A região de Iraquara situa-se na porção meridional da Bacia de Irerê, onde afloram as rochas carbonáticas neoproterozóicas da Formação Salitre (Grupo Una), formando um planalto bordeado pelas serras e morros desenvolvidas, principalmente, nas sequências mesoproterozóicas do Supergrupo Espinhaço. Neste platô carbonático são conhecidas dezenas de cavernas de grande porte, onde associam-se extensas pilhas de sedimentos clásticos, muitas vezes, preenchendo os condutos até o teto. O enfoque do presente trabalho foi de aplicar a metodologia de análise de fácies a estes sedimentos, nos dois maiores sistemas de cavernas desta região (Lapa Doce e Torrinha), de forma a promover uma caracterização sedimentológica e estratigráfica dos mesmos, disponibilizando sua