O complexo máfico-ultramáfico do Vermelho, localizado na Província Mineral da Serra dos Carajás, foi afetado por importante processo de serpentinização. Compõem-se de dois corpos de configuração litológica semelhante, constituídos por peridotitos e dunitos serpentinizados no centro e piroxenitos e gabros nas bordas. O complexo está encaixado nas rochas do Complexo Xingu. Através do uso de variadas técnicas analíticas como a difratometria de raios X, ATD-ATG e microssonda eletrônica, foram caracterizados os minerais que resultaram da serpentinização, bem como os minerais primários residuais. Os resultados mostraram que as rochas originais eram harzburgitos e olivina-piroxenitos, compostos essencialmente por olivina, ortopiroxênio, cromita e flogopita. A olivina está presente na rocha serpentinizada como relictos de composição forsterítica. Relictos de ortopiroxênio não foram encontrados nas rochas estudadas, mas sua presença é inferida através das bastitas. As Alcromitas originais encontram-se alteradas nas bordas dos cristais para Fecromita e Cr-magnetita. A flogopita encontra-se geralmente vermiculitizada. A serpentina, mineral dominante nas rochas alteradas, ocorre nas texturas mesh e hourglass, pseudomórficas sobre olivina, e como bastita, pseudomórfica sobre ortopiroxênio. Há ainda serpentina de textura ribbon, não pseudomórfica. Entre essas variedades, não foi possível estabelecer uma ordem de formação, de modo que elas são referidas e conjunto como serpentinas de primeira geração. Ocorrem ainda uma segunda e uma terceira geração de serpentina em veios. Do ponto de vista mineralógico, as serpentinas são predominantemente lizarditas, acompanhadas de pequenas quantidades de antigorita e alguma crisotila. Quimicamente, as serpentinas de primeira geração são serpentinas com baixo teor de \'Al IND.2\'\'O IND.3\', razões Mg/Fe+Mg em torno de 0,94, FeO em torno de 4-5%, e com teores de NiO entre 0,1 e 0,4% e de \'Cr IND.2\'\'O IND.3\' entre 0 e 0,06%. As bastitas apresentam teores maiores de Al e Cr. As serpentinas de veios de segunda e terceira geração distinguem-se das demais por apresentar teores de FeO respectivamente menores e maiores. Outro traço químico que distingue os veios de segunda geração é o menor teor em NiO. Em íntima associação com a serpentina, ocorrem a magnetita e a piroaurita, tanto nas serpentinas de primeira geração, como nos veios. Esses dois minerais nunca se encontram associados à bastita, sendo produtos da serpentinização apenas da olivina. A piroaurita é um hidróxi-carbonato de Mg e Fe, com razão Mg/Mg+Fe em torno de 0,75. A clorita ocorre freqüentemente bordejando as cromitas, ou em grupos de cristais dispersos na rocha. Composicionalmente situa-se nos campos do clinocloro, peninita e talco-clorita. Sua gênese está relacionada à alteração da cromita. / The mafic-ultramafic Vermelho complex belongs to the Mineral Province Serra dos Carajás, State of Pará, Brazil. The complex consists of two similar bodies made up of dunites and peridotites surrounded by pyroxenites and gabbros. The ultramafic rocks have been strongly serpentinized. Analytical techniques as X-ray diffraction, differential thermal analysis and microprobe analysis were used in order to characterize the products of serpentinization and the residual original phases as well. The original rocks were harzburgites and olivine-pyroxenites, composed essentially of olivine, orthopyroxene, chromite and phlogopite. Olivine is present in the serpentinized rocks as relicts of forsteritic composition. Orthopyroxene is completely replaced by bastite. The original Al-chromites are surrounded by rims of Fe-chromite and Cr-magnetite. Phlogopite is often transformed into vermiculite. Serpentine is the dominant phase in the altered rocks. Serpentine textures can be divided into four types: mesh and hourglass after olivine, bastite after pyroxene and non-pseudomorfic ribbon. All these types can be found cut by a second and a third generations of serpentine veins. From the mineralogical point of view serpentines are mainly lizardite. Antigorite and chrysotile are rarely found. Chemically, the first generation serpentines present low Al contents, Mg/Fe+Mg around 0.94, FeO around 4-5o/o, NiO between 0.1 andO.4o/o and CrzOg between 0 and 0.60/0, except for bastites which are richer in Al and Cr. Second and third generation veins are characterized by lower and higher Fe contents, respectively. Second generation serpentine veins are slightly depleted in Ni. lntimately intergrown with serpentine after olivine and serpentine veins are magnetite and pyroaurite. Pyroaurite is a Mg-Fe hydroxi-carbonate with Mg/Mg+Fe around 0.75. Chlorite occurs surrounding chromite crystals, or as grains disseminated in the serpentinite. Chemically they can be classified as belonging to the clinochlore, pennine and talc-chlorite varieties. The origin of chlorites is related to the alteration of chromite.

Na região de Lavras - Bom Sucesso (Minas Gerais), localizada na porção extremo sul do Cráton do São Francisco alojam-se corpos de diques máficos pré-cambrianos diagnósticos da existência de no mínimo dois enxames. Tais diques, são intrusivos principalmente em crosta arqueana (2790 - 2660 Ma) que foi parcialmente retrabalhada no Paleoproterozóico (2140 - 1980 Ma) sendo que parte deles secciona as supracrustais do Supergrupo Minas na Serra de Bom Sucesso. Orientam-se preferencialmente a N40 graus - 60 graus W, \'N20 POT.0\' - \'40 POT.o E\', N-S e subordinadamente a \'N10 POT.o\' - \'30 POT.o\' W, \'N50 POT.o\' - \'70 POT.o\'E e E-W. Em geral, os diques com direções \'N40 POT.o\' - \'60 POT.o\'W são os mais espessos (até 100m) e os mais longos (até 30 km). Estudos petrográficos e dados de campo permitem subdividir os diques máficos nos seguintes grupos: 1) diques básicos noríticos (DBN); 2) diques básicos - 1 (\'DB IND.1\'), 3) diques básicos - 2 (DB IND.2); 4) diques metabásicos (DMB); 5) diques anfibolíticos (DA). Similaridades mineralógicas (e.g. presença de biotita como acessório e bronzita) são assinaladas entre os \'DB IND.1\' e DBN. Dados geoquímicos revelam que os \'DB IND.1\' se constituem no prosseguimento evolutivo dos DBN, sendo o conjunto denominado de suíte básico norítica. Por outro lado, os tipos não metamórficos \'DB IND.2\' se constituem em um grupo composicionalmente diferente denominado de suíte básica. Os diques desta suíte são predominantemente basaltos toleíticos, enquanto aqueles da suíte básico norítica são representados por basaltos e andesi-basaltos toleíticos. Quimicamente, a evolução dos piroxênios reafirma a afinidade toleítica destas suítes. As similaridades químicas e os dados Rb-Sr sugerem que os diques metamórficos (DMB e DA) estejam relacionados à evolução da suíte básica. Elementos maiores e traços assinalam diferenças composicionais significativas entre os diques máficos da suíte básica e aqueles da suíte básico norítica. Para o mesmo índice evolutivo [mg(0,15)# 0,50] os diques da suíte básico norítica apresentam maiores concentrações em: \'SiO IND.2\'(55 vs 51%); \'K IND.2 O\'(1,2 vs 0,5%); Rb (40 vs 10 ppm); Sr (225 vs 140 ppm); Ba (300 vs 90 ppm) e menores concentrações em: FeOt (10 vs 13%); CaO (9 vs 10%) e Y (23 vs 35 ppm), quando comparados aos diques da suíte básica. As variações nos valores da razões Zr/Ba (0,23 a 0,73 vs 0,61 a 3,10), Zr/Ce (2,8 a 4,0 vs 3,7 a 5,9) e Zr/Rb (1,9 a 5,7 vs 4,0 a 24,6), são sempre menores para os exemplares básico noríticos, ratificando as diferenças químicas entre as suítes. Adicionalmente, os padrões dos elementos terras raras (ETR) também são significativamente diferentes. Em geral, os diques da suíte básico norítica apresentam, valores mais elevados nas razões \'La IND.N\'(6,1 a 5,8 vs 2,0 a 1,6), \'La IND.N\'/\'Sm IND.N\'(3,5 a 3,0 vs 1,6 a 1,4) e \'Sm IND.N\'/\'Yb IND.N\'(2,0 a 1,9 vs 1,3 a 1,1) do que os diques da suíte básica. Estes dados sugerem a presença de duas suítes geoquímicas distintas, que possivelmente sofreram processos de enriquecimento em ETR leves comparativamente aos basaltos da cadeia meso-oceânica (\"MORB\"). Análises Rb-Sr, Sm-Nd, K-Ar e \'ANTPOT.40 Ar\'- \'ANTPOT 39 Ar\' indicam a ocorrência de duas gerações pré-cambrianas de magmatismo fissural na região. A geração mais antiga é representada pelos diques da suíte básico norítica, cujos dados Sm-Nd em concentrados minerais e rocha total proporcionaram uma isócrona de 2.658 \'+ OU -\' 44 Ma (1\'sigma\'), razão inicial \'ANTPOT 143 Nd\'/\'ANTPOT 144 Nd\'(\'ND IND.1\') de 0,50916 \'+ OU -\'0,00005 (12 pontos e MSWD \'APROXIMADAMENTE IGUAL A\' 3). Esta idade é interpretada como a idade de intrusão. Dados Rb-Sr produziram uma errócrona com idade aparente de 2.788 \' + OU -\' 79 (1\'sigma\'), razão \'ANTPOT 87 Sr\'/\'ANTPOT 86 Sr\' inicial (\'Sr IND.i\') de 0,70110 \'+ OU - \' 0,00048 (\'MSWD ÁPROXIMADAMENTE IGUAL A \'31). O alto MSWD pode estar relacionado a distúrbios isotópicos ou a características originais da fonte ou ambos. A segunda geração de diques é representada pela suíte básica, cuja idade de intrusão é inferida com base em uma errócrona Rb-Sr [1.875 \'+ OU -\' 101 Ma (1\'sigma\'), \'Sr IND.i\' igual a 0,70255 \'+ OU -\' 0,00028 e MSWD = 24] e relações de contemporaneidade com o Granito Tabuões, este anteriormente datado pelo método Rb-Sr em 1.932 \'+ OU -\'21 Ma. A evolução isotópica do Sr e Nd indica que os diques da suite básico norítica [\'\'epsilon\'(Nd) - -2,5 a + 6; \'\'epsilon (Sr) = -18 a + 37} os diques da suíte básica [\'\'épsilon\'(Nd) = -5,3 a -0,6; \'\'epsilon\'(Sr) = -7 a +40] predominantemente derivaram de uma fonte enriquecida comparativamente a \"Terra Global\". Contudo, duas amostras da suíte básico norítica plotam no quadrante \'epsilon\'(Nd) vs \'epsilon\'(Sr) empobrecido, indicando heterogeneidade que é típica de fonte litosférica. O conjunto de dados geoquimicamente (e.g. \'SiO IND.2\', \'K IND.2 O\', Ba) aliados aos dados isotópicos de Sr e Nd, não demonstram evidências de contaminação crustal durante o processo intrusivo. As suítes básico norítica (2,65 Ga) e básica (1,9 Ga), evoluiram a partir de magmas quantitativamente compatíveis com processos de cristalização fracionada e caracterizados pela heterogeneidade em pequena escala. Tais magmas se originaram, no entanto, a partir de duas fontes geoquimicamente distintas. Uma propiciou a suíte básico norítica e é caracterizada por anomalias negativas de Nb, P, Sm e Ti. A outra propiciou a suíte básica e é caracterizada pelas anomalias negativas de Ba, K, Sr e Eu e pela anomalia positiva de Th. Estes dados, demonstram um comportamento diferenciado entre o manto litosférico do Neoarqueano e aquele do Paleoproterozóico. Adicionalmente, a anomalia negativa de Nb da suíte básico norítica (2,65 Ga), sugere que o manto litosférico no Neoarqueano possa ter sido fertilizado através de um processo de subducção envolvendo crosta oceânica e/ou sedimentos terrígenos continentais. Comparações isotópicas e geoquímicas dos diques de Lavras com outros enxames de diques no âmbito do Cráton do São Francisco revelam que a suíte básica (1,9 Ga) apresenta similaridades composicionais com o enxame de Uauá (Bahia), entre outros, sugerindo um possível manto subcontinental geoquimicamente similar em diferentes porções do segmento cratônico. Tectonicamente, os diques da suíte básico norítica (2.658 Ma) intrudiram a crosta continental sob regime extensional após o Evento Rio das Velhas (2.780 - 2.700 Ma), ilustrando os processo finais de estabilização do Complexo Campo Belo. Os diques da suíte básica (1.875 Ma), teriam se colocado durante a tectônica extensional associada aos estágios finais da orogenia transamazônica, responsável pelo desenvolvimento