Tese (doutorado)—Universidade de Brasília, Instituto de Geociências, 2009. / Submitted by Raquel Viana (tempestade_b@hotmail.com) on 2010-04-12T20:36:34Z No. of bitstreams: 1 2009_MarcoAntonioPiresPaixao.pdf: 6785693 bytes, checksum: c80dc33967377465423d0624b6a0d5c7 (MD5) / Approved for entry into archive by Daniel Ribeiro(daniel@bce.unb.br) on 2010-04-14T22:22:04Z (GMT) No. of bitstreams: 1 2009_MarcoAntonioPiresPaixao.pdf: 6785693 bytes, checksum: c80dc33967377465423d0624b6a0d5c7 (MD5) / Made available in DSpace on 2010-04-14T22:22:04Z (GMT). No. of bitstreams: 1 2009_MarcoAntonioPiresPaixao.pdf: 6785693 bytes, checksum: c80dc33967377465423d0624b6a0d5c7 (MD5) Previous issue date: 2009 / Os tratos oceânicos existentes entre os blocos continentais descendentes do supercontinente Rodínia são registrados na Faixa Araguaia por meio de corpos ofiolíticos. Tais corpos frequentemente não apresentam a clássica pseudo-estratigrafia de ofiolitos, sendo representados principalmente por peridotitos mantélicos serpentinizados e derrames basálticos. Dois dos maiores e mais bem preservados complexos ofiolíticos da Faixa Araguaia, o Complexo Quatipuru e o Complexo Morro do Agostinho compreendem uma associação de peridotitos serpentinizados e pillow-lavas basálticas. A sequência mantélica é composta por um arranjo interacamadado de harzburgito e dunito. Tais rochas abrigam uma suíte de diques e sills piroxeníticos e gabróicos, além de pods de cromitito com texturas nodulares e envelopes duníticos, típicos de complexos ofiolíticos. As relações litoestruturais entre os peridotitos mantélicos, a suíte de diques e os pods de cromitito apontam uma associação característica da zona de transição de Moho, e relatam uma história de múltiplos estágios magmáticos e tectônicos operantes durante a edificação de litosfera oceânica. Estudos de litogeoquímica e química mineral demonstram a natureza depletada e residual dos peridotitos, bem como sua similaridade com peridotitos do tipo MORB e/ou de SSZ (supra-subduction zone). A cromita dos cromititos é do tipo alto-Al com baixos teores de EGP, sugerindo filiação de líquidos MORB, formados em zona de expansão oceânica sobre uma zona de subducção (SSZ), à semelhança de outras sequências ofiolíticas da América do Sul e Central. Dados isotópicos de Sm-Nd corroboram o caráter MORB desta seqüência ofiolítica, dado por valores positivos de εNd de basaltos (εNd= +5) e diques gabróicos (εNd= + 6,7) que cortam os peridotitos. Tais diques foram utilizados na obtenção de uma idade isocrônica Sm-Nd de 757± 49 Ma, que marca o estágio de oceanização da Faixa Araguaia. O ambiente tectônico inferido para a associação espacial de peridotitos mantélicos e pillow-lavas do Complexo Quatipuru-Morro do Agostinho é uma zona de expansão oceânica próxima a uma zona de falha transformante, a exemplo de associações semelhantes descritas em litosfera oceânica moderna (e. g., falhas transformantes de Terevaka e Garrett). A obducção desta litosfera oceânica em terrenos da Faixa Araguaia constitui-se como marcador de zonas de sutura na amalgamação do paleocontinente Gondwana Oeste. A similaridade de terrenos da Faixa Araguaia com sua extensão sul que bordeja o Cráton Amazônico, a Faixa Paraguai, juntamente com suas contrapartes em território africano e sul-americano, a Faixa Mauritanides-Bassarides-Rokelides e a Faixa Pampeana, respectivamente, demonstra que tais faixas são cronocorrelatas e co-partícipes da evolução de ciclos de fragmentação e edificação de paleocontinentes. _________________________________________________________________________________ ABSTRACT / The oceanic realms present between crustal blocks descendents of the Rodinia supercontinent are recorded in the Araguaia Belt by the presence of ophiolite bodies. These bodies frequently do not present the classic ophiolite pseudo-stratigraphy; rather they are mainly represented by serpentinized mantle peridotites and basaltic lavas. Two of the largest and better preserved ophiolite complexes in the Araguaia Belt, the Quatipuru and the Morro do Agostinho complexes are comprised of serpentinized peridotites and basaltic pillow lavas. The mantle sequence is composed of an interlayered arrangement of harzburgite and dunite. These sequences host a suite of pyroxenitic and gabbroic dikes and sills, in addition to chromitite pods with nodular textures and dunitic envelopes typical of ophiolite complexes. The lithostructural relationship among the mantle peridotites, the suite of dikes and sills, and chromitite pods is a characteristic association indicative of the Moho Transition Zone and reveals a history of multiple magmatic and tectonic stages during the development of the oceanic lithosphere in the Araguaia Belt. Lithogeochemistry and mineral chemistry demonstrate the depleted and residual nature of the peridotites, as well as its similarity with MORB and/or SSZ peridotites. Chromite from the chromitites is high-Al type-ophiolite with low tenors of PGE, suggesting derivative MORB magmas formed in a spreading center in a supra-subduction zone, similar to South and Central America ophiolite sequences. Sm-Nd isotopic data also demonstrate the MORB character of this ophiolitic sequence, as indicated by positive values of εNd from basalts (εNd = +5) and gabbroic dikes (εNd = + 6.7) that cut the peridotites. Samples from dikes resulted in a Sm-Nd isochron of 757± 49 Ma age, dating the oceanization stage of the Araguaia belt. The tectonic setting inferred from the spatial association of mantle peridotites and pillow lavas of the Quatipuru-Morro do Agostinho complexes resemble an oceanic spreading centre close to a transform fault, as exemplified by similar associations described in modern oceanic lithosphere (e. g. Terevaka and Garrett transform faults). The obduction of this oceanic lithosphere in the Araguaia Belt terrains constitutes a suture zone marker in the amalgamation of the West Gondwana paleocontinent. The similarity between the terrains of the Araguaia Belt and its southern extension the Paraguai Belt, both bordering the Amazonian Craton, and their West African and south American counterparts, the Mauritanides-Bassarides-Rokelides and Pampeana belts, respectively, demonstrates that the belts are probably contemporaneous and co-participants during fragmentation and amalgamation cycles in the evolutionary history of paleocontinents, i.e. the ties that bind.

