibir formato irregular e tamanho variando de 40 a 90µm. Essas inclusões fluidas são transparentes, com contornos finos e Vg entre 20 e 30% (Figura 2F).
A observação microtermométrica permitiu caracterizar esse sistema fluido como do tipo H₂O-NaCl, o que foi comprovado por meio da espectroscopia micro-Raman (Figuras 3A e 3B). Durante o resfriamento das inclusões fluidas (até -120ºC), o sistema fluido apresenta um intervalo de congelamento total entre -70 e -80ºC. Já durante o processo de aquecimento (até +360ºC), esse sistema fluido apresenta a primeira mudança de fase entre -24,2º e -18,6ºC, correspondente à temperatura do eutético (Te), a qual é uma medida pouco precisa e muitas vezes de difícil observação. Segundo Shepherd et al. (1985), o intervalo de temperatura do eutético para o sistema fluido H₂O-NaCl varia de -21,2º a -20,8ºC. A segunda mudança de fase, correspondente à temperatura de fusão do gelo (Tfg), ocorre no intervalo de -8º a -2ºC (Figura 3C), sendo que para as inclusões fluidas L₃ a Tfg = -3,8º a -2ºC, para L₁ a Tfg = -6,8 a -3,6ºC e para L₂ a Tfg = -8 a -5,3ºC . A temperatura de homogeneização total (Th) nas inclusões fluidas L_1, L₂ e L₃ ocorre para a fase líquida no intervalo de 320 a 350ºC, porém com maior freqüência entre 330 e 340º C (Figura 3D). Nos casos das inclusões fluidas contendo sólidos de saturação (S₁ e S₂), a fase sólida apresenta temperatura de dissolução (Tds) logo após a temperatura de homogeneização das fases líquida-gasosa (L+G=L), ou seja, no intervalo entre 345 a 350ºC (Figura 3D).
A salinidade do sistema H₂O-NaCl, para as inclusões fluidas bifásicas (L_1, L₂ e L₃), foi calculada com base na temperatura de fusão do gelo (Tfg), aplicando-se a equação proposta por Bodnar (1993), onde se obteve um intervalo de salinidade equivalente de 3,4 a 11,7% em peso de NaCl, distribuído no seguinte modo: inclusões fluidas L₃ entre 3,4 e 6,1%, L₁ entre 6 a 10,2% e L₂ entre 8,3 e 11,7% em peso de NaCl equivalente. Para as raras inclusões fluidas trifásicas (S₁ e S₂), a salinidade foi calculada com base na temperatura de dissolução da fase sólida (Tds), aplicando-se a equação proposta por Sterner et al. (1988), onde se obteve uma salinidade equivalente entre 42 e 42,5% em peso de NaCl. A densidade das inclusões fluidas mais comuns (L₁ e L₂), estimada com base no diagrama que relaciona salinidade por temperatura de homogeneização total (Shepherd et al. 1985), apresenta um valor entre 0,65 e 0,75 g/cm³.

4. Considerações finais
Em geral, nos corpos graníticos portadores de pegmatitos com mineralizações de Sn, W, Nb, e Ta e gemas, os sistemas fluidos são aquosos a aquo-carbônicos, apresentam baixa a moderada salinidade, baixa densidade e temperatura mínima de aprisionamento entre 350 e 500ºC (Campbell & Panter, 1990; Linnen & Williams-Jones, 1994; Lu & Lottermoser, 1997). Estudos de inclusões fluidas em quartzo, topázio, fluorita e cassiterita nos sistemas de veios e greisens de outros depósitos de Sn e W na região central de Rondônia demonstram que a temperatura mínima de aprisionamento desses fluidos varia de 270 a 420ºC (Souza & Botelho, 2002; Leite Júnior, 2002).
No complexo granítico estanífero de Massangana, o sistema fluido no topázio, com características gemológicas, é de natureza essencialmente aquosa (H₂O-NaCl). Entretanto esse sistema apresenta salinidade variando de baixa a alta, ou seja, nas inclusões fluidas bifásicas (L₁, L₂ e L₃) a salinidade equivalente varia de 3,4 a 11,7% em peso de NaCl, enquanto que nas raras inclusões fluidas trifásicas (S₁ e S₂) a salinidade equivalente varia de 42 a 42,5% em peso de NaCl. Essa variação no valor da salinidade é indicativa da provável mistura de fluidos de diferentes naturezas (por exemplo, magmático e meteórico) durante a ascensão do sistema fluido associado às fases Bom Jardim e São Domingos, modificando desse modo a salinidade dos fluidos mais primordiais, provavelmente representados pelas inclusões fluidas S₁ e S₂. Entretanto o modo de distribuição dos grupos de inclusões fluidas no interior dos cristais de topázio sugere uma variação nos valores de salinidade, de temperatura de homogeneização (Th) e de cronologia das inclusões fluidas, reflexo dos estágios progressivos de crescimento dos cristais. Nesse sentido, os primeiros grupos de inclusões fluidas formados apresentam os maiores valores de salinidade e Th (L₁, L₂, S₁ e S₂) e ocupam as partes mais centrais dos cristais, ao contrário do grupo de inclusões fluidas pseudo-secundário (L₃) consideradas mais jovens e apresentando valores mais baixos de salinidade e Th. Todavia, o contraste entre os valores de Th para os grupos de inclusões fluidas primárias e pseudo-secundárias não é tão marcante, o que sugere que a temperatura no interior dos corpos pegmatíticos permaneceu elevada por um considerável período de tempo.
Com base nos critérios propostos por Van den Kerkhof e Hein (2001), esse sistema fluido apresenta característica de aprisionamento homogêneo, pois seu volume Vg varia muito pouco, tanto nas inclusões fluidas primárias, como nas pseudo-secundárias, o que demonstra também baixa variação na densidade desse fluido. Logo, a temperatura de homogeneização total aqui apresentada (Tht = 320 e 350ºC) pode ser considerada como a temperatura mínima de aprisionamento desse fluido. Devido à íntima associação nos corpos pegmatíticos do topázio com cassiterita, wolframita e columbita-tantalita, admite-se que o intervalo de temperatura entre 320 e 350ºC também corresponderia ao intervalo mínimo de cristalização desses outros minerais metálicos. Assim, é provável que o principal intervalo mínimo de temperatura de precipitação da cassiterita nos depósitos de estanho de Rondônia oscile na faixa de 300 a 400ºC.
Os complexos graníticos com estruturas anelares são, normalmente, alojados em níveis crustais rasos e ao longo de falhamentos transcrustais (Johson et al., 2002). Segundo Okida (2001), os Granitos Jovens de Rondônia foram alojados em estruturas de alívio ao longo de linhas de fraquezas crustais, através da atuação de movimentos progressivos transpressivos-transtensivos. Considerando que os corpos pegmatíticos portadores de minerais de Sn, W, Nb, e Ta e gemas no complexo granítico estanífero de Massangana estão associados às últimas fases magmáticas (Bom Jardim e São Domingos), é provável que a profundidade de posicionamento desses corpos seja inferior a 3 km e a uma pressão estimada na ordem de 1 a 1,5kbar.