do Arco Magmático Mineiro. / At least two Precambrian mafic dyke swarms are located in Lavras - Bom Sucesso region in the Southern part of São Francisco Craton (Minas Gerais State, Brazil). Such dykes are intrusive into Archean rocks of the Campo Belo Complex (2790 - 2660 Ma) that were reworked in the Paleoproterozoic (2140 - 1980 Ma) and some of them intruded the supracrustals of the Minas Supergroup. The dykes trend preferably N40°-60°W, N20°-40°E, N-S and subordinantly N10°-30°W, N50°-70°E, E-W orientations, and those oriented N40°-60°W are the tickest (until 100 m) and the longest dykes (until 30 km). Petrographic studies and field data support the subdivision of the dykes in the following groups: 1) basic-noritic dykes (BND); 2) basic dykes 1 (BD1); 3) basic dykes 2 (BD2); 4) metabasic dykes (MBD); 5) amphibolitic dykes (AD). The BD1 has similar mineralogical composition (e.g. biotite accessory and bronzite) when compared to the BND. Geochemical data show that the BD1 and BND belong to a same group named basic-noritic suite, the former being the more evolved member in the suite. On the other hand, BD2 is compositionally different from this suite and is named basic suite. The basic suite dykes are predominantly tholeiitic basalts while the basic-noritic suite comprises tholeiitic basalts and tholeiitic andesi-basalts. The chemical similarities and Rb-Sr isotope data suggest that the metamorphic dykes (MBD and AD) are related to the basic suite evolution. Major and trace elements reveal significant compositional variations between these two dyke suites. The basic-noritic suite displays higher contents of SiO2 (55 vs 51%), K2O (1.2 vs O.5%), Rb (40 vs 10 ppm), Sr (225 vs 140 ppm), Ba (300 vs 90 ppm) than those from the basic suite, based on similar mg# values [(\'Mg POT. +2\' / \'Mg POT. +2\' + \'Fe POT. +2) to Fe2O3=0.15]. Basic-noritic and basic suites are distinct in terms of Zr/Ba, Zr/Ce and Zr/Rb ratios. The basic-noritic suite has Zr/Ba (0.23 to 0.73), Zr/Ce (2.8 to 4.0) and Zr/Rb (1.9 to 5.7) ratios usually lower than those of the basic suite (higher than 0.61, 3.7 and 4.0, respectively). The REE patterns also indicate significant differences: basic-noritic suite rocks have higher normalized \'La IND. N\' / \'Yb IND. N\' (6.1 to 5.8), \'La IND. N\' / \'Sm IND. N\' (3.5 to 3.0) and \'Sm IND. N\' / \'Yb IND.N (2.0 to 1.9) values compared to those of the basic suite rocks (2.0 to 1.6; 1.6 to 1.4; 1.3 to 1.1, respectively). These data indicate that the Lavras dykes derived from two different geochemical suites both enriched in LREE when compared to MORB. Rb-Sr, Sm-Nd, K-Ar and \'ANTPOT. 40 Ar\' - \'ANTPOT. 39 Ar\' dates, reveal the existence of two generations of the Precambrian mafic dykes in the study area. The oldest generation, the basic-noritic suite, presents a Sm-Nd mineral and whole rock isochron that yielded a \'ANTPOT. 143 Nd\' / \'ANTPOT 144\' Nd initial ratio of the 0.50916 ± 0.00005 (12 points; MSWD \'aproximadamente\' 3) and age of 2,658 ± 44 Ma (1\'sigma\') and \'ANTPOT. 87 Sr/ANTPOT. 86 Sr\' initial (Sr1) of 0.70110 ± 0.00048 (MSWD \'aproximadamente\" 31). The second generation of dykes comprises a basic suite and has a Rb-Sr errorchron age of 1,875 ± 101 Ma (1\'sigma\'), \'Sr IND. 1\' of 0.70255 ± 0.00028 and MSWD of 24 (7 points). In addition, according to field relation these dykes are contemporaneous to the Tabuões granite (Rb-Sr age of 1,932 ± 21 Ma). The variation in the \'épsilon\' (Nd) and \'épsilon\' (Sr) values on the basic-noritic [\'épsilon\'(Nd) = -2.5 to +6; \'épsilon\'(Sr) = -18 to +37, for \'T IND.0\' = 1.9 Ga] indicates that these suites are derived predominantly from an enriched source comparing to the Bulk Earth. However two samples of the basic-noritic plot on the depleted quadrant of the \'épsilon\'(Nd) vs \'épsilon\'(Sr) diagram and this indicates a heterogeneity of the lithospheric mantle source. Furthermore, the plot all of these data in an \'épsilon\'(Nd) vs \'épsilon\'(Sr) diagram might suggest a radiogenic Sr and Nd contamination of the basic-noritic suite from the Archean crust during the intrusion. Nevertheless, this assessment is not supported neither by the negative correlation between SiO2, K2O, Rb, Sr and \'ANTPOT. 87 Sr\'/ \'ANTPOT. 86 Sr initial ratios not the positive correlation with the \'ANTPOT. 143 Nd\'/ \'ANTPOT. 144\' Nd initial ratios. The basic-noritic and basic suites are consistent with magmas which evolved from fractional crystallization processes, derived from two different sources. One of them provided a basic-noritic suite and it is characterized by negative anomalies of Nb, P, Sm and Ti. The other one provided the basic suite and it is characterized by negative anomalies of Ba, K, Sr, Eu and positive anomaly of Th. These data suggest a lithospheric mantle with compositional differences from the Neoarchean to Paleoproterozoic times. In addition, the Nb negative anomaly indicates a lithospheric mantle in the Archean, probably metassomatized, by crustal components related to dehydration of a subducting slab processes.

Este trabalho se constitui na caracterização geométrica e cinemática da Zona de Cisalhamento Major Gercino (ZCMG), no trecho Canelinha - Garcia, região centro-leste do estado de Santa Catarina. Este lineamento faz parte do importante sistema de cisalhamento de direção NE-SW que afeta a região sul-brasileira e uruguaia. Ao longo de toda sua extensão, a ZCMG separa duas áreas geologicamente diferentes que correspondem, em Santa Catarina, aos domínios interno (granitóides) e intermediário (supracrustais) do Cinturão Dom Feliciano (CDF). Esta zona de cisalhamento possui estruturação geral NE, com características dúcteis-rúpteis e movimentação predominantemente dextral. A geração das rochas miloníticas deu-se, principalmente, no grau metamórfico xisto-verde. Na região estudada, a ZCMG caracteriza-se por uma faixa milonítica principal a noroeste (faixa milonítica norte), com cataclasitos até ultramilonitos, predominando rochas com texturas protomiloníticas e miloníticas, e uma faixa milonítica sudeste (faixa milonítica sul), onde predominam rochas miloníticas. Entre essas faixas ocorre um conjunto de granitóides associado ao desenvolvimento da ZCMG. A faixa milonítica norte limita os metassedimentos do Grupo Brusque a noroeste dos granitóides centrais e a faixa milonítica sul faz o contato entre esses mesmos granitóides e os granitoides do Complexo-Granito-Migmatítico (Domínio Interno do CDF). O magmatismo cálcio-alcalino ocorrente na área está representado pelos granitóides da Associação Granitóide Rolador (AGR) e da Associação Granitóide Fernandes (AGF) compreendendo rochas metaluminosas e peraluminosas. A AGR apresenta, predominantemente, biotita-monzogranitos cinzentos, porfiríticos a porfiróides, e na AGF predomina uma série petrográfica de anfibóliosienogranitos róseos, porfiróides. Este magmatismo granítico teve grande expressão no Neoproterozóico, entre 670 e 590 Ma (conforme datações isocrônicas Rb/Sr RT e U/Pb em zircões), denotando adicionalmente, através das razões iniciais (\'Sr POT.87\' / \'Sr POT.86\')i, importante contribuição de material crustal na sua formação. O padrão de resfriamento mostra-se um pouco mais jovem, entre 580 e 560 Ma, conforme dados K-Ar em biotitas. A ZCMG teve uma evolução cinemática complexa, caracterizada pelas estruturas mesoscópicas, análises obtidas pelo método de Fry e pelos eixos-c de quartzo. Tais análises estruturais, mostram uma movimentação predominante dextral, com uma importante componente oblíqua associada. A orientação da faixa milonítica, em relação ao campo de tensores determinados, indica que importante componente da deformação foi por cisalhamento puro, tendo acarretado, em inflexões locais, movimentações sinistrais. Esta componente coaxial é sugerida por petrotramas de concentrações simétricas e elipses de deformação com eixo Z a 90° da foliação milonítica, bem como pela existência de porfiroclastos simétricos em seções delgadas. As rochas miloníticas da ZCMG apresentam orientação cristalográfica desenvolvida sob temperaturas relativamente baixas, indicada pelo metamorfismo na fácies xisto-verde e pelos petrotramas. Apesar da baixa temperatura, esta orientação originou-se em condições de alta taxa de deformação, evidenciada pela presença de minerais deformados e estirados e pela geração de rochas miloníticas e ultramiloníticas, onde comumente ocorre, total paralelização das superfícies S e C. Idades K-Ar obtidas em biotitas e muscovitas destas rochas, concentram-se no intervalo 570 e 540 Ma, representando épocas relacionadas ao resfriamento destas, a temperaturas inferiores a 250-300°C. Reativações rúpteis tardias (com direções em torno de N-S e N50W) são indicadas por estruturas lineares bem caracterizadas em fotografias aéreas e imagens de radar, por fraturamentos repetitivos em afloramentos, bem como pela presença, em seções delgadas, de faturamentos transgranulares de minerais. Estas movimentações tardias são também indicadas pelas informações geocronológicas obtidas através do método K-Ar em frações finas, que acusaram idades entre 230 e 206 Ma (Triássico médio a superior e Jurássico inferior). Tais dados obtidos em frações finas minerais, forma interpretados como relativos a condições metamórficas de baixo grau ou muito baixo grau (transição rúptil-dúctil). / This work describes the geometric and kinematic characteristics of the Major Gercino Shear Zone (MGSZ) in the Canelinha - Garcia área. This shear zone is one of the major lineaments that affect all southern brazilian precambrian terrains. In Santa Catarina State it separates, along is whole extension, the supracrustal rocks of the Brusque belt (northern part) from the Granitoid belt (southern). This zone is characterized by a regional NE trend and a dextral sense of movement where ductile-brittle structures predominate. The MGSZ is composed of two mylonitic belts separated by granitoid rocks probably associated to the development of the shear zone. Both shear zones show cataclastic to ultramylonitc rocks, but mylonites and protomylonites predominate. Most of mylonitic rocks were produced under green schist metamorphic conditions at high strain rate. The calc-alkaline granitoids present in the area can be grouped in two granitoid associations with meta to peraluminous affinities. The Rolador Granitoid Association (RGA) is characterized by greyish porphyritic biotite-monzogranites and the Fernandes Granitoid Association (FGA) by coarse-grained to porphyritic pinkish amphibole-syenogranites. The U-Pb and Rb-Sr ages range from 670 to 590 Ma with the \'Sr POT. 87\' / \'Sr POT.86\' initial ratios suggesting a crustal contribuition in the generation of these rocks. Despite the sinistral displacement often observed, most of the mesoscopic structures and kinematic indicators show predominance of dextral movement with an important oblique component. The results of the c-axes analyses in quartz-rich rocks are in good agreement with this interpretation also indicating a coaxial deformation produced by pure shear strain as can be seen in the symmetric pattern of the preferred orientations of the c axes in many of the diagrams obtained in the MGSZ. The importance of the pure shear component is also emphasized by the results of the Fry method. Many z axes of the strain ellipses are at high angle to the shear foliation. Symmetric porphyroclasts also corroborate this hypothesis. The micaceous minerals formed during the shear development indicate K-Ar ages around 555 \'+ OU -\' 15 Ma. Brittle reactivations of the shear zone have been placed by K-Ar in fine-fraction materials at Triassic time (215 \'+ OU -\'15Ma).