Dissertação (mestrado)—Universidade de Brasília, Instituto de Geociências, 2011. / Submitted by wiliam de oliveira aguiar (wiliam@bce.unb.br) on 2011-06-22T19:14:12Z No. of bitstreams: 1 2010_EricoNatalPedroZacchi.pdf: 18410818 bytes, checksum: fc8c8c5d41984f4d5c44a57be20e72df (MD5) / Approved for entry into archive by Guilherme Lourenço Machado(gui.admin@gmail.com) on 2011-06-30T16:35:05Z (GMT) No. of bitstreams: 1 2010_EricoNatalPedroZacchi.pdf: 18410818 bytes, checksum: fc8c8c5d41984f4d5c44a57be20e72df (MD5) / Made available in DSpace on 2011-06-30T16:35:05Z (GMT). No. of bitstreams: 1 2010_EricoNatalPedroZacchi.pdf: 18410818 bytes, checksum: fc8c8c5d41984f4d5c44a57be20e72df (MD5) / A Serra do Espinhaço Meridional, localizada no estado de Minas Gerais, tem sido objeto de centenas de trabalhos geológicos nas últimas décadas, em virtude principalmente do elevado potencial que apresenta para a descoberta de novas ocorrências e depósitos minerais. Entre as substâncias minerais de maior importância está o minério de ferro, devido à presença de formações ferríferas bandadas em diversas unidades geológicas dessa porção da Serra do Espinhaço, tendo sido em sua maioria descobertas através de métodos convencionais de mapeamento e prospecção mineral. Procurando a melhor caracterização desses depósitos conhecidos e a identificação de novas ocorrências de minério de ferro, este trabalho tem como objetivo a caracterização geofísica e a aplicação de técnicas de análise espacial baseadas em lógica fuzzy na elaboração de mapas prospectivos convenientes para a área de estudo. Essa caracterização permitiu diferenciar as assinaturas geofísicas do minério de ferro de alto teor do itabirito enriquecido e do itabirito preservado, e correlacioná-las a processos geológicos possivelmente desenvolvidos a na região. Embora haja descrição na literatura de corpos de hematita compacta, que representariam um enriquecimento primário, e a ocorrência de cangas mineralizadas na área seja comum, o que poderia sugerir um componente de enriquecimento supergênico, os dados petrofísicos sugerem que o processo mineralizador mais importante deu-se pela percolação de fluidos através de zonas favoráveis, representadas pelos cinturões de cisalhamento. O modelo exploratório apresentou alta correlação com os corpos de minério mapeados e ocorrência mapeadas em campo. A grande extensão dessas formações ferríferas em um contexto geológico similar, associado à disponibilidade de dados magnetométrico e gamaespectrométricos regionais permitem a expansão do modelo para outras áreas além da área-piloto, podendo gerar subsídios para campanhas de exploração. _________________________________________________________________________________ ABSTRACT / The southern Espinhaço, located in Minas Gerais, has been the subject of hundreds of geological researches in recent decades, mainly due to the high potential it presents for the discovery of new mineral deposits and occurrences. Among the most important minerals are iron ore, due to the presence of banded iron formations in various geological units of this portion of the Espinhaço, having been mostly discovered through conventional methods of mapping and mineral prospecting. Looking for a better characterization of known deposits and the identification of new similar occurrences of iron ore, this paper aims to geophysical characterization and application of spatial analysis techniques based on fuzzy sets to produce maps suitable for prospective study area. This characterization allows to differentiate the geophysical signatures of iron ore of high grade, less enriched ore and itabirite preserved, and to correlate the geological processes possibly developed in the region. Although there are descriptions in literature of the bodies of hematite, which represent a primary enrichment, and the occurrence of mineralized ‘canga’ in the area is common, which could suggest an enrichment component of supergene, petrophysical data suggest that the most important mineralization took place by percolation of fluids through favorable areas, represented by the shear belts. The exploration model was highly correlated with the ore occurrence mapped and checked in the field. The vast extent of iron formations in a similar geological setting, associated with the availability of regional geophysical data allow expansion of the model to other areas beyond the pilot area and may provide subsidies for exploration projects.

Dissertação (mestrado)—Universidade de Brasília, Instituto de Geociências, 2011. / Submitted by Tania Milca Carvalho Malheiros (tania@bce.unb.br) on 2012-02-23T17:40:03Z No. of bitstreams: 1 2011_WagnerMartinsSantos.pdf: 11398086 bytes, checksum: 3782265570e973c8cba62b5ad670ee56 (MD5) / Approved for entry into archive by Marília Freitas(marilia@bce.unb.br) on 2012-02-24T12:31:10Z (GMT) No. of bitstreams: 1 2011_WagnerMartinsSantos.pdf: 11398086 bytes, checksum: 3782265570e973c8cba62b5ad670ee56 (MD5) / Made available in DSpace on 2012-02-24T12:31:10Z (GMT). No. of bitstreams: 1 2011_WagnerMartinsSantos.pdf: 11398086 bytes, checksum: 3782265570e973c8cba62b5ad670ee56 (MD5) / A atuação do intemperismo sobre o anortosito do Complexo Máfico-Ultramáfico de Barro Alto, Goiás, gerou o primeiro depósito de bauxita economicamente viável na região centro-oeste do Brasil. Situada nos municípios de Barro Alto e Santa Rita do Novo Destino, a jazida possui teores médios acima de 50% de Al2O3 aproveitável e com reserva estimada em 100 Milhões de toneladas. As condições litológicas, topográficas e de drenagem existentes na área da jazida foram extremamente favoráveis ao desenvolvimento do manto de alteração que capeia o anortosito. Trata-se de perfis de alteração altamente evoluidos, que constituem um corpo único de minério, onde foram individualizados, grosseiramente da base para o topo, cinco fácies de alteração: 1) Fácies Bauxita Porosa (FBP) considerada isalterítica, já que preserva estruturas e texturas derivadas do anortosito; 2) Fácies caulinítica (FCP) formada pela caulinitização direta do anortosito; 3) Fácies Argilosa com blocos de Bauxita (FAB) constitui a porção argilosa, na qual o maior volume de caulinita é associada à gibbsita, exibindo feições de substituição da bauxita, indicativas de ressilicificação. 4) Fácies Bauxita Maciça (FBM), formada a partir da remobilização de alumínio em uma segunda fase de bauxitização, indicada pela textura microcristalina de gibbsita que preenche poros e fraturas que cortam a bauxita primária. 5) Fácies Bauxita Coluvionar (FBC) caracterizada por materiais desagregados das fácies bauxíticas pré-existentes e se depositaram sobre as diferentes fácies do manto intempérico. O minério se formou a partir de um processo de bauxitização intensa e diretamente desenvolvida sobre a rocha-mãe, na qual a paragênese primária do anortosito, composta predominantemente por labradorita, e subordinadamente por piroxênio, granada, escapolita, além de traços de minerais opacos (ilmenita, magnetita e espinélio) foi bruscamente substituida por minerais neoformados, marcadamente por gibbsita e caulinita, além de goethita, hematita, lepidocrocita, boehmita, diásporo e anátasio. Notáveis cristais centimétricos de coríndon, de origem supergênica, ocorrem envoltos por halo ferruginoso. Quimicamente, o perfil é caracterizado, em relação ao anortosito, por uma concentração de Al2O3, Fe2O3, TiO2, perda intensa de SiO2 nas fácies bauxíticas e moderada no caso das fácies argilosas e perda muito expressiva dos álcalis, desde os estágios iniciais da alteração, em ambos os materiais, bauxítico e argilosos. Tratamentos estatísticos efetuado com os dados de análises químicas, correlação Pearson, análise de clusters e cálculos isovolumétricos colocam em evidência o relacionamento entre as espécies químicas, identificando quatro grupos: elementos que apresentam afinidade com alumínio e se concentram nas fácies mais gibbsíticas (Ga, H2O+); elementos que possuem comportamento geoquímico similar ao silício e se concentram nas fácies mais argilosas (Rb, ETR, Ca, Sr); elementos com comportamento similar ao do ferro (TiO2, Cr, Zr, Hf, Co, P, Mg, Mn, Ni e ETRs pesados) e elementos com comportamento independente (Ba, Be, Mo, Sn, Na, K). A existência de cinco fácies de alteração, por vezes bem individualizadas, apresentando cada uma composição, textura e estruturas próprias, as relações de contato entre as diferentes fácies de alteração, bem como as relações entre os diferentes materiais constituintes em cada fácies sugerem gênese complexa e polifásica para o manto de alteração. ______________________________________________________________________________ ABSTRACT / The role of weathering of the mafic-anorthosite Complex of Ultramafic Barro Alto, Goiás, has generated the first economically viable bauxite deposit in central-west Brazil. Located in the municipalities of Barro Alto and Santa Rita do Novo Destino, the reservoir has Al2O3 average levels above 50% and usable reserves estimated at 100 million tonnes. The lithological context, topography and drainage in the reservoir area were extremely favorable to the development of bauxitic profiles. These are highly evolved profiles, which constitutes a single ore body, represented by the alteration mantle that overlaps a significant topographic elevation, called Serra da Torre, among 900 and 1500 meters in altitude, where were isolated into five facies: 1) Porous Bauxite Facies (FBP) considered isalteritic, since it preserves structures and textures derived from the anorthosite and 2) Massive Bauxite Facies (FBM), formed from aluminum remobilization in a second bauxitization phase, ercognizaed by the microcrystalline gibbsite texture that fills the pores and fractures cutting the primary bauxite. 3) Colluvial Bauxite Facies (FBC) is characterized by the disaggregated materials from the saprolite reworked and deposited on the different facies of the weathering mantle, leading to bauxitic- lateritic formation representing the most mature stage of the profile. 4) Shaly with Bauxite Blocks Facies (FAB) is the clay portion, on which the greatest kaolinite volume is associated with gibbsite, showing bauxite substitution features, indicating resilicification. 5) Shaly Facies (FAP) formed by the anorthosite direct kaolinitization; The ore was formed by a intense bauxitization process directly developed on parent rock, in which the primary anorthosite paragenesis, composed mostly of labradorite and subordinated by pyroxene, garnet, scapolite, and traces of opaque minerals (ilmenite, magnetite and spinel) was abruptly replaced by newly formed minerals, especially by kaolinite and gibbsite, as well as goethite, hematite, lepidocrocite, boehmite, diaspore and anatase. Remarkable corundum centimetric crystals, of supergene origin, occur surrounded by a ferruginous halo. Chemically, the profile is characterized as related to the anorthosite, with a residual concentration of Al2O3, Fe2O3, TiO2, with a severe loss of SiO2 in the bauxite facies and a moderate SiO2 loss in the clayey and a very significant alkali loss in both materials, bauxitic and clayey, from the early stages of alteration. Statistical processing performed with data from chemical analysis, Pearson correlation, Clusters analysis and isovolumetric calculations provide evidence of the relationship among chemical species, by identifying four groups: Elements that are similar to aluminum and concentrated on gibbsite facies (Ga, H2O + ) Elements that are similar to silicon and are concentrated in the clay facies (Rb, REE, Ca, Sr) elements with similar behavior to iron (TiO2, Cr, Zr, Hf, Co, P, Mg, Mn, Ni and heavy REEs) and elements with independent behavior (Ba, Be, Mo, Sn, Na, K). The presence of five alteration facies, sometimes well individualized, with each composition, texture, structure, change of contact relations among the different facies as well as the relationships among the different constituent materials in each facies clearly suggests a polyphasic complex genesis for the residual mantle.