Os fonólitos porfiríticos de Fernando de Noronha apresentam conteúdo variável de feno e microfenocristais ( \'+ OU -\' 12 a \'+ OU -\' 40%) de feldspato alcalino (\'Or IND. 65-50 Ab IND.35-50 An IND.<3\'), nefelina, noseana, clinopiroxênio zonado (salita titanífera, salita até salita sódica ou ferrossalita sódica) e anfibólito com inclusões de apatita (pargasita com \'Fe POT.2+\', kaersutita a ferro-kaersutita), além de escassos microfenocristais de magnetitas titaníferas e titanita, em meio a matriz traquítica composta por feldspato alcalino, nefelina, prismas curtos, dispersos, de ferrosalita sódica a egirina-augita e magnetita titanífera. Nos fonólitos porfiríticos da \"pedreira\" de granulação mais grossas e mais rico em minerais máficos, foram encontrados xenocristais de diopsídio e de olivina; esta última apresentando borda de reação e coroa em contato com a matriz. Os fonólitos afíricos por apresentarem diferencás mineralógicas e texturais entre si, foram divididos em dois grupos: Grupo I de composição semelhante a matriz dos fonólitos porfiríticos e Grupo II com sodalita e agrupamentos de prismas longos de egirina a egirina com titânio formando textura em feltro. Os dados químicos das rochas (elementos maiores, menores e traços) ilustram o caráter mais evoluído dos fonólitos afíricos do grupo II que aparecem empobrecidos em elementos compatíveis (\'Al IND.2 O IND.3\', FeO, CaO, Sr, Ba, P, Ti) e enriquecidos em elementos incompatíveis, sugerindo fracionamento de feldspato, apetite, titanita e magnetita titanífera a partir de uma composição semelhante à dos fonólitos porfiríticos. Dados de elementos terras raras mostram também que os fonólitos afíricos do Grupo II são fortemente empobrecidos em terras raras médias confirmando o fracionamento de minerais acessórios como apatita e titanita. As composições mineralógicas e químicas dos fonólitos porfiríticos variam de um domo para o outro sugerindo a existência de reservatórios magmáticos distintos. A ocorrência dos dois tipos de fonólitos afíricos (grupos I e II) num mesmo domo poderiam representar pulsos de líquidos fonolíticos distintos menos e mais diferenciados. As razões de \'ANTPOT 87 Sr\'/ \'ANTPOT 86 Sr\' e \'ANTPOT 143 Nd\'/\'ANTPOT 144 Nd\' ilustram a semelhança isotópica das rochas de Fernando de Noronha com as das ilhas do Hawaí e São Miguel (Açores) e confirmam a natureza mantélica compatível com ambientes de ilhas intraplaca ou de montanhas de fundo de mar de pequeno volume. / The Fernando de Noronha porphyritic phonolites with variable pheno- and microphenocrysts amounts (\'+ OU -\' 12 to 4O%) contain alkali feldspar (\'Or IND. 65-50 Ab IND.35-50 An IND.<3\'), nepheline, nosean, zoned clinopyroxene (varytng from titanian salite, salite to sodium salite or sodium ferrosalite), amphibole with apatite inclusions (ferropargasite, kaersutite, ferrokaersutite) scarce microphenocrysts of titanian magnetite and titanite in a trachytic matrix composed of alkali feldspar, nepheline, short scattered pyroxene prisms (sodium ferrosalite to aegirine-augite) and titanian magnetite. Diopside and olivine xenocrysts were found in the coarse grained \"pedreira\" porphyritic phonolites. An olivine relict present a mineralogically and chemically zoned magmatic corona. The aphyric phonolites were separated in two groups based on mineralogical and textural features: Group l, similar in composition to the porphyritic phonolites matrix and Group ll with sodalite and felted aggregates of long pyroxene prisms (aegirine to titanian aegirine). Chemical data (major, minor and trace elements) reveal the evolved character of the aphyric Group ll phonolites. These rocks are depleted in (\'Al IND.2 O IND.3\', FeO, CaO, Sr, Ba, P, Ti) and enriched in incompatible elements suggesting fractionation of feldspar, apatite, titanite and tinanian magnetite from a starting composition similar to the ones shown by the porphyritic phonolites. Group ll aphyric phonolites are sirongly depleted in medium rare earths thus corroborating the fractionation of accessory phases (apatite, titanite). The chemical and mineralogical composition of the porphyritic phonolites varies from dome to dome indicating the possible existence of different magmatic reservoirs. The aphyric phonolites (Groups land ll) coexist in the same dome thus representing separate magmatic pulses of more or less differentiated phonolitic liquids. lsotopic\'ANTPOT 87 Sr\'/ \'ANTPOT 86 Sr\' and Nd/Nd ratios of Fernando de Noronha rocks are closely related to those of the Hawaiian and São Miguel (Azores) lslands. The data confirm the mantelic nature of the vulcanism compatible with oceanic island environments.

O Complexo Ponta do Morro, constitui uma associação de rochas de caráter dominantemente alcalino, configurando elevações, em forma de meia lua, ressaltadas na Planície do Pantanal Mato-grossense. Ocupa uma área de aproximadamente 7 Km\'QUADRADO\', situada a aproximadamente 150 Km de Cuiabá, no Distrito de Mimoso, Município de Santo Antônio do Leverger, Estado de Mato Grosso. Insere-se em um contexto geológico regional que tem como representante do Pré-Cambriano Superior o Grupo Cuiabá, e do Paleozóico Inferior o Granito São Vicente e as Vulcânicas de Mimoso; sobre essas rochas, depositaram-se em discordância litológica, os sedimentos devono-silurianos da Formação Furnas e os Depósitos Cenozóicos. Litotipos de composição granítica, e sienítica levemente supersaturada, se dispõem neste complexo, em afloramentos não contínuos, apresentando, em suas bordas ocidental e oriental, respectivamente, enclaves microgranulares e diques ácidos. Classificam-se, de acordo com o diagrama QAP, como álcali-feldspato granito, quartzo álcali-feldspato sienito, álcali-feldspato sienito, quartzo sienito e sienito; correspondentes aos granitos peralcalinos e às séries alcalina sódica e alumino-potássica, apresentando características de ambientes intra-placas, da classificação proposta por Bowden et al. (1984). Contexto geotectônico este, também confirmado, através do comportamento de elementos maiores e traços. Os estudos petrográficos e geoquímicos evidenciaram que o Complexo Ponta do Morro é constituído por uma típica associação de granitóides alcalinos, anorogênicos, do tipo A, exibindo uma intensa variação textural e mineralógica, e caráter bimodal. Os sienitos mais primitivos (microssienito, melasienito, sienito médio, sienito fluidal) correspondem às composições metaluminosas e os mais evoluídos (fayalita sienito, sienito grosso, arfvedsonita sienito, riebeckita sienito) às peralcalinas; enquanto que, os granitos, litotipos) mais abundantes, variam desde peraluminosos (biotita-granito) a peralcalinos (egirina-riebeckita granito), passando por termos metaluminosos (ferro-barroisita granito). Os feldspatos estão presentes em todas as variedades litológicas estudadas, constituindo a fase mineral mais importante do ponto de vista quantitativo, estando representados apenas por feldspatos alcalinos, naquelas mais evoluídas, e também por plagioclásios cálcicos, nas mais primitivos. O feldspato alcalino, geralmente mesopertítico, apresenta preferencialmente um caráter hipersolvus. A presença de feldspato sódico, dissociado do potássico, é mais restrita, caracterizando os litotipos subsolvus, coincidentes geralmente, com termos menos evoluídos da série. Intercrescimentos micrográficos são muito comuns, principalmente nos granitos. Os anfibólios representam a fase máfica mais abundante das rochas do Complexo Alcalino Ponta do Morro. No enclave microgranular máfico, eles são cálcicos (tschermakita e hornblenda) e sódico-cálcico (barroisita); nos sienitos primitivos e enclave microgranular félsico eles variam, preferencialmente, de actinolita e tschermakita a ferro-hornblenda; enquanto que, nos sienitos mais como arfvedsonita e riebeckita. Nos granitos, eles variam de ferro-barroisita evoluem para termos alcalinos, tais como arfvedsonita e riebeckita. Nos granitos, eles variam de ferro-hornblenda a riebeckita, passando por ferro-barroisita. Podem ser separados em dois grupos: um constituído por termos ricos em (Ca+\'Al POT. IV\') e pobres em (Si+Na+K), cristalizados num estágio magmático precoce; e um segundo caracterizado por anfibólios pobres em (Ca+\'Al POT. IV\') e ricos em Si+Na+K), tais como arfvedsonita e riebeckita, desenvolvidos em um estágio magmático tardio. Estudos experimentais, a 1 Kb de pressão, indicam para a solução sólida arfvedsonita-riebeckita, cristalização sob baixas fugacidades de oxigênio, e temperaturas de 695\'GRAU\'C, no tampão IW (ferro-wustita) (Ernst, 1962 in: O\'Halloram, 1985). Os clinopiroxênios são encontrados na maioria dos litotipos estudados, exibindo uma extensa variação composicional, indo de termos essencialmente cálcicos até sódicos, passando por termos cálcico-sódicos. Nas rochas mais primitivas, eles possuem composição mais cálcica, correspondentes às salitas, ferrosalitas e augitas; sendo considerados como os piroxênios mais precoces, cristalizados contemporaneamente ou depois da fayalita, antes dos plagioclásios e das mesopertitas, sob condições de baixa atividade de sílica. Os piroxênios cálcico-sódicos se crisatalizaram depois dos cálcicos, contemporaneamente aos antibólios sódico-cálcicos; enquanto que, o piroxênio sódico (egirina) é tardio, caracteriza os litotipos mais diferenciados, e se cristaliza junto com quartzo e anfibólios sódicos, evidenciando a composição alcalina do líquido residual. A paragênese encontrada, bem como o conteúdo de \'P IND. 2\'O IND. 5\', sugerem que as rochas do Complexo Alcalino Ponta do Morro iniciaram sua cristalização por volta de 900-800\'GRAU\'C, sob baixa atividade de Si\'O IND. 2\', com f\'O IND. 2\' entre os tampões QFM e MW, isto é, sob condições redutoras, como também evidenciado pelo baixo valor de mg# dos minerais ferromagnesianos primários. A cristalização de arfvedsonita-riebeckita, egirina e astrofilita pode ter ocorrido a 695\'GRAU\'C; enquanto que, a associação mineralógica tardia (ferro-actinolita, biotita, magnetita) deve ter sido desenvolvida abaixo de 550\'GRAU\'C, sob condições de também baixa f\'O IND. 2\'. O mais provável esquema de cristalização dessas rochas, envolve a formação precoce de piroxênios e anfibólios cálcicos + aenigmatita + fayalita + plagioclásio, seguida pela cristalização de piroxênios e anfibólios cálcico-sódicos e uma posterior solidificação de feldspatos alcalinos + quartzo + anfibólios e piroxênios sódicos + astrofilita (possivelmente) + biotita. Com uma assembléia de cristalização tardia constituída principalmente por ferro-astinolita, óxidos, quartzo e sericita. Dois tipos de enclaves microgranulares foram distinguidos nas rochas estudadas. O mais abundante, apresenta características de enclave microgranular félsico, possuindo as mesmas feições texturais e mineralógicas da fácies marginal hospedeira (microssienito, sienito médio e sienito fino), cuja presença foi interpretada como porções de margens resfriadas, remobilizadas pelo líquido, durante a sua colocação. O segundo, caracterizado como enclave microgranular máfico, ocorre apenas no microgranito, sendo constituído essencialmente por anfibólios e plagioclásio cálcicos; representando segregações de minerais magmáticos precoces. As determinações radiométricas pelo método Rb/Sr, forneceram idade de 100,1\'+OU-\'1,1 Ma e razão inicial de 0,70520\'+OU-\'0,0010 para a colocação deste complexo. Os baixos valores desta razão inicial, muito próximos daqueles da linha de evolução do manto, sugerem que as rochas do Complexo Alcalino Ponta do Morro foram originadas de magmas de derivação mantélica. Provavelmente gerados na litosfera subcontinental, a exemplo do sucedido com outros complexos alcalinos brasileiros (Morro Redondo, Juquiá, Piratini e Tunas). As características químicas, mineralógicas e isotópicas das rochas estudadas indicam uma gênese relacionada com a cristalização fracionada de um magma de derivação mantélica, de composição metaluminosa (semelhante àquela do mela-sienito, microssienito eenclaves microgranulares), envolvendo piroxênios e anfibólios cálcicos e plagioclásio. Cujo fracionamento seria responsável pela condução de magmas metaluminosos, de composição dos sienitos primitivos, à magmas peralcalinos, de composição dos sienitos e granitos mais evoluídos. Infere-se ainda, que a cristalização precoce dos clinopiroxênios cálcicos enriqueceu o líquido em ferro, dos anfibólio cálcicos proporcionou uma maior saturação em sílica; enquanto que, o fracionamento dos plagioclásios cálcicos, foi o principal responsável pelo caráter peralcalino do líquido residual. A remarcável semelhança mineralógica dos litotipos, sugere que os sienitos e granitos são consangüíneos; no entanto, o comportamento geoquímico diferenciado dos biotita-granitos evidencia que, apenas para eles, ocorreu uma provável atuação de contaminação crustal, responsável pelo maior enriquecimento em Si\'O. IND. 2\', pela diminuição relativa de Zr, MnO, \'Na IND. 2\'O e \'K IND. 2\'O, e pelo caráter peraluminoso desses granitos. Outros processos além de fracionamento e contaminação crustal, tais como modificações subsolidus estão envolvidos na cristalização das rochas do Complexo Alcalino Ponta do Morro. Isto é, durante a sua colocação, fluidos juvenis derivados da cristalização do magma, e fluidos crustais reciclados devem ter reagido com a rocha sólida, formando os produtos de alteração hidrotermal. / The Ponta do Morro Complex consists of na alcaline-dominated association outcropping as half-moon like elevations in marked contrast with the lowlands of the Matogrossense Pantanal basin realm. It covers an area up to 7 km² located 150 km from Cuiabá in the Mimoso District of Santo Antônio do Leverger Town, Mato Grosso State. The regional geological framework consists of the Neoproterozoic Cuiabá Group, the Early Paleozoic São Vicente Granite and Mimoso Volcanics which are overlain by the Devonian-Silurian Furnas Formation and Cenozoic sedimentary deposits. Granites and slightly oversatured syenites with microgranular enclaves and cut by acidic dykes occurs as dismembered outcrops, respectively in the estern and western borders of the Complex. QAP classification encompass alkali-feldspar granites, quartz-alkali-feldspar syenites, alkali-feldspar syenites, quartz syenites and syenites wich correspond to the peralkaline granites and the alkaline-sodic to alkaline-potassic series. Following the proposal of Bowden et al. (1984), the Complex is considered to have developed in an intra-plate tectonic environment which is also confirmed through the geochemical behavior of major and trace elements. Petrographic and geochemical studies showed the Complex to consist of a bi-modal, alkaline, anorogenic, A-type granitic association with strong textural and mineralogical variations. The more primitive syenites (microsyenite, mela-syenite and fluidal syenites) correspond to the meta-aluminous compositions and the more evolved ones (fayalite ayenite, coarsed-grained syenites, arfvedsonite syenites, riebeckite syenites) to the peralkaline compositions whereas the granites, by far the most abundant rock type, vary form peraluminous (biotite granite) to peralkaline (aegerine-riebeckite granite) with minor metaluminous Fe-barrosite granite. Feldspar are the most important mineralogical phase being represented by alkaline-feldspar in the more evolved types and also by calcium-plagioclase in the more primitive ones. Alkaline mesoperthitic feldspar is typically hipersolvus while sodic-feldspar alone is more restricted characterizing the subsolvus types. Micrographic overgrowths are common specially in granite compositions. Amphibole is the most abundant mafic phase in the Ponta do Morro Alkaline Complex. Its composition varies from calcic (tschermakite and hornblende) to sodic-calcic (barroisite) in the mafic microgranular enclaves; from actinolite to to tschermakite to Fe-hornblende in primate syenites and felsic microgranular enclaves and from Fe-winchite and Fe-barroisite to arfvedsonite and riebeckite in the more evolved syenites. In the granites, the amphibole varies from Fe-hornblende to Fe-barroisite to riebeckite which can be separated into two groups. The first one is (Ca+\'Al POT.IV\'rich, (si+Na+K)-poor crystallized in an early magmatic episode while the second one consists of (Ca+\'Al POT.IV\')-poor, (Si+Na+K)-rich amphiboles such as arfvedsonite-riebeckite developed in a late magmatic stage. Experimental studies indicated low fO2 and temperatures at about 695°C for the crystallization of the arfvedsonite-riebeckite solid-solution. Clinopyroxenes are widespread in most studied rocks presenting large compositional variations from calcic to calcic-sodic. In the more primitive rocks, clinopyroxene is calcic corresponding to salite, Fe-salite and augite and is considered the earlier pyroxene which crystallized together with or son after fayalite and before the crystallization of plagioclase and meso-perthites, under low Si activity conditions. The calcic-sodic pyroxene crystallized after the calcic one along with the calcic-sodic amphibole while the sodic pyroxene (aegerine) crystallized together with quartz and sodic amphibole in the more evolved types from an alkaline residual liquid. The mineralogical assemblages along with the \'P IND.2\' \'O IND.5\' contents suggest that the Ponta do Morro Alkaline Complex started crystallizing at temperatures about 900-800°C under low Si activity and \'fO IND.2\' between QFM and MW buffers, i.e., under reducing conditions as evidenced by the low mg# values for Fe-Mg primary phases. Crystallixation of arfvedsonite-riebeckite, aegerine and astrophyllite may have occurred at temperatures around 695°C, whereas the late mineralogical assemblage (Fe-actinolite, biotite, magnetite) may have developed below 550º under low \'fO IND.2\' conditions as well. The more likely crystallization path may have been as follows: early crystallization of calcic pyroxene and amphibole plus aenigmatite, fayalite and plagioclase which was succeeded by the crystallization of calcic-sodic pyroxenes and amphiboles and ending with the crystallization of alkaline-feldspar plus quartz, sodic pyroxene and amphibole, astrophyllite (probably) and biotite. Two kinds of microgranular enclaves were distinguished in this study. The most common is of felsic composition with similar textural and mineralogical characteristics to that of its marginal facies host (microsyenite, medium and fine-grained syenites) which was interpreted as fragments of cooled margins engulfed during liquid ascent. The second one, the mafic enclaves, is restricted to the microgranite facies and consists of amphiboles and plagioclases. These enclaves are interpreted to have developed from the segregation of the earlier mineral phases. Radiometric determinations by Rb/Sr systematics yielded an age of 100,1\'+OU -\' 1,1 Ma, with an initial ration of 0,70520\'+OU -\'0,0010; for the magmatic event. The low initial ratio found is close to those of the mantle evolution line suggesting the Ponta do Morro Alkaline Complex to have been generated from subcontinental mantle derived magmas as happened with other Brazilian alkaline complexes (Morro Redondo, Juquiá, Piratini and Tunas). Chemical, mineralogical and isotopic characteristics of the Ponta do Morro Alkaline Complex suggest its origin from the fractional crystallization of a meta-aluminous subcontinental mantle derived magma involving amphibole, plagioclase and pyroxene. This process would be responsible for the observed trend, i.e., from meta-aluminous (primitive syenites) to peralkaline liquids (more evolved syenites and granites). It is also suggested that early crystallization of calcic clinopyroxene is responsible for iron enrichment, whilst amphibole fractionation is for raising silica saturation and calcic plagioclase for the peralkaline character of the residual liquid. The remarkable similarity among the rock types of Ponta do Morro Alkaline Complex suggests syenites and granites being co-sanguineous, however the differentiated geochemical behavior of biotite granites suggests crustal contamination to account for Si enrichment, relative depletion in Zr, MnO, \'Na IND.2\'O and \'K IND.2\'O and its peraluminous character. A process other than fractional crystallization and crustal contamination are also involved in the formation of the Ponta do Morro Alkaline Complex. It is suggested that during the emplacement, magmatic juvenile fluids and recycled crustal fluids interacted with solid rocks giving rise to hydrothermally altered products.