Furcalita ocorre como preenchimento de fraturas no pegmatito granítico de Perus, noroeste do município de São Paulo, Brasil, constituindo agregados radiados de cristais eudrais de até 5 mm de comprimento. Os cristais apresentam cor amarelo-vivo, são transparentes e de brilho vítreo a adamantino. A cor do traço é amarelo-claro. A furcalita é quebradiça e apresenta fratura conchoidal. O mineral não é fluorescente. Dureza de Vickers = 86 - 95 (média 90,5) kg/mm², dureza de Mohs calculada 2,4. \'D IND. medida\'4,22(4), \'D IND. calc.\' 4,220 g/cm³. Opticamente, o mineral é biaxial (-), com \'alfa\' 1,677(2), \'beta\' 1,732(2), \'gama\' 1,766(2), 2\'Vx IND. medido\'75°, 2\'Vx IND. calc.\' 74°. A fórmula pleocróica é X = amarelo claro, Y = amarelo, Z = amarelo ouro, X = b, Y = a, Z = c, absorção X < Y < Z, dispersão r > v média, elongação positiva. O mineral é ortorrômbico, grupo espacial Pbca, a 17,415(2), b 16,035(3), c 13,598(3) A, V 3.797(2) A³, Z= 8. As sete reflexões mais intensas do padrão de difração de raios X [d em A (I)(hkl)] são 8,863(3) (111 e 200), 8,014(100)(020), 7,648(3)(210), 4,008(15) (040), 3,844(4) (041), 3,128(3)(024) e 3,100(3) (502). A fórmula analítica, derivada de análises por microssonda eletrônica, é \'(\'Ca IND. 1,97\'\'K IND. 0,05\') IND. \'SIGMA\'2,02\'\'(U\'O IND. 2\') IND. 2,87\'\'O IND. 1,93\'\'[\'(P\'O IND. 4\') IND. 1,90\'\'(Si\'O IND. 4\') IND. 0,04\'] IND. \'SIGMA\'1,94\' . 7,57\'H IND. 2\'O. A curva de DTA apresenta um pico endotérmico em 150°C, correspondente a perda de \'H IND. 2\'O, confirmada por TGA, e fusão a 900°C. O espectro IR apresenta bandas de \'H IND. 2\'O, P\'O IND. 4\' e U\'O IND. 2\'. Furcalita é insolúvel em água e solúvel em HCI, HN\'O IND. 3\' e \'H IND. 2\'S\'O IND. 4\', todos em concentração 1:1, a frio. A compatibilidade Gladstone-Dale é superior. Furcalita forma-se, provavelmente, a T \'< ou =\' 150°C. A estrutura cristalina da furcalita foi resolvida por métodos de difração de raios X de cristal único e refinada até R = 3,8% usando 2.065 reflexões observadas [I > 3\'sigma\'(I)]. A estrutura consiste de camadas \'[\'(U\'O IND. 2\') IND. 3\'\'O IND. 2\'\'(P\'O IND. 4\') IND. 2\'] IND. N POT. 4n-\', paralelas a (010), conectadas por íons \'Ca Pot. 2+\' e \'H IND. 2\'O. Os poliedros de coordenação são: para U(1) bipirâmide hexagonal; para U(2) e U(3) bipirâmides pentagonais; para Ca(4) e Ca(5) prisma trigonal monoencapuzado e dodecaedro triangulado, respectivamente; e para P(6) e P(7) tetraedros. Como consequência deste trabalho, a fórmula molecular da furcalita, previamente citada como \'Ca IND. 2\'\'(U\'O IND. 2\') IND. 3\'\'(P\'O IND. 4\') IND. 2\'\'(OH) IND. 4\'. 4\'H IND. 2\'O deve ser modificada para \'Ca IND. 2\'\'(U\'O IND. 2\') IND. 3\'\'O IND. 2\'\'(P\'O IND. 4\') IND. 2\'. 7\'H IND. 2\'O. Outros minerais secundários de urânio associados à furcalita de Perus são autunita, torbernita, meta-autunita, meta-torbernita, chernikovita, meta-uranocircita, fosfuranilita, uranofânio-alfa, uranofânio-beta, haiweeíta, weeksita rica em bário, e, talvez, também bassetita, meta-tyuyamunita e meta-haiweeíta. Opala, tridimita, cristobalita, quartzo secundário, saponita e rodocrosita ocorrem associados aos minerais de urânio. Chernikovita é um novo nome de mineral proposto para \'(\'H IND. 3\'O) IND. 2\'\'(U\'O IND. 2\') IND. 2\'\'(P\'O IND. 4\') IND. 2\'. 6\'H IND. 2\'O em substituição a \"hidrogênio autunita\". A proposta para abandonar o nome \"hidrogênio autunita\" foi efetuada porque (a) o mineral contém íons oxônio (\'H IND. 3\'\'O POT. +\'); (b) o grau de hidratação não é aquele de minerais do grupo da autunita; e (c) o termo \"hidrogênio autunita\" foi utilizado para outros compostos naturais e artificiais. / Phurcalite has been found filling fractures in the tourmaline-bearing granitic pegmatite of Perus, in the north-west part of São Paulo city, Brazil. It forms aggregates of radiating euhedral crystals up to 5 mm in length. The crystals are bright yellow, transparent and display vitreous to adamantine lustre. Its streak is pale yellow. Phurcalite is brittle, with a conchoidal fracture, and non-fluorescent. Vickers hardness = 86 - 95 (av. 90.5) kg/mm², calculated. Mohs hardness about 2.4. \'D IND. meas.\'4.22(4), \'D IND. calc.\' 4.220 g/cm³. Optically, the mineral is biaxial (-), with \'alfa\' 1.677(2), \'beta\' 1.732(2), \'gama\' 1.766(2), 2\'Vx IND. meas.\'75°, 2\'Vx IND. calc.\' 74°. Pleochroic scheme is X = pale yellow, Y = yellow, Z = golden yellow, X = b, Y = a, Z = c, absorption X < Y < Z, dispersion r > v medium, positive elongation. The mineral is orthorhombic, space group Pbca, a 17.475(2), b 16.035(3), c 13.598(3) A, V 3797(2) A³, Z = 8. The strongest seven lines of the X-ray diffraction pattern [d in A (I)(hkl)] are 8.863(3)(111 and 200), 8.014(100) (020), 7.648(3)(210), 4.008(15)(040), 3.844(4)(041), 3.128(3)(024) and 3.100(3) (502). The analytical formula, derived from microprobe analysis, is \'(\'Ca IND. 1.97\'\'K IND. 0.05) IND. \'SIGMA\'2.02\'\'(U\'O IND. 2\') IND. 2.87\'\'O IND. 1.93\'\'[\'(P\'O IND. 4) IND. 1.90\'\'(Si\'O IND. 4\') IND. 0.04\'] IND. \'SIGMA\'1.94\' . 7,57\'H IND. 2\'O. The DTA curve shows an endothermic peak at 150°C, corresponding to loss of \'H IND. 2\'O, as confirmed by TGA, and melting at 900°C. IR spectrum show bands of \'H IND. 2\'O, P\'O IND. 4\' e U\'O IND. 2\'. Phurcalite is insoluble in water and soluble in cold 1:1 HCI, HN\'O IND. 3\' e \'H IND. 2\'S\'O IND. 4\'. Gladstone-Dale compatibility is superior. Phurcalite is probably formed at T \'< OU =\' 150°C. The crystal structure of phurcalite has been solved by single-crystal X-ray diffraction methods and refined to R = 3.8% using 2065 observed [I > 3\'sigma\'(I)] reflections. The structure consists of \'[\'(U\'O IND. 2\') IND. 3\'\'O IND. 2\'\'(P\'O IND. 4\') IND. 2\'] IND. n POT. 4n-\' layers, parallel to (010), connected by \'Ca Pot. 2+\' and \'H IND. 2\'O. The coordination polyhedra are: for U(1) hexagonal bipyramid; for U(2) and U(3) pentagonal bipyramids; for Ca(4) and Ca(5) capped trigonal prism and triangulated dodecahedron, respectively; and for P(6) and P(7) tetratredra. As a consequence of this work, the molecular formula of phurcalite previously reported as \'Ca IND. 2\'\'(U\'O IND. 2\') IND. 3\'\'(P\'O IND. 4\') IND. 2\'\'(OH) IND. 4\'. 4\'H IND. 2\'O must be changed to \'Ca IND. 2\'\'(U\'O IND. 2\') IND. 3\'\'O IND. 2\'\'(P\'O IND. 4\') IND. 2\'. 7\'H IND. 2\'O. Other secondary uranium minerals associated with Perus phurcalite are autunite, torbernite, meta-autunite, meta-torbernite, chernikovite, meta-uranocircite I, phosphuranylite, uranophane-alpha, uranophane-beta, haiweeite, barian weeksite and perhaps also bassetite, meta-tyuyamunite and meta-haiweeite. Opal, tridymite, cristobalite, secondary quartz, saponite and rhodochrosite occur associated to the uranium minerals. Chernikovite is a new mineral name proposed for \'(\'H IND. 3\'O) IND. 2\'\'(U\'O IND. 2\') IND. 2\'\'(P\'O IND. 4\') IND. 2\'. 6\'H IND. 2\'O superseding \"hydrogen autunite\". The proposal to discard the name \"hydrogen autunite\" has been made because (a) the mineral contains \'H IND. 3\'\'O POT. +\' ions; (b) the degree of hydration is not that of an autunite-group mineral; and (c) the term \"hydrogen autunite\" has been used for other natural and artificial compounds.