The Sorocaba Granitic Massif (SG) outcrops at 80 Km west from São Paulo City, South East São Paulo State covering nearly 180 Km2, near the eastern limits of the Paraná Basin in the Peripheral Depression geomorphological domain. It is hosted by low-grade metamorphic rocks from the São Roque Group. It is a calc-alkaline, high K granite. It can be classified in biotite Granites, hornblende-bearing biotite granites, hornblende-bearing biotite granodiorites and hybrid granites. The biotite granites represent the most spatially extended unit, covering the western part of the massif. They are rocks with medium to coarse grain size, that vary from porphyritic to porphyroid, with Color Indexes in between 8-25% with biotite as its main mafic mineral. These rocks display frequent enclaves, mostly xenoliths from the host rocks. They have zircon, apatite, monazite, ilmenite, tourmaline, garnet, cordierite and rutile. They are characterized by a wide variation in the \'SiO IND.2\' content (between ca 60-74%) in the Alumina Saturation Index (ASI, 0.98-1.05). The second group of rocks, the hornblende-bearing biotite granites outcrop to the center-east and eastern part of the massif. They are compositionally more homogeneous, with some textural variation, in its grain size and megacryst proportion. Rocks from this group can be classified as syeno and monzogranites; they are coarse-grain sized rocks, porphyroids with Color Indexes ranging in 13-25. It also displays biotite (annita) as main mafic, with calcic amphibole (ferro-tshermakite and ferrohornblende). Its acsesory mineralogy comprehends zircon, apatite, allanite, titanite, ilmenite, rutile and rarely magnetite. These rocks are metaluminous to lightly pereluminous, chemically homogeneous, with \'SiO IND.2\' varying between 66-67%, ASI between 0.98-1.00. The third group of rocks is the granodiorites, which outcrop towards the eastern part of the granitic unit. Rocks from this group are porphyritic, with fine matrix displaying K-feldspar, plagioclase and quartz megacrysts, all with Color Indexes over 15. They have between 5-20% of biotite and between 2 and 10% of hornblende, with zircon, apatite, titanite, magnetite, rutile, pyrite and seldom allanite. These rocks are metaluminous, with \'SiO IND.2\' varies in a wide range (ca 59-68%) and ASI varying in between 0.72-0.84. The last group, hybrid granites typical from some intrusive contact zones, display biotite annite with a marked siderophyllitic component as a main mafic mineral, also with zircon, apatite, tourmaline, monazite, cordierite, garnet and muscovite and color index between 4 and 6. They are strongly peraluminous rocks, with \'SiO IND.2\' content from 55-68%, ASI between 1.25-1.97. U-Pb dating (SHRIMP) in zircon revealed emplacement ages ca. 586 ± 10 Ma for the biotite granites; ca. 592 ± 8 Ma for the hornblende bearing biotite granites, ca. ca. 608 ± 9 Ma for the granodiorites and ca. 603 ± 7 Ma for the hybrid granites. These ages suggest that the rocks of SG formed during late to post orogenic stages at the end of the Brasiliano/Pan-African Cycle. Although some values are superimposed within the error, these ages can suggest an incremental formation for the massif. The presence of vary inherited zircon grains (e.g. \'ANTPOT.206 U\'/\'ANTPOT.238 Pb\' ages of ca. 1.9 Ga; ca. 629 Ma) suggest diverse crustal contributions for the magmas. Intensive parameters estimation suggest that magma crystallization in the massif must have occurred at lithostatic pressures around 3 Kbar under relatively oxidizing conditions for the granodiorites (\'? IND.QFM\'\'QUASE IGUAL\' +2) and more reductive for the granites (\'? IND.QFM\'\'QUASE IGUAL A\' +1) at temperatures varying between 700-800oC. Textural, chemical and isotopes information of the studied rocks reflect significant contributions from assimilation/mixing processes. The isotopic determinations in whole rock and in minerals show that the studied rocks evolved isotopic signatures: the biotite granites display \'ANTPOT.86 Sr\'/\'ANTPOT.87 Sr IND.i\' between 0.714350 and 0.707590, \'épsilon\'Nd INS.i\'=-12 and -16, \'épsilon\'Hf IND.iZr\'=-3 and -11; hornblende-bearing biotite granites display \'ANTPOT.86 Sr\'/\'ANTPOT.87 Sr IND.i\' =0.714284, \'épsilon\'Nd IND.i\'=-15 \'épsilon\'Hf IND.izr\'=-4 to -13; hornblende-bearing granodiorites display \'ANTPOT.86 Sr\'/\'ANTPOT.87Sr IND.i\' between 0.708594 and 0.709123. \'épsilon\'Nd IND.i\'= -10 and -12, \'épsilon\'Hf IND.iZr\'=-1 to -10; and hybrid granites display 86Sr/87Sri between 0.710657 and 0.736992, \'épsilon\'Nd IND.i\'=-10 and 11, \'ésilon\'Hf IND.iZr\'=-7 and -12. These isotopic signatures indicate typically crustal signatures. TDM ages from Sm-Nd and Lu-Hf systems vary from 1.4 to 3.4 Ga, suggesting that the sources have gone through variable time periods, relatively long, of crustal residence. Pb isotopic signatures in k-feldspar are consistent with the other systematic and suggest mixing process with upper crust and lower crust contributions, and for the granodiorites they suggest a possible role of the mantle. Oxygen isotopes with very high \'delta\' POT.18 O\' values suggest that source materials are predominantly crustal or alternatively interaction with high temperature orthomagmatic fluids. / O Maciço Granítico Sorocaba (SG), aflora aproximadamente a 80 km a oeste da cidade de São Paulo, no Sudeste do estado de São Paulo, por uma área aproximada de 180 km2, junto aos limites orientais da Bacia do Paraná, no domínio geomorfológico da Depressão Periférica, encaixado em rochas de baixo grau metamórfico do Grupo São Roque. O maciço é constituído por rochas de afinidades cálcio-alcalinas de alto K de afinidades ferroanas, as quais podem ser reunidas em quatro grupos maiores: biotita granitos, biotita granitos com hornblenda, biotita granodioritos com hornblenda e biotita granitos híbridos. Os biotita granitos representam a fácies de maior abrangência espacial, dominando a parte ocidental do maciço. São sieno- a monzogranitos com granulação média a grossa, textura variável de porfirítica a porfiróide, com índices de cor entre 8 e 25, com biotita annítica como máfico principal e apatita, zircão, ilmenita e rutilo como principais acessórios. Estas rochas contêm frequentemente enclaves, principalmente xenólitos de rochas metapelíticas encaixantes. Caracterizam-se por uma ampla variação no conteúdo de \'SiO IND.2\' (entre ca. 60 e 74 % em peso) e no ASI (índice de saturação de Alumina, entre 0.98 e 1.05. O segundo grupo, os biotita granitos com hornblenda, afloram na porção centro-oriental e oriental do maciço. Composicionalmente mais homogêneos, as principais variações observadas são texturais, de granulação e de proporção de megacristais. Correspondem a sieno- e monzogranitos de granulação grossa, porfiróides, com índices de cor entre 13 e 25. A biotita annítica também é o máfico principal, sempre acompanhada por quantidades menores de anfibólio cálcico (ferro-tshermakita e ferro-hornblenda) os acessórios incluem zircão, apatita, allanita, titanita, ilmenita, rutilo e menos frequentemente magnetita. São rochas metaluminosas a moderadamente peraluminosas, quimicamente homogêneas, que apresentam teores de \'SiO IND.2\' variando entre ca. 66 e 67 % em peso, e ASI entre 0.98-1.00. O terceiro grupo, dos granodioritos, aflora na porção oriental do maciço. As rochas deste grupo são porfiríticas, de matriz fina que apresentam megacristais feldspato potássico, plagioclásio e raramente quartzo; o índice de cor é sempre superior a 15. Contêm entre 5 e 20 % de biotita e hornblenda entre 2 e 10%, acompanhadas por zircão, apatita, titanita, ilmenita, magnetita, além de alguma pirita e allanita ocasional. São rochas metaluminosas, com \'SiO IND.2\' variando em um intervalo amplo (ca. 59 - 68 % em peso), com valores ASI entre 0,72 e 0,84. As rochas graníticas híbridas são típicas de algumas zonas de contato intrusivo. Apresentam biotita annítica, com marcado componente siderofilítico, como máfico principal, acompanhada por zircão, apatita, turmalina, monazita, cordierita, granada e muscovita e índices de cor da entre 4 e 26. São rochas fortemente peraluminosas, com quantidades de \'SiO IND.2\' entre ca. 55 e 68 % em peso e ASI entre 1,25 e 1,97. Datações U-Pb (SRHIMP) in situ em zircão revelaram idades de cristalização de ca. 586 ± 10 Ma para os biotita granitos, ca. 592 ± 8 Ma para os biotita granitos com hornblenda, ca. 608 ± 9 Ma para os granodioritos e ca. 603 ± 7 Ma para os granitos híbridos. As idades obtidas indicam que as rochas do maciço se colocaram durante os estágios tardi- a pós-colisionais no final do Ciclo Brasiliano/Pan-Africano. Embora alguns valores se superponham dentro da margem de erro, podem sugerir uma formação incremental para o maciço. A presença de heranças variáveis (e.g. idades \'ANTPOT.206 U\'/\'ANTPOT.238 Pb\' de ca. 1.9 Ga; ca. 629 Ma) sugere também contribuições crustais diversas para os magmas. Estimativas de parâmetros intensivos sugerem que a cristalização dos magmas do maciço deve ter ocorrido sob pressões litostáticas ao redor de 3.0 kbar, sob temperaturas entre ca. 700° e 800° C e condições relativamente oxidantes os granodioritos (\'? IND.QFM\'\'QUASE IGUAL A\' +2 ) e mais redutoras para as rochas graníticas (\'? IND.QFM\'\'QUASE IGUAL A\' +1). Informações estruturais e texturais aliadas à geoquímica elemental e isotópica sugerem que as rochas estudadas contêm contribuições significativas devidas à processos de assimilação e/ou mistura de componentes. Determinações isotópicas em rocha total e minerais indicam que as rochas estudadas são isotopicamente bem evoluídas: os biotita granitos apresentam \'ANTPOT.86 Sr\'/\'ANTPOT.87 \'Sr IND.i\' entre 0.714350 e 0.707590, \'épsilon\'Nd IND.i\'=-12 e -16, \'épsilon\'\'Hf\'IND.iZ\'r= -3 a -11; os biotita granitos com hornblenda apresentam \'ANTPOT.86 Sr\'/\'ANTPOT.87 Sr IND.i\' =0.714284, \'épsilon\'Nd INd.i\'=-15 \'épsilon\'Hf IND.izr\'=-4 a -13 os granodioritos apresentam \'ANTPOT.86 Sr\'/\'ANTPOT.87 Sr IND.i\' entre 0.708594 e 0.709123. \'épsilon\'Nd IND.i\'= -10 e -12, \'épsilon\'Hf IND.iZr= -1 a -10; e os biotita granitos híbridos apresentam 86Sr/87Sri entre 0.710657 e 0.736992 , \'épsilon\'Nd IND.i\'=-10 e -11, \'épsilon\'Hf IND.iZr=-7 a -12. Estas assinaturas isotópicas indicam contribuições marcadamente crustais. As idades modelo TDM obtidas a partir das sistemáticas Sm-Nd e Lu-Hf variam entre 1,4 e 3,4 Ga, sugerindo que as rochas fontes passaram por períodos variáveis, relativamente longos, de residência crustal. A assinatura isotópica de Pb em feldspatos potássicos é consistente com das demais sistemáticas e sugere processos de mistura, com contribuições da crostas continentais inferior e superior, no caso das rochas graníticas, e sugere alguma participação do manto no caso das rochas granotioríticas. Dados de isótopos de oxigênio em zircão, com valores de \'delta\'\' POT.18 O\' inusitadamente altos sugerem igualmente materiais fonte predominantemente crustais ou, alternativamente, interação com fluídos ortomagmáticos sob altas temperaturas.