Furcalita ocorre como preenchimento de fraturas no pegmatito granítico de Perus, noroeste do município de São Paulo, Brasil, constituindo agregados radiados de cristais eudrais de até 5 mm de comprimento. Os cristais apresentam cor amarelo-vivo, são transparentes e de brilho vítreo a adamantino. A cor do traço é amarelo-claro. A furcalita é quebradiça e apresenta fratura conchoidal. O mineral não é fluorescente. Dureza de Vickers = 86 - 95 (média 90,5) kg/mm², dureza de Mohs calculada 2,4. \'D IND. medida\'4,22(4), \'D IND. calc.\' 4,220 g/cm³. Opticamente, o mineral é biaxial (-), com \'alfa\' 1,677(2), \'beta\' 1,732(2), \'gama\' 1,766(2), 2\'Vx IND. medido\'75°, 2\'Vx IND. calc.\' 74°. A fórmula pleocróica é X = amarelo claro, Y = amarelo, Z = amarelo ouro, X = b, Y = a, Z = c, absorção X < Y < Z, dispersão r > v média, elongação positiva. O mineral é ortorrômbico, grupo espacial Pbca, a 17,415(2), b 16,035(3), c 13,598(3) A, V 3.797(2) A³, Z= 8. As sete reflexões mais intensas do padrão de difração de raios X [d em A (I)(hkl)] são 8,863(3) (111 e 200), 8,014(100)(020), 7,648(3)(210), 4,008(15) (040), 3,844(4) (041), 3,128(3)(024) e 3,100(3) (502). A fórmula analítica, derivada de análises por microssonda eletrônica, é \'(\'Ca IND. 1,97\'\'K IND. 0,05\') IND. \'SIGMA\'2,02\'\'(U\'O IND. 2\') IND. 2,87\'\'O IND. 1,93\'\'[\'(P\'O IND. 4\') IND. 1,90\'\'(Si\'O IND. 4\') IND. 0,04\'] IND. \'SIGMA\'1,94\' . 7,57\'H IND. 2\'O. A curva de DTA apresenta um pico endotérmico em 150°C, correspondente a perda de \'H IND. 2\'O, confirmada por TGA, e fusão a 900°C. O espectro IR apresenta bandas de \'H IND. 2\'O, P\'O IND. 4\' e U\'O IND. 2\'. Furcalita é insolúvel em água e solúvel em HCI, HN\'O IND. 3\' e \'H IND. 2\'S\'O IND. 4\', todos em concentração 1:1, a frio. A compatibilidade Gladstone-Dale é superior. Furcalita forma-se, provavelmente, a T \'< ou =\' 150°C. A estrutura cristalina da furcalita foi resolvida por métodos de difração de raios X de cristal único e refinada até R = 3,8% usando 2.065 reflexões observadas [I > 3\'sigma\'(I)]. A estrutura consiste de camadas \'[\'(U\'O IND. 2\') IND. 3\'\'O IND. 2\'\'(P\'O IND. 4\') IND. 2\'] IND. N POT. 4n-\', paralelas a (010), conectadas por íons \'Ca Pot. 2+\' e \'H IND. 2\'O. Os poliedros de coordenação são: para U(1) bipirâmide hexagonal; para U(2) e U(3) bipirâmides pentagonais; para Ca(4) e Ca(5) prisma trigonal monoencapuzado e dodecaedro triangulado, respectivamente; e para P(6) e P(7) tetraedros. Como consequência deste trabalho, a fórmula molecular da furcalita, previamente citada como \'Ca IND. 2\'\'(U\'O IND. 2\') IND. 3\'\'(P\'O IND. 4\') IND. 2\'\'(OH) IND. 4\'. 4\'H IND. 2\'O deve ser modificada para \'Ca IND. 2\'\'(U\'O IND. 2\') IND. 3\'\'O IND. 2\'\'(P\'O IND. 4\') IND. 2\'. 7\'H IND. 2\'O. Outros minerais secundários de urânio associados à furcalita de Perus são autunita, torbernita, meta-autunita, meta-torbernita, chernikovita, meta-uranocircita, fosfuranilita, uranofânio-alfa, uranofânio-beta, haiweeíta, weeksita rica em bário, e, talvez, também bassetita, meta-tyuyamunita e meta-haiweeíta. Opala, tridimita, cristobalita, quartzo secundário, saponita e rodocrosita ocorrem associados aos minerais de urânio. Chernikovita é um novo nome de mineral proposto para \'(\'H IND. 3\'O) IND. 2\'\'(U\'O IND. 2\') IND. 2\'\'(P\'O IND. 4\') IND. 2\'. 6\'H IND. 2\'O em substituição a \"hidrogênio autunita\". A proposta para abandonar o nome \"hidrogênio autunita\" foi efetuada porque (a) o mineral contém íons oxônio (\'H IND. 3\'\'O POT. +\'); (b) o grau de hidratação não é aquele de minerais do grupo da autunita; e (c) o termo \"hidrogênio autunita\" foi utilizado para outros compostos naturais e artificiais. / Phurcalite has been found filling fractures in the tourmaline-bearing granitic pegmatite of Perus, in the north-west part of São Paulo city, Brazil. It forms aggregates of radiating euhedral crystals up to 5 mm in length. The crystals are bright yellow, transparent and display vitreous to adamantine lustre. Its streak is pale yellow. Phurcalite is brittle, with a conchoidal fracture, and non-fluorescent. Vickers hardness = 86 - 95 (av. 90.5) kg/mm², calculated. Mohs hardness about 2.4. \'D IND. meas.\'4.22(4), \'D IND. calc.\' 4.220 g/cm³. Optically, the mineral is biaxial (-), with \'alfa\' 1.677(2), \'beta\' 1.732(2), \'gama\' 1.766(2), 2\'Vx IND. meas.\'75°, 2\'Vx IND. calc.\' 74°. Pleochroic scheme is X = pale yellow, Y = yellow, Z = golden yellow, X = b, Y = a, Z = c, absorption X < Y < Z, dispersion r > v medium, positive elongation. The mineral is orthorhombic, space group Pbca, a 17.475(2), b 16.035(3), c 13.598(3) A, V 3797(2) A³, Z = 8. The strongest seven lines of the X-ray diffraction pattern [d in A (I)(hkl)] are 8.863(3)(111 and 200), 8.014(100) (020), 7.648(3)(210), 4.008(15)(040), 3.844(4)(041), 3.128(3)(024) and 3.100(3) (502). The analytical formula, derived from microprobe analysis, is \'(\'Ca IND. 1.97\'\'K IND. 0.05) IND. \'SIGMA\'2.02\'\'(U\'O IND. 2\') IND. 2.87\'\'O IND. 1.93\'\'[\'(P\'O IND. 4) IND. 1.90\'\'(Si\'O IND. 4\') IND. 0.04\'] IND. \'SIGMA\'1.94\' . 7,57\'H IND. 2\'O. The DTA curve shows an endothermic peak at 150°C, corresponding to loss of \'H IND. 2\'O, as confirmed by TGA, and melting at 900°C. IR spectrum show bands of \'H IND. 2\'O, P\'O IND. 4\' e U\'O IND. 2\'. Phurcalite is insoluble in water and soluble in cold 1:1 HCI, HN\'O IND. 3\' e \'H IND. 2\'S\'O IND. 4\'. Gladstone-Dale compatibility is superior. Phurcalite is probably formed at T \'< OU =\' 150°C. The crystal structure of phurcalite has been solved by single-crystal X-ray diffraction methods and refined to R = 3.8% using 2065 observed [I > 3\'sigma\'(I)] reflections. The structure consists of \'[\'(U\'O IND. 2\') IND. 3\'\'O IND. 2\'\'(P\'O IND. 4\') IND. 2\'] IND. n POT. 4n-\' layers, parallel to (010), connected by \'Ca Pot. 2+\' and \'H IND. 2\'O. The coordination polyhedra are: for U(1) hexagonal bipyramid; for U(2) and U(3) pentagonal bipyramids; for Ca(4) and Ca(5) capped trigonal prism and triangulated dodecahedron, respectively; and for P(6) and P(7) tetratredra. As a consequence of this work, the molecular formula of phurcalite previously reported as \'Ca IND. 2\'\'(U\'O IND. 2\') IND. 3\'\'(P\'O IND. 4\') IND. 2\'\'(OH) IND. 4\'. 4\'H IND. 2\'O must be changed to \'Ca IND. 2\'\'(U\'O IND. 2\') IND. 3\'\'O IND. 2\'\'(P\'O IND. 4\') IND. 2\'. 7\'H IND. 2\'O. Other secondary uranium minerals associated with Perus phurcalite are autunite, torbernite, meta-autunite, meta-torbernite, chernikovite, meta-uranocircite I, phosphuranylite, uranophane-alpha, uranophane-beta, haiweeite, barian weeksite and perhaps also bassetite, meta-tyuyamunite and meta-haiweeite. Opal, tridymite, cristobalite, secondary quartz, saponite and rhodochrosite occur associated to the uranium minerals. Chernikovite is a new mineral name proposed for \'(\'H IND. 3\'O) IND. 2\'\'(U\'O IND. 2\') IND. 2\'\'(P\'O IND. 4\') IND. 2\'. 6\'H IND. 2\'O superseding \"hydrogen autunite\". The proposal to discard the name \"hydrogen autunite\" has been made because (a) the mineral contains \'H IND. 3\'\'O POT. +\' ions; (b) the degree of hydration is not that of an autunite-group mineral; and (c) the term \"hydrogen autunite\" has been used for other natural and artificial compounds.

As ocorrências diamantíferas do nordeste paranaense e sul do Estado de São Paulo são conhecidas desde meados do século passado, e vem sendo exploradas, de modo intermitente, até os dias de hoje. O diamante ocorre tanto em cascalheiros do leito atual dos rios, como também em aluviões recentes e antigos, constituindo os denominados \"monchões\". Os depósitos são em geral de pequenas dimensões, sendo raros aqueles que suportam um trabalho mecanizado de lavra e beneficiamento. O conteúdo de diamantes nos depósitos também é pequeno, variando os teores entre 0,04 e 0,08 ct/m³. A produção total dos garimpos oscila entre 400 e 1.000 ct/ano de diamantes além de pequena quantidade de ouro obtido como subproduto. As principais ocorrências situam-se na bacia do rio Tibaji, desde os arredores da cidade homônima até cerca de 50 Km a jusante de Telêmaco Borba. Outros rios diamantíferos são o Laranjinha, Cinzas, Jaguariaíva, Jaguaricatu, Itararé e Verde, este último integralmente no Estado de São Paulo. Do ponto de vista geológico, as ocorrências estão posicionadas sobre unidades estratigráficas do Devoniano, permo-Carbonífero e Permiano da bacia do Paraná, sendo rara a presença de depósitos mineralizados, sobre terrenos geologicamente mais antigos ou mais novos do que os mencionados. Além dos parâmetros econômicos e geológicos, os depósitos foram estudados quanto ao seu conteúdo minerológico, buscando-se caracterizar a fonte desses sedimentos bem como a eventual presença de minerais paragenéticos do diamante, indicativos de suas fontes primárias. Entre os minerais pesados verificou-se a predominância das fases ultra-estáveis, Zircão, Turmalina e Rutilo, além da presença marcante de ilmenita, magnetita, goethita, cromita e monazita. Subsidiariamente verificou-se a presença de granadas de cores variadas, anfibólitos, piroxênios, epidoto, estaurolita, apatita, xenotima, anatásio, espinélio verde, ouro e o próprio diamante. Determinações químicas por meio de microssonda eletrônica, efetuadas em granadas, ilmenitas e espinélios da região, não revelaram, entretanto, indícios da presença de kimberlitos. As granadas são constituídas principalmente da molécula de almandina, com pequenas proporções das moléculas de piropo e grossulária. As ilmenitas por sua vez apresentam baixo conteúdo de magnésio, não correspondendo às de natureza kimberlítica. Quanto à presença de minerais de lamproítos na área, os dados obtidos com os espinélios não permitem avançar muito nessa hipótese, já que as características dos mineirais-índice utilizados na prospecção dessas rochas não se encontram suficientemente divulgados na literatura especializada. No que se refere ao diamante, o mesmo é de pequenas dimensões, com peso médio de 0,10 ct não obstante termos registrados o achado de pedras com peso de até de 10 ct. O hábito predominante é o rombodecaédrico, seguido das formas de transição para o octaédro. Subordinadamente ocorrem cristais geminados, agregados policristalinos e o próprio octaédro, além de exemplares irregulares e fraturados. O diamante é predominantemente incolor e de qualidade gemológica. A origem desse diamante tem sido motivo de controvérsia ao longo dos tempos. A distribuição das ocorrências conhecidas, invariavelmente situadas sobre os terrenos paleozóicos da bacia do Paraná, sugere que o diamante esteja sendo liberado dos sedimentos rudáceos dessas unidades. Por outro lado, o balizamento das ocorrências pelas estruturas tectônicas do arco de Ponta Grossa e a presença de rochas alcalinas e alcalino-ultra-básicas na porção central dessa estrutura, permite supor a existência de rochas matrizes primárias do diamante, a elas associadas. Apesar das evidências apontarem para um modelo de reciclagem do diamante, a localização espacial e temporal de suas fontes primárias não deve ser abandonada, uma vez que seu entendimento traz uma importante contribuição para o conhecimento da evolução tectônica dessa porção de nosso continente. / Diamonds have been exploited in northeastern Paraná and southern São PauIo states since the middIe of the Iast century. The mineral occurs in alluvial, elluvial and colluvial deposits, in concentrations ranging from 0.04 up to 0.60 ct/m³, with annual output fIuctuating around 1000 ct/year. In addition, gold has been recovered as a by product of concentrates in many localities. The main occurences and deposits are located in the basins of Tibaji, Laranjinhas, Cinzas, Jaguariaíva and Itararé Rivers. Field surveys revealed that the deposits are reIated to the lower (Furnas Formation) and middle (ltararé Subgroup) portions of the Paleozoic sequences of the sedimentary Paraná Basin. Occurences on Precambrian basement seem to be rare and sporadic. In order to investigate the source of local diamonds, mineral concentrates were sistematically sampled at more then one hundred different targets within the area of recorded diamond exploitation. As identifìed by optical microscopy and X-ray diffraction the mineralogical assemblage comprises mgnetite, goethite, hematite, Iimonite, ilmenite, zircon, rutile, tourmaline, chromite, monazite, garnets, hornblende, epidote, staurolite, apatite, xenotime, anatase, gahnite, corundum, kyanite, gold and diamond. Garnets and ilmenites were analysed in the electron micro probe, in order to search for the primary source of local diamonds. Garnets are mainly magnesium-poor and chromium-depleted almandine. Magnesium and chromium are absent in ilmenites as well. There fore, the absence of Cr-pyrope garnet and Mg-ilmenite, the common mineral indicators of kimberlite, reinforces the hypothesis based on field work that the studied diamonds have been recycIed from the rudaceous units of the Paraná Basin. The study of several parceIs of diamonds from local deposits (garimpos) revealed grain sizes granulometry from 0.01 to 5.0 ct. Diamonds wejghing 10 or more carats have been recorded Occasionally. However, large stones of tens or even hundreds carats Iike those found in western Minas Gerais, have never been recorded in the Tibaji and neighboring areas. As commonly observed elsewhere in Brazil and most worlwide localities dodecahedra is the most common crystal Morphology, foIIowed by forms intermedi ate between dodecahedral and octahedral crystals. Unrounded octahedra, flat twins, pyramidal cube, polycrystalline aggregates, cleavage fragments and borts are less common. As previously observed crystalIine inclusions are mainlly olivine, garnet, spinel and sulphides. The great majority of the diamonds are colorless (90%), the remainder showing variations of green brown and yellow. It is estimated from the examination of parcels totalizing 5,000 carats that 70% are gemological diamonds. The origin of the diamond from Tibaji and neighboring areas has always been a matter of discussion. Apart from old ideas linking these diamonds to acid rocks or kimberlite sources Iocated in Southern Africa via pre-drift glacial transport, current hypothesis are centered on the possibility (or not) of primary sources in the area. Unfortunately, there is still little informations on the nature and distribution of the heavy minerals found together with the diamond, as well as on the geological and tectonics characteristics of the area. Although no kimberlite mineral was found during this research enhancing the possibiIity that the diamond has been recycled from the rudaceous units of the Paraná Basin, this result has to be interpreted in the light of the large size of the area investigated. On the other side until systematic surveys permit a firm conclusion as to the presence or absence of primary sources, the possibility of the presence of kimberlite and/or lamproite intrusions in the area can not be excluded, given the huge amount of basic/ultrabasic dikes associated with the ponta Grossa Arch.