Este trabalho se constitui na caracterização geométrica e cinemática da Zona de Cisalhamento Major Gercino (ZCMG), no trecho Canelinha - Garcia, região centro-leste do estado de Santa Catarina. Este lineamento faz parte do importante sistema de cisalhamento de direção NE-SW que afeta a região sul-brasileira e uruguaia. Ao longo de toda sua extensão, a ZCMG separa duas áreas geologicamente diferentes que correspondem, em Santa Catarina, aos domínios interno (granitóides) e intermediário (supracrustais) do Cinturão Dom Feliciano (CDF). Esta zona de cisalhamento possui estruturação geral NE, com características dúcteis-rúpteis e movimentação predominantemente dextral. A geração das rochas miloníticas deu-se, principalmente, no grau metamórfico xisto-verde. Na região estudada, a ZCMG caracteriza-se por uma faixa milonítica principal a noroeste (faixa milonítica norte), com cataclasitos até ultramilonitos, predominando rochas com texturas protomiloníticas e miloníticas, e uma faixa milonítica sudeste (faixa milonítica sul), onde predominam rochas miloníticas. Entre essas faixas ocorre um conjunto de granitóides associado ao desenvolvimento da ZCMG. A faixa milonítica norte limita os metassedimentos do Grupo Brusque a noroeste dos granitóides centrais e a faixa milonítica sul faz o contato entre esses mesmos granitóides e os granitoides do Complexo-Granito-Migmatítico (Domínio Interno do CDF). O magmatismo cálcio-alcalino ocorrente na área está representado pelos granitóides da Associação Granitóide Rolador (AGR) e da Associação Granitóide Fernandes (AGF) compreendendo rochas metaluminosas e peraluminosas. A AGR apresenta, predominantemente, biotita-monzogranitos cinzentos, porfiríticos a porfiróides, e na AGF predomina uma série petrográfica de anfibóliosienogranitos róseos, porfiróides. Este magmatismo granítico teve grande expressão no Neoproterozóico, entre 670 e 590 Ma (conforme datações isocrônicas Rb/Sr RT e U/Pb em zircões), denotando adicionalmente, através das razões iniciais (\'Sr POT.87\' / \'Sr POT.86\')i, importante contribuição de material crustal na sua formação. O padrão de resfriamento mostra-se um pouco mais jovem, entre 580 e 560 Ma, conforme dados K-Ar em biotitas. A ZCMG teve uma evolução cinemática complexa, caracterizada pelas estruturas mesoscópicas, análises obtidas pelo método de Fry e pelos eixos-c de quartzo. Tais análises estruturais, mostram uma movimentação predominante dextral, com uma importante componente oblíqua associada. A orientação da faixa milonítica, em relação ao campo de tensores determinados, indica que importante componente da deformação foi por cisalhamento puro, tendo acarretado, em inflexões locais, movimentações sinistrais. Esta componente coaxial é sugerida por petrotramas de concentrações simétricas e elipses de deformação com eixo Z a 90° da foliação milonítica, bem como pela existência de porfiroclastos simétricos em seções delgadas. As rochas miloníticas da ZCMG apresentam orientação cristalográfica desenvolvida sob temperaturas relativamente baixas, indicada pelo metamorfismo na fácies xisto-verde e pelos petrotramas. Apesar da baixa temperatura, esta orientação originou-se em condições de alta taxa de deformação, evidenciada pela presença de minerais deformados e estirados e pela geração de rochas miloníticas e ultramiloníticas, onde comumente ocorre, total paralelização das superfícies S e C. Idades K-Ar obtidas em biotitas e muscovitas destas rochas, concentram-se no intervalo 570 e 540 Ma, representando épocas relacionadas ao resfriamento destas, a temperaturas inferiores a 250-300°C. Reativações rúpteis tardias (com direções em torno de N-S e N50W) são indicadas por estruturas lineares bem caracterizadas em fotografias aéreas e imagens de radar, por fraturamentos repetitivos em afloramentos, bem como pela presença, em seções delgadas, de faturamentos transgranulares de minerais. Estas movimentações tardias são também indicadas pelas informações geocronológicas obtidas através do método K-Ar em frações finas, que acusaram idades entre 230 e 206 Ma (Triássico médio a superior e Jurássico inferior). Tais dados obtidos em frações finas minerais, forma interpretados como relativos a condições metamórficas de baixo grau ou muito baixo grau (transição rúptil-dúctil). / This work describes the geometric and kinematic characteristics of the Major Gercino Shear Zone (MGSZ) in the Canelinha - Garcia área. This shear zone is one of the major lineaments that affect all southern brazilian precambrian terrains. In Santa Catarina State it separates, along is whole extension, the supracrustal rocks of the Brusque belt (northern part) from the Granitoid belt (southern). This zone is characterized by a regional NE trend and a dextral sense of movement where ductile-brittle structures predominate. The MGSZ is composed of two mylonitic belts separated by granitoid rocks probably associated to the development of the shear zone. Both shear zones show cataclastic to ultramylonitc rocks, but mylonites and protomylonites predominate. Most of mylonitic rocks were produced under green schist metamorphic conditions at high strain rate. The calc-alkaline granitoids present in the area can be grouped in two granitoid associations with meta to peraluminous affinities. The Rolador Granitoid Association (RGA) is characterized by greyish porphyritic biotite-monzogranites and the Fernandes Granitoid Association (FGA) by coarse-grained to porphyritic pinkish amphibole-syenogranites. The U-Pb and Rb-Sr ages range from 670 to 590 Ma with the \'Sr POT. 87\' / \'Sr POT.86\' initial ratios suggesting a crustal contribuition in the generation of these rocks. Despite the sinistral displacement often observed, most of the mesoscopic structures and kinematic indicators show predominance of dextral movement with an important oblique component. The results of the c-axes analyses in quartz-rich rocks are in good agreement with this interpretation also indicating a coaxial deformation produced by pure shear strain as can be seen in the symmetric pattern of the preferred orientations of the c axes in many of the diagrams obtained in the MGSZ. The importance of the pure shear component is also emphasized by the results of the Fry method. Many z axes of the strain ellipses are at high angle to the shear foliation. Symmetric porphyroclasts also corroborate this hypothesis. The micaceous minerals formed during the shear development indicate K-Ar ages around 555 \'+ OU -\' 15 Ma. Brittle reactivations of the shear zone have been placed by K-Ar in fine-fraction materials at Triassic time (215 \'+ OU -\'15Ma).

O complexo máfico-ultramáfico do Vermelho, localizado na Província Mineral da Serra dos Carajás, foi afetado por importante processo de serpentinização. Compõem-se de dois corpos de configuração litológica semelhante, constituídos por peridotitos e dunitos serpentinizados no centro e piroxenitos e gabros nas bordas. O complexo está encaixado nas rochas do Complexo Xingu. Através do uso de variadas técnicas analíticas como a difratometria de raios X, ATD-ATG e microssonda eletrônica, foram caracterizados os minerais que resultaram da serpentinização, bem como os minerais primários residuais. Os resultados mostraram que as rochas originais eram harzburgitos e olivina-piroxenitos, compostos essencialmente por olivina, ortopiroxênio, cromita e flogopita. A olivina está presente na rocha serpentinizada como relictos de composição forsterítica. Relictos de ortopiroxênio não foram encontrados nas rochas estudadas, mas sua presença é inferida através das bastitas. As Alcromitas originais encontram-se alteradas nas bordas dos cristais para Fecromita e Cr-magnetita. A flogopita encontra-se geralmente vermiculitizada. A serpentina, mineral dominante nas rochas alteradas, ocorre nas texturas mesh e hourglass, pseudomórficas sobre olivina, e como bastita, pseudomórfica sobre ortopiroxênio. Há ainda serpentina de textura ribbon, não pseudomórfica. Entre essas variedades, não foi possível estabelecer uma ordem de formação, de modo que elas são referidas e conjunto como serpentinas de primeira geração. Ocorrem ainda uma segunda e uma terceira geração de serpentina em veios. Do ponto de vista mineralógico, as serpentinas são predominantemente lizarditas, acompanhadas de pequenas quantidades de antigorita e alguma crisotila. Quimicamente, as serpentinas de primeira geração são serpentinas com baixo teor de \'Al IND.2\'\'O IND.3\', razões Mg/Fe+Mg em torno de 0,94, FeO em torno de 4-5%, e com teores de NiO entre 0,1 e 0,4% e de \'Cr IND.2\'\'O IND.3\' entre 0 e 0,06%. As bastitas apresentam teores maiores de Al e Cr. As serpentinas de veios de segunda e terceira geração distinguem-se das demais por apresentar teores de FeO respectivamente menores e maiores. Outro traço químico que distingue os veios de segunda geração é o menor teor em NiO. Em íntima associação com a serpentina, ocorrem a magnetita e a piroaurita, tanto nas serpentinas de primeira geração, como nos veios. Esses dois minerais nunca se encontram associados à bastita, sendo produtos da serpentinização apenas da olivina. A piroaurita é um hidróxi-carbonato de Mg e Fe, com razão Mg/Mg+Fe em torno de 0,75. A clorita ocorre freqüentemente bordejando as cromitas, ou em grupos de cristais dispersos na rocha. Composicionalmente situa-se nos campos do clinocloro, peninita e talco-clorita. Sua gênese está relacionada à alteração da cromita. / The mafic-ultramafic Vermelho complex belongs to the Mineral Province Serra dos Carajás, State of Pará, Brazil. The complex consists of two similar bodies made up of dunites and peridotites surrounded by pyroxenites and gabbros. The ultramafic rocks have been strongly serpentinized. Analytical techniques as X-ray diffraction, differential thermal analysis and microprobe analysis were used in order to characterize the products of serpentinization and the residual original phases as well. The original rocks were harzburgites and olivine-pyroxenites, composed essentially of olivine, orthopyroxene, chromite and phlogopite. Olivine is present in the serpentinized rocks as relicts of forsteritic composition. Orthopyroxene is completely replaced by bastite. The original Al-chromites are surrounded by rims of Fe-chromite and Cr-magnetite. Phlogopite is often transformed into vermiculite. Serpentine is the dominant phase in the altered rocks. Serpentine textures can be divided into four types: mesh and hourglass after olivine, bastite after pyroxene and non-pseudomorfic ribbon. All these types can be found cut by a second and a third generations of serpentine veins. From the mineralogical point of view serpentines are mainly lizardite. Antigorite and chrysotile are rarely found. Chemically, the first generation serpentines present low Al contents, Mg/Fe+Mg around 0.94, FeO around 4-5o/o, NiO between 0.1 andO.4o/o and CrzOg between 0 and 0.60/0, except for bastites which are richer in Al and Cr. Second and third generation veins are characterized by lower and higher Fe contents, respectively. Second generation serpentine veins are slightly depleted in Ni. lntimately intergrown with serpentine after olivine and serpentine veins are magnetite and pyroaurite. Pyroaurite is a Mg-Fe hydroxi-carbonate with Mg/Mg+Fe around 0.75. Chlorite occurs surrounding chromite crystals, or as grains disseminated in the serpentinite. Chemically they can be classified as belonging to the clinochlore, pennine and talc-chlorite varieties. The origin of chlorites is related to the alteration of chromite.