As ocorrências diamantíferas do nordeste paranaense e sul do Estado de São Paulo são conhecidas desde meados do século passado, e vem sendo exploradas, de modo intermitente, até os dias de hoje. O diamante ocorre tanto em cascalheiros do leito atual dos rios, como também em aluviões recentes e antigos, constituindo os denominados \"monchões\". Os depósitos são em geral de pequenas dimensões, sendo raros aqueles que suportam um trabalho mecanizado de lavra e beneficiamento. O conteúdo de diamantes nos depósitos também é pequeno, variando os teores entre 0,04 e 0,08 ct/m³. A produção total dos garimpos oscila entre 400 e 1.000 ct/ano de diamantes além de pequena quantidade de ouro obtido como subproduto. As principais ocorrências situam-se na bacia do rio Tibaji, desde os arredores da cidade homônima até cerca de 50 Km a jusante de Telêmaco Borba. Outros rios diamantíferos são o Laranjinha, Cinzas, Jaguariaíva, Jaguaricatu, Itararé e Verde, este último integralmente no Estado de São Paulo. Do ponto de vista geológico, as ocorrências estão posicionadas sobre unidades estratigráficas do Devoniano, permo-Carbonífero e Permiano da bacia do Paraná, sendo rara a presença de depósitos mineralizados, sobre terrenos geologicamente mais antigos ou mais novos do que os mencionados. Além dos parâmetros econômicos e geológicos, os depósitos foram estudados quanto ao seu conteúdo minerológico, buscando-se caracterizar a fonte desses sedimentos bem como a eventual presença de minerais paragenéticos do diamante, indicativos de suas fontes primárias. Entre os minerais pesados verificou-se a predominância das fases ultra-estáveis, Zircão, Turmalina e Rutilo, além da presença marcante de ilmenita, magnetita, goethita, cromita e monazita. Subsidiariamente verificou-se a presença de granadas de cores variadas, anfibólitos, piroxênios, epidoto, estaurolita, apatita, xenotima, anatásio, espinélio verde, ouro e o próprio diamante. Determinações químicas por meio de microssonda eletrônica, efetuadas em granadas, ilmenitas e espinélios da região, não revelaram, entretanto, indícios da presença de kimberlitos. As granadas são constituídas principalmente da molécula de almandina, com pequenas proporções das moléculas de piropo e grossulária. As ilmenitas por sua vez apresentam baixo conteúdo de magnésio, não correspondendo às de natureza kimberlítica. Quanto à presença de minerais de lamproítos na área, os dados obtidos com os espinélios não permitem avançar muito nessa hipótese, já que as características dos mineirais-índice utilizados na prospecção dessas rochas não se encontram suficientemente divulgados na literatura especializada. No que se refere ao diamante, o mesmo é de pequenas dimensões, com peso médio de 0,10 ct não obstante termos registrados o achado de pedras com peso de até de 10 ct. O hábito predominante é o rombodecaédrico, seguido das formas de transição para o octaédro. Subordinadamente ocorrem cristais geminados, agregados policristalinos e o próprio octaédro, além de exemplares irregulares e fraturados. O diamante é predominantemente incolor e de qualidade gemológica. A origem desse diamante tem sido motivo de controvérsia ao longo dos tempos. A distribuição das ocorrências conhecidas, invariavelmente situadas sobre os terrenos paleozóicos da bacia do Paraná, sugere que o diamante esteja sendo liberado dos sedimentos rudáceos dessas unidades. Por outro lado, o balizamento das ocorrências pelas estruturas tectônicas do arco de Ponta Grossa e a presença de rochas alcalinas e alcalino-ultra-básicas na porção central dessa estrutura, permite supor a existência de rochas matrizes primárias do diamante, a elas associadas. Apesar das evidências apontarem para um modelo de reciclagem do diamante, a localização espacial e temporal de suas fontes primárias não deve ser abandonada, uma vez que seu entendimento traz uma importante contribuição para o conhecimento da evolução tectônica dessa porção de nosso continente. / Diamonds have been exploited in northeastern Paraná and southern São PauIo states since the middIe of the Iast century. The mineral occurs in alluvial, elluvial and colluvial deposits, in concentrations ranging from 0.04 up to 0.60 ct/m³, with annual output fIuctuating around 1000 ct/year. In addition, gold has been recovered as a by product of concentrates in many localities. The main occurences and deposits are located in the basins of Tibaji, Laranjinhas, Cinzas, Jaguariaíva and Itararé Rivers. Field surveys revealed that the deposits are reIated to the lower (Furnas Formation) and middle (ltararé Subgroup) portions of the Paleozoic sequences of the sedimentary Paraná Basin. Occurences on Precambrian basement seem to be rare and sporadic. In order to investigate the source of local diamonds, mineral concentrates were sistematically sampled at more then one hundred different targets within the area of recorded diamond exploitation. As identifìed by optical microscopy and X-ray diffraction the mineralogical assemblage comprises mgnetite, goethite, hematite, Iimonite, ilmenite, zircon, rutile, tourmaline, chromite, monazite, garnets, hornblende, epidote, staurolite, apatite, xenotime, anatase, gahnite, corundum, kyanite, gold and diamond. Garnets and ilmenites were analysed in the electron micro probe, in order to search for the primary source of local diamonds. Garnets are mainly magnesium-poor and chromium-depleted almandine. Magnesium and chromium are absent in ilmenites as well. There fore, the absence of Cr-pyrope garnet and Mg-ilmenite, the common mineral indicators of kimberlite, reinforces the hypothesis based on field work that the studied diamonds have been recycIed from the rudaceous units of the Paraná Basin. The study of several parceIs of diamonds from local deposits (garimpos) revealed grain sizes granulometry from 0.01 to 5.0 ct. Diamonds wejghing 10 or more carats have been recorded Occasionally. However, large stones of tens or even hundreds carats Iike those found in western Minas Gerais, have never been recorded in the Tibaji and neighboring areas. As commonly observed elsewhere in Brazil and most worlwide localities dodecahedra is the most common crystal Morphology, foIIowed by forms intermedi ate between dodecahedral and octahedral crystals. Unrounded octahedra, flat twins, pyramidal cube, polycrystalline aggregates, cleavage fragments and borts are less common. As previously observed crystalIine inclusions are mainlly olivine, garnet, spinel and sulphides. The great majority of the diamonds are colorless (90%), the remainder showing variations of green brown and yellow. It is estimated from the examination of parcels totalizing 5,000 carats that 70% are gemological diamonds. The origin of the diamond from Tibaji and neighboring areas has always been a matter of discussion. Apart from old ideas linking these diamonds to acid rocks or kimberlite sources Iocated in Southern Africa via pre-drift glacial transport, current hypothesis are centered on the possibility (or not) of primary sources in the area. Unfortunately, there is still little informations on the nature and distribution of the heavy minerals found together with the diamond, as well as on the geological and tectonics characteristics of the area. Although no kimberlite mineral was found during this research enhancing the possibiIity that the diamond has been recycled from the rudaceous units of the Paraná Basin, this result has to be interpreted in the light of the large size of the area investigated. On the other side until systematic surveys permit a firm conclusion as to the presence or absence of primary sources, the possibility of the presence of kimberlite and/or lamproite intrusions in the area can not be excluded, given the huge amount of basic/ultrabasic dikes associated with the ponta Grossa Arch.

Não disponível. / Not available.

No Rio Grande do Sul (RS) são conhecidos extensos depósitos de ametista, cristalizada no interior de geodos nos derrames basálticos da Formação Serra Geral da Bacia do Paraná (Jurássico-Cretáceo), constituindo atualmente uma das principais fontes brasileiras desse bem mineral. A quantidade e a qualidade da ametista produzida tornou esse Estado um dos principais fornecedores dessa gema para o mercado internacional. A produção atual gira em torno de 100 toneladas de pedras brutas ao mês, estando incluído neste montante além dos geodos com ametista, ágata, calcita e gipsita. As principais jazidas de ametista estão situadas na região do Alto Uruguai, norte do RS, abrangendo parte dos municípios de Iraí, Frederico Westphalen, Ametista do Sul, Alpestre, Rodeio Bonito e Planalto. Nessa região, em uma área de aproximadamente 300 km², existem mais de 300 áreas de garimpos de ametista, onde a extração dos geodos é feita na rocha inalterada. A lavra pode se desenvolver a céu aberto ou em galerias horizontais subterrâneas que atingem em média 50 a 100 metros de comprimento. A rocha mineralizada é um basalto afanítico a afírico, com textura holocristalina seriada a porfirítica, por vezes hemicristalina, constituído de labradorita, augita ou pigeonita e mais raramente olivina muito alterada, além de opacos e por vezes vidro alterado. Nessa região são comuns os geodos cilíndricos com dimensões métricas, que podem por vezes ultrapassar 3 metros de comprimento. A maioria dos geodos apresenta a seguinte sequência de minerais: uma primeira camada milimétrica a centimétrica de calcedônia maciça, por vezes ágata, seguida de quartzo mal cristalizado e muito fraturado, incolor a esbranquiçado, em pacotes de espessura centimétrica. Aparece em seguida a ametista, com alguns centímetros de espessura, e que constitui uma gradação progressiva do quartzo incolor ao violeta. Podem ocorrer ainda mineralizações tardias superpostas às fases) minerais silicosas, representadas principalmente por calcita, ocorrendo em menor proporção gipsita e barita. Registram-se ainda algumas ocorrências esporádicas de quartzo róseo euédrico, associado aos cristais de ametista. A principal inclusão cristalina encontrada na ametista é a goethita, em geral marcando zonas de crescimento, ocorrendo também calcita e calcedônia em menor quantidade. As inclusões fluidas da ametista e do quartzo incolor são monofásicas aqüosas(l), ocorrendo de forma muito esporádica algumas inclusões bifásicas aqüosas (l-v), ambas contendo fluidos metaestáveis, impossibilitando a obtenção da pressão e da temperatura de cristalização das fases mencionadas. Análises microtermométricas indicaram que esses fluidos aquosos contêm uma mistura complexa de sais dissolvidos, destacando-se os de Na, mas aparecendo também os de K, Ca, Mg e Fe. A salinidade dos fluidos é sempre baixa, variando em média entre 2,0 e 8,0% em equivalente em peso de NaCl. As a principais impurezas químicas encontradas nos minerais de sílica são Al, Fe, Na, Mg, K, Ca, Ti e P (< 1% a < 0,01%), podendo ocorrer ainda Ba, Y, Zr, Cu e Li (ppm). Nas demais fases minerais ocorrem as seguintes impurezas: calcita - Mg e Mn; gipsita - Si, Mg e K e barita - Ca, Si, Al, Sr e P. Análises complementares por meio de difração de raios X e espectroscopia no infravermelho, confirmaram que os minerais presentes nos geodos são fases relativamente puras. Análises de isotópos de oxigênio na sequência paragenética ágata, quartzo incolor e ametista, mostraram variações pouco significativas para essas direrentes fases minerais, bem como para os diferentes geodos amostrados, situando-se a média em torno de +29,32%o (SMOW). Essa constância entre os valores de \"delta\'POT.18\'O indica que os minerais de sílica cristalizaram-se em temperaturas bastante próximas, a partir de um fluido com \"delta\'POT.18\'O relativamente constante e em condições geológicas pouco variáveis. A paragênese mineral dos geodos e as características das inclusões cristalinas e fluidas, indicam que a gênese da ametista da região do Alto Uruguai (RS) deve ter ocorrido em um ambiente epitermal, provavelmente sob temperaturas em torno de 100ºC ou em temperaturas inferiores a esse valor. Os dados de \"delta\'POT.18\'O dos minerais de sílica aplicados na fórmula da calibração de fracionamento isotópico de oxigênio entre o quartzo e a água, indicam temperaturas da ordem de 40 a 50ºC para a formação desses minerais. Já o valor médio de \"delta\'POT.18\'O=+25,6%o (SMOW) obtido para a calcita, utilizado na fórmula de calibração de fracionamento isotópico de oxigênio entre carbonato e água, indica temperaturas de cristalização para esse mineral tardio da ordem de 30ºC. / The Rio Grande do Sul state located in southern Brazil is famous by the huge occurrences of amethyst associated with the basalt flows of the Serra Geral Formation, a late jurassic-early cretaceous volcanic sequence of the Paraná Basin. The amount and the quality of the gem materials mined has turned that State into the main worldwide supplier of amethyst to the international market. Currently the whole production of rough material including amethyst, agate, calcite and gypsum ranges around 100 tons per month. The main deposits of amethyst are located at the Alto uruguai region (north of Rio Grande do Sul) within a 300 km² area which encloses more than 300 mine fronts (diggings or garimpos). Currently, the minning sites are distributed along the municipalities of lraí, Frederico westphalen, Ametista do sul, Alpestre, Rodeio Bonito and Planalto. The prospection is conducted mostly by local people (garimpeiros) in open pits as well as in underground galeries of 50-100 m long opened in the fresh basaltic rock. The amethyst occurs fiiling geodes in an aphanitic to aphiric basalt displaying seriated to porphiritic hollocrystalline or sometimes hemicrystalline textures. Labradorite, augite or pigeonite, weathered olivine, opaques and remnants of vitreous matrix comprise the mineralogical composition. Four to five amethyst bearing basaltic flows have been identified and seem to share a common structural and lithological pattern all over the region. As for the geodes, they range in shape and size from some centimeters up to metric dimensions. Whithin the mineralized central level of the flows, cilindric geodes are common and may reach three meters in lenght. The majority display the following mineral sequence: 1) a millimetric to centimetric wide microcrystalline massive quartz or agate layer, 2) a centimetric wide layer with incomplete crystallized and fractured colorless to milky quartz, 3) a centimetric layer of amethyst showing progressive color zonning which goes on from the last colorless quartz layer to the purple quartz. Euhedric rose quartz may occur with amethyst. Late minerals are