O Complexo Ponta do Morro, constitui uma associação de rochas de caráter dominantemente alcalino, configurando elevações, em forma de meia lua, ressaltadas na Planície do Pantanal Mato-grossense. Ocupa uma área de aproximadamente 7 Km\'QUADRADO\', situada a aproximadamente 150 Km de Cuiabá, no Distrito de Mimoso, Município de Santo Antônio do Leverger, Estado de Mato Grosso. Insere-se em um contexto geológico regional que tem como representante do Pré-Cambriano Superior o Grupo Cuiabá, e do Paleozóico Inferior o Granito São Vicente e as Vulcânicas de Mimoso; sobre essas rochas, depositaram-se em discordância litológica, os sedimentos devono-silurianos da Formação Furnas e os Depósitos Cenozóicos. Litotipos de composição granítica, e sienítica levemente supersaturada, se dispõem neste complexo, em afloramentos não contínuos, apresentando, em suas bordas ocidental e oriental, respectivamente, enclaves microgranulares e diques ácidos. Classificam-se, de acordo com o diagrama QAP, como álcali-feldspato granito, quartzo álcali-feldspato sienito, álcali-feldspato sienito, quartzo sienito e sienito; correspondentes aos granitos peralcalinos e às séries alcalina sódica e alumino-potássica, apresentando características de ambientes intra-placas, da classificação proposta por Bowden et al. (1984). Contexto geotectônico este, também confirmado, através do comportamento de elementos maiores e traços. Os estudos petrográficos e geoquímicos evidenciaram que o Complexo Ponta do Morro é constituído por uma típica associação de granitóides alcalinos, anorogênicos, do tipo A, exibindo uma intensa variação textural e mineralógica, e caráter bimodal. Os sienitos mais primitivos (microssienito, melasienito, sienito médio, sienito fluidal) correspondem às composições metaluminosas e os mais evoluídos (fayalita sienito, sienito grosso, arfvedsonita sienito, riebeckita sienito) às peralcalinas; enquanto que, os granitos, litotipos) mais abundantes, variam desde peraluminosos (biotita-granito) a peralcalinos (egirina-riebeckita granito), passando por termos metaluminosos (ferro-barroisita granito). Os feldspatos estão presentes em todas as variedades litológicas estudadas, constituindo a fase mineral mais importante do ponto de vista quantitativo, estando representados apenas por feldspatos alcalinos, naquelas mais evoluídas, e também por plagioclásios cálcicos, nas mais primitivos. O feldspato alcalino, geralmente mesopertítico, apresenta preferencialmente um caráter hipersolvus. A presença de feldspato sódico, dissociado do potássico, é mais restrita, caracterizando os litotipos subsolvus, coincidentes geralmente, com termos menos evoluídos da série. Intercrescimentos micrográficos são muito comuns, principalmente nos granitos. Os anfibólios representam a fase máfica mais abundante das rochas do Complexo Alcalino Ponta do Morro. No enclave microgranular máfico, eles são cálcicos (tschermakita e hornblenda) e sódico-cálcico (barroisita); nos sienitos primitivos e enclave microgranular félsico eles variam, preferencialmente, de actinolita e tschermakita a ferro-hornblenda; enquanto que, nos sienitos mais como arfvedsonita e riebeckita. Nos granitos, eles variam de ferro-barroisita evoluem para termos alcalinos, tais como arfvedsonita e riebeckita. Nos granitos, eles variam de ferro-hornblenda a riebeckita, passando por ferro-barroisita. Podem ser separados em dois grupos: um constituído por termos ricos em (Ca+\'Al POT. IV\') e pobres em (Si+Na+K), cristalizados num estágio magmático precoce; e um segundo caracterizado por anfibólios pobres em (Ca+\'Al POT. IV\') e ricos em Si+Na+K), tais como arfvedsonita e riebeckita, desenvolvidos em um estágio magmático tardio. Estudos experimentais, a 1 Kb de pressão, indicam para a solução sólida arfvedsonita-riebeckita, cristalização sob baixas fugacidades de oxigênio, e temperaturas de 695\'GRAU\'C, no tampão IW (ferro-wustita) (Ernst, 1962 in: O\'Halloram, 1985). Os clinopiroxênios são encontrados na maioria dos litotipos estudados, exibindo uma extensa variação composicional, indo de termos essencialmente cálcicos até sódicos, passando por termos cálcico-sódicos. Nas rochas mais primitivas, eles possuem composição mais cálcica, correspondentes às salitas, ferrosalitas e augitas; sendo considerados como os piroxênios mais precoces, cristalizados contemporaneamente ou depois da fayalita, antes dos plagioclásios e das mesopertitas, sob condições de baixa atividade de sílica. Os piroxênios cálcico-sódicos se crisatalizaram depois dos cálcicos, contemporaneamente aos antibólios sódico-cálcicos; enquanto que, o piroxênio sódico (egirina) é tardio, caracteriza os litotipos mais diferenciados, e se cristaliza junto com quartzo e anfibólios sódicos, evidenciando a composição alcalina do líquido residual. A paragênese encontrada, bem como o conteúdo de \'P IND. 2\'O IND. 5\', sugerem que as rochas do Complexo Alcalino Ponta do Morro iniciaram sua cristalização por volta de 900-800\'GRAU\'C, sob baixa atividade de Si\'O IND. 2\', com f\'O IND. 2\' entre os tampões QFM e MW, isto é, sob condições redutoras, como também evidenciado pelo baixo valor de mg# dos minerais ferromagnesianos primários. A cristalização de arfvedsonita-riebeckita, egirina e astrofilita pode ter ocorrido a 695\'GRAU\'C; enquanto que, a associação mineralógica tardia (ferro-actinolita, biotita, magnetita) deve ter sido desenvolvida abaixo de 550\'GRAU\'C, sob condições de também baixa f\'O IND. 2\'. O mais provável esquema de cristalização dessas rochas, envolve a formação precoce de piroxênios e anfibólios cálcicos + aenigmatita + fayalita + plagioclásio, seguida pela cristalização de piroxênios e anfibólios cálcico-sódicos e uma posterior solidificação de feldspatos alcalinos + quartzo + anfibólios e piroxênios sódicos + astrofilita (possivelmente) + biotita. Com uma assembléia de cristalização tardia constituída principalmente por ferro-astinolita, óxidos, quartzo e sericita. Dois tipos de enclaves microgranulares foram distinguidos nas rochas estudadas. O mais abundante, apresenta características de enclave microgranular félsico, possuindo as mesmas feições texturais e mineralógicas da fácies marginal hospedeira (microssienito, sienito médio e sienito fino), cuja presença foi interpretada como porções de margens resfriadas, remobilizadas pelo líquido, durante a sua colocação. O segundo, caracterizado como enclave microgranular máfico, ocorre apenas no microgranito, sendo constituído essencialmente por anfibólios e plagioclásio cálcicos; representando segregações de minerais magmáticos precoces. As determinações radiométricas pelo método Rb/Sr, forneceram idade de 100,1\'+OU-\'1,1 Ma e razão inicial de 0,70520\'+OU-\'0,0010 para a colocação deste complexo. Os baixos valores desta razão inicial, muito próximos daqueles da linha de evolução do manto, sugerem que as rochas do Complexo Alcalino Ponta do Morro foram originadas de magmas de derivação mantélica. Provavelmente gerados na litosfera subcontinental, a exemplo do sucedido com outros complexos alcalinos brasileiros (Morro Redondo, Juquiá, Piratini e Tunas). As características químicas, mineralógicas e isotópicas das rochas estudadas indicam uma gênese relacionada com a cristalização fracionada de um magma de derivação mantélica, de composição metaluminosa (semelhante àquela do mela-sienito, microssienito eenclaves microgranulares), envolvendo piroxênios e anfibólios cálcicos e plagioclásio. Cujo fracionamento seria responsável pela condução de magmas metaluminosos, de composição dos sienitos primitivos, à magmas peralcalinos, de composição dos sienitos e granitos mais evoluídos. Infere-se ainda, que a cristalização precoce dos clinopiroxênios cálcicos enriqueceu o líquido em ferro, dos anfibólio cálcicos proporcionou uma maior saturação em sílica; enquanto que, o fracionamento dos plagioclásios cálcicos, foi o principal responsável pelo caráter peralcalino do líquido residual. A remarcável semelhança mineralógica dos litotipos, sugere que os sienitos e granitos são consangüíneos; no entanto, o comportamento geoquímico diferenciado dos biotita-granitos evidencia que, apenas para eles, ocorreu uma provável atuação de contaminação crustal, responsável pelo maior enriquecimento em Si\'O. IND. 2\', pela diminuição relativa de Zr, MnO, \'Na IND. 2\'O e \'K IND. 2\'O, e pelo caráter peraluminoso desses granitos. Outros processos além de fracionamento e contaminação crustal, tais como modificações subsolidus estão envolvidos na cristalização das rochas do Complexo Alcalino Ponta do Morro. Isto é, durante a sua colocação, fluidos juvenis derivados da cristalização do magma, e fluidos crustais reciclados devem ter reagido com a rocha sólida, formando os produtos de alteração hidrotermal. / The Ponta do Morro Complex consists of na alcaline-dominated association outcropping as half-moon like elevations in marked contrast with the lowlands of the Matogrossense Pantanal basin realm. It covers an area up to 7 km² located 150 km from Cuiabá in the Mimoso District of Santo Antônio do Leverger Town, Mato Grosso State. The regional geological framework consists of the Neoproterozoic Cuiabá Group, the Early Paleozoic São Vicente Granite and Mimoso Volcanics which are overlain by the Devonian-Silurian Furnas Formation and Cenozoic sedimentary deposits. Granites and slightly oversatured syenites with microgranular enclaves and cut by acidic dykes occurs as dismembered outcrops, respectively in the estern and western borders of the Complex. QAP classification encompass alkali-feldspar granites, quartz-alkali-feldspar syenites, alkali-feldspar syenites, quartz syenites and syenites wich correspond to the peralkaline granites and the alkaline-sodic to alkaline-potassic series. Following the proposal of Bowden et al. (1984), the Complex is considered to have developed in an intra-plate tectonic environment which is also confirmed through the geochemical behavior of major and trace elements. Petrographic and geochemical studies showed the Complex to consist of a bi-modal, alkaline, anorogenic, A-type granitic association with strong textural and mineralogical variations. The more primitive syenites (microsyenite, mela-syenite and fluidal syenites) correspond to the meta-aluminous compositions and the more evolved ones (fayalite ayenite, coarsed-grained syenites, arfvedsonite syenites, riebeckite syenites) to the peralkaline compositions whereas the granites, by far the most abundant rock type, vary form peraluminous (biotite granite) to peralkaline (aegerine-riebeckite granite) with minor metaluminous Fe-barrosite granite. Feldspar are the most important mineralogical phase being represented by alkaline-feldspar in the more evolved types and also by calcium-plagioclase in the more primitive ones. Alkaline mesoperthitic feldspar is typically hipersolvus while sodic-feldspar alone is more restricted characterizing the subsolvus types. Micrographic overgrowths are common specially in granite compositions. Amphibole is the most abundant mafic phase in the Ponta do Morro Alkaline Complex. Its composition varies from calcic (tschermakite and hornblende) to sodic-calcic (barroisite) in the mafic microgranular enclaves; from actinolite to to tschermakite to Fe-hornblende in primate syenites and felsic microgranular enclaves and from Fe-winchite and Fe-barroisite to arfvedsonite and riebeckite in the more evolved syenites. In the granites, the amphibole varies from Fe-hornblende to Fe-barroisite to riebeckite which can be separated into two groups. The first one is (Ca+\'Al POT.IV\'rich, (si+Na+K)-poor crystallized in an early magmatic episode while the second one consists of (Ca+\'Al POT.IV\')-poor, (Si+Na+K)-rich amphiboles such as arfvedsonite-riebeckite developed in a late magmatic stage. Experimental studies indicated low fO2 and temperatures at about 695°C for the crystallization of the arfvedsonite-riebeckite solid-solution. Clinopyroxenes are widespread in most studied rocks presenting large compositional variations from calcic to calcic-sodic. In the more primitive rocks, clinopyroxene is calcic corresponding to salite, Fe-salite and augite and is considered the earlier pyroxene which crystallized together with or son after fayalite and before the crystallization of plagioclase and meso-perthites, under low Si activity conditions. The calcic-sodic pyroxene crystallized after the calcic one along with the calcic-sodic amphibole while the sodic pyroxene (aegerine) crystallized together with quartz and sodic amphibole in the more evolved types from an alkaline residual liquid. The mineralogical assemblages along with the \'P IND.2\' \'O IND.5\' contents suggest that the Ponta do Morro Alkaline Complex started crystallizing at temperatures about 900-800°C under low Si activity and \'fO IND.2\' between QFM and MW buffers, i.e., under reducing conditions as evidenced by the low mg# values for Fe-Mg primary phases. Crystallixation of arfvedsonite-riebeckite, aegerine and astrophyllite may have occurred at temperatures around 695°C, whereas the late mineralogical assemblage (Fe-actinolite, biotite, magnetite) may have developed below 550º under low \'fO IND.2\' conditions as well. The more likely crystallization path may have been as follows: early crystallization of calcic pyroxene and amphibole plus aenigmatite, fayalite and plagioclase which was succeeded by the crystallization of calcic-sodic pyroxenes and amphiboles and ending with the crystallization of alkaline-feldspar plus quartz, sodic pyroxene and amphibole, astrophyllite (probably) and biotite. Two kinds of microgranular enclaves were distinguished in this study. The most common is of felsic composition with similar textural and mineralogical characteristics to that of its marginal facies host (microsyenite, medium and fine-grained syenites) which was interpreted as fragments of cooled margins engulfed during liquid ascent. The second one, the mafic enclaves, is restricted to the microgranite facies and consists of amphiboles and plagioclases. These enclaves are interpreted to have developed from the segregation of the earlier mineral phases. Radiometric determinations by Rb/Sr systematics yielded an age of 100,1\'+OU -\' 1,1 Ma, with an initial ration of 0,70520\'+OU -\'0,0010; for the magmatic event. The low initial ratio found is close to those of the mantle evolution line suggesting the Ponta do Morro Alkaline Complex to have been generated from subcontinental mantle derived magmas as happened with other Brazilian alkaline complexes (Morro Redondo, Juquiá, Piratini and Tunas). Chemical, mineralogical and isotopic characteristics of the Ponta do Morro Alkaline Complex suggest its origin from the fractional crystallization of a meta-aluminous subcontinental mantle derived magma involving amphibole, plagioclase and pyroxene. This process would be responsible for the observed trend, i.e., from meta-aluminous (primitive syenites) to peralkaline liquids (more evolved syenites and granites). It is also suggested that early crystallization of calcic clinopyroxene is responsible for iron enrichment, whilst amphibole fractionation is for raising silica saturation and calcic plagioclase for the peralkaline character of the residual liquid. The remarkable similarity among the rock types of Ponta do Morro Alkaline Complex suggests syenites and granites being co-sanguineous, however the differentiated geochemical behavior of biotite granites suggests crustal contamination to account for Si enrichment, relative depletion in Zr, MnO, \'Na IND.2\'O and \'K IND.2\'O and its peraluminous character. A process other than fractional crystallization and crustal contamination are also involved in the formation of the Ponta do Morro Alkaline Complex. It is suggested that during the emplacement, magmatic juvenile fluids and recycled crustal fluids interacted with solid rocks giving rise to hydrothermally altered products.

Os fonólitos porfiríticos de Fernando de Noronha apresentam conteúdo variável de feno e microfenocristais ( \'+ OU -\' 12 a \'+ OU -\' 40%) de feldspato alcalino (\'Or IND. 65-50 Ab IND.35-50 An IND.<3\'), nefelina, noseana, clinopiroxênio zonado (salita titanífera, salita até salita sódica ou ferrossalita sódica) e anfibólito com inclusões de apatita (pargasita com \'Fe POT.2+\', kaersutita a ferro-kaersutita), além de escassos microfenocristais de magnetitas titaníferas e titanita, em meio a matriz traquítica composta por feldspato alcalino, nefelina, prismas curtos, dispersos, de ferrosalita sódica a egirina-augita e magnetita titanífera. Nos fonólitos porfiríticos da \"pedreira\" de granulação mais grossas e mais rico em minerais máficos, foram encontrados xenocristais de diopsídio e de olivina; esta última apresentando borda de reação e coroa em contato com a matriz. Os fonólitos afíricos por apresentarem diferencás mineralógicas e texturais entre si, foram divididos em dois grupos: Grupo I de composição semelhante a matriz dos fonólitos porfiríticos e Grupo II com sodalita e agrupamentos de prismas longos de egirina a egirina com titânio formando textura em feltro. Os dados químicos das rochas (elementos maiores, menores e traços) ilustram o caráter mais evoluído dos fonólitos afíricos do grupo II que aparecem empobrecidos em elementos compatíveis (\'Al IND.2 O IND.3\', FeO, CaO, Sr, Ba, P, Ti) e enriquecidos em elementos incompatíveis, sugerindo fracionamento de feldspato, apetite, titanita e magnetita titanífera a partir de uma composição semelhante à dos fonólitos porfiríticos. Dados de elementos terras raras mostram também que os fonólitos afíricos do Grupo II são fortemente empobrecidos em terras raras médias confirmando o fracionamento de minerais acessórios como apatita e titanita. As composições mineralógicas e químicas dos fonólitos porfiríticos variam de um domo para o outro sugerindo a existência de reservatórios magmáticos distintos. A ocorrência dos dois tipos de fonólitos afíricos (grupos I e II) num mesmo domo poderiam representar pulsos de líquidos fonolíticos distintos menos e mais diferenciados. As razões de \'ANTPOT 87 Sr\'/ \'ANTPOT 86 Sr\' e \'ANTPOT 143 Nd\'/\'ANTPOT 144 Nd\' ilustram a semelhança isotópica das rochas de Fernando de Noronha com as das ilhas do Hawaí e São Miguel (Açores) e confirmam a natureza mantélica compatível com ambientes de ilhas intraplaca ou de montanhas de fundo de mar de pequeno volume. / The Fernando de Noronha porphyritic phonolites with variable pheno- and microphenocrysts amounts (\'+ OU -\' 12 to 4O%) contain alkali feldspar (\'Or IND. 65-50 Ab IND.35-50 An IND.<3\'), nepheline, nosean, zoned clinopyroxene (varytng from titanian salite, salite to sodium salite or sodium ferrosalite), amphibole with apatite inclusions (ferropargasite, kaersutite, ferrokaersutite) scarce microphenocrysts of titanian magnetite and titanite in a trachytic matrix composed of alkali feldspar, nepheline, short scattered pyroxene prisms (sodium ferrosalite to aegirine-augite) and titanian magnetite. Diopside and olivine xenocrysts were found in the coarse grained \"pedreira\" porphyritic phonolites. An olivine relict present a mineralogically and chemically zoned magmatic corona. The aphyric phonolites were separated in two groups based on mineralogical and textural features: Group l, similar in composition to the porphyritic phonolites matrix and Group ll with sodalite and felted aggregates of long pyroxene prisms (aegirine to titanian aegirine). Chemical data (major, minor and trace elements) reveal the evolved character of the aphyric Group ll phonolites. These rocks are depleted in (\'Al IND.2 O IND.3\', FeO, CaO, Sr, Ba, P, Ti) and enriched in incompatible elements suggesting fractionation of feldspar, apatite, titanite and tinanian magnetite from a starting composition similar to the ones shown by the porphyritic phonolites. Group ll aphyric phonolites are sirongly depleted in medium rare earths thus corroborating the fractionation of accessory phases (apatite, titanite). The chemical and mineralogical composition of the porphyritic phonolites varies from dome to dome indicating the possible existence of different magmatic reservoirs. The aphyric phonolites (Groups land ll) coexist in the same dome thus representing separate magmatic pulses of more or less differentiated phonolitic liquids. lsotopic\'ANTPOT 87 Sr\'/ \'ANTPOT 86 Sr\' and Nd/Nd ratios of Fernando de Noronha rocks are closely related to those of the Hawaiian and São Miguel (Azores) lslands. The data confirm the mantelic nature of the vulcanism compatible with oceanic island environments.