represented by calcite and less commonly by gypsum (selenite variety) and baryte which occur over the silica minerals. The main crystalline inclusion in amethyst is goethite usually developed along internal plains of growth zones. Other less conspicous phases include calcite and chalcedony. Fluid inclusions in amethyst are predominantly monophasic aqueous type. Although biphasic inclusions have been observed too, they are very rare and usually secondary. Both types enclose metastable fluids. Therefore, even the biphasic types could not be used for temperature and pressure determinations. Microthermometric analysis showed the presence of Na, K, Ca, Mg and Fe in the aqueous system. Moreover, the salinity is low ranging from 2 to 8 equivalent weight % of NaCl. Chemical analysis revealed that silica minerals contain small amounts of impurities including Al, Fe, Na, Mg, K, Ca, Ti and P (< 1% up to < 0,01%), as well as Ba, Y, Zr, Cu and Li which occur only as ppm elements. Main impurities include Mg and Mn in calcite, Si, Mg and K in gypsum and Ca, Si, Al, Sr and P in baryte. Data of X-ray diffraction and infrared spectroscopy confirmed that the analysed minerals are essencially pure phases. lsotopic oxigen analysis performed on agate, colorless quartz and amethyst have not revealed any significative variation among the mineral phases analysed. ln addition, it has not been observed variations concernig the different sampled geodes. Mean value of \"delta\'POT.18\'O obtained ranges arround + 29,32 (SMOW). As a result, the silica mineral phases might have crystallized from an original fluid which was characterized by a constant \"delta\'POT.18\'O value in a narrow gap of temperature under stable geological conditions. The mineral assemblages that occur inside the geodes coupled with crystalline and fluid inclusions, suggest that the ametyst from the Alto Uruguai might have been deposited in epithermal conditions, at temperatures around 100º C or even less. Using the calibration expression of oxygen isotope fractionation between water and silica, temperatures of 40 to 50º C has been obtained for the crystallization of silica minerals. Concerning calcite a mean value of \"delta\'POT.18\'O points out to a 30º C crystallization temperature

Neste trabalho foram estudados 4.198 cristais de diamantes provenientes de garimpos em aluviões dos Municípios de Chapada dos Guimarães, Poxoréu, Diamantino, Paranatinga e Alto Paraguai, Mato Grosso. Os diamantes foram analisados e classificados com base em suas características granulométricas, morfológicas, relação gema/indústria e outras propriedades físicas tais como a cor macroscópica, inclusões, estruturas de superfície. As propriedades descritas foram comparadas, sempre que possível, com trabalhos realizados com diamantes provenientes de aluviões de diferentes regiões do Brasil, bem como, com diamantes provenientes de kimberlitos e lamproítos de outros países tais como África do Sul, Lesotho, Austrália, Rússia, Estados Unidos da América e Canadá. A granulometria dos diamantes revelou em todas as regiões amostradas uma distribuição polimodal, contrastante com o padrão unimodal aparentemente existente em kimberlitos. Esse comportamento polimodal provavelmente estaria indicando que mais de uma fonte kimberlítica e/ou de sedimentos diamantíferos retrabalhados, forneceriam diamantes para os depósitos amostrados. A análise da morfologia cristalina mostrou que ocorre um predomínio em todas as áreas estudadas do hábito rombododecaédrico. No entanto, percebe-se que fragmentos de clivagem, irregulares e agregados são também representativos. Cristais de hábito cristalino octaédrico, cúbico e intermediário entre octaedro e rombododecaedro, bem como formas combinadas apresentaram representatividade variada entre as regiões. As estruturas de superfície observadas nas faces dos cristais foram trígonos, depressões quadráticas, degraus abaulados, microdiscos, estruturas em rede e estruturas de crescimento. O estudo da cor macroscópica dos diamantes revelou que a maioria dos cristais são incolores, sendo seguidos pelas cores amarela e castanha. Outras como o verde, rosa e lilás são mais raras. Quanto ao comportamento sob luz ultravioleta, os diamantes exibiram principalmente luminescência azul, seguida das cores rosa, amarela, cinza e verde. As inclusões mais comuns nos diamantes foram defeitos cristalinos na forma de manchas pretas de forma placóide, dispostos paralelamente aos planos de clivagem octaédricos, além de minerais prismáticos e incolores que provavelmente correspondem a olivina. A classificação dos diamantes nos tipos gema e indústria revelou que os cristais gemológicos predominam em todas as regiões amostradas. Este fato é comum em se tratando de diamantes aluvionares, pois cristais portadores de inclusões e defeitos estruturais são destruidos devido a menor resistência mecânica ao transporte. / During this work we carried out a mineralogical investigation based on 4.198 detritic diamond representative of diggings from the municipalities of Chapada dos Guimarães, Poxoréu , Paranatinga, Diamantino e Alto Paraguai , Mato Grosso State. Several parcels of diamond were classified in relation to their crystalline morphology, microstructures, granulometry, color, internal inclusions, fluorescence and gem/industry ratio. Following its characterization the results were correlated to their counterparts of diamonds from kimberlites of South Africa, Lesotho, United State of America, Russia and Australia, as well as placers from Brazil. Concerning the granulometry all studied diamonds revealed a polimodal distribution which was in contrast to the unimodal pattern observed in Kimberlites. This result suggests that the sources of the sampled deposits are related either to more than one Kimberlite source, and/or older regional placer deposits. The main crystallographical feature was the dominance of the dodecahedral crystals which was followed by transitional forms between octahedral and dodecahedral, cleavage fragments, irregular and aggregate. Other crystallographical forms such as octahedral, cube, combinations between octahedral, cube and dodecahedral, pseudo-hexatetrahedral and polycrystalline diamond (carbonado and ballas) are rare. Among the microstructures it have been observed trigons on the flat octahedral faces, terraces, hillocks, micro-disc and network pattern on the rounded dodecahedral surfaces, and tetragonal etch pits on the cube surfaces. Diamond color was broadly classified into colorless, brown, yellow, gray and other categories. The majority are colorless with less amounts of brown, yellow and gray crystals. Other rarer observed colors included green, pink and purple. Under ultraviolet radiation some diamonds were blue luminescent while a small group displayed pink, yellow, green and gray colors. Optical studies revealed that black spots were the most common inclusion inside the diamonds. Moreover, some prismatic colorless and birrefringent mineral inclusions were present and may correspond to olivine. Concerning the ratio gem/industry most of the samples are gem-type diamonds. In a general sense the physical and the morphological pattern observed in the sampled localities agree with other detritic areas of Brazil. Such pattern was predicted since diamond is selected during its mechanical transport. Megadiamonds as well as fancy stones have not been observed during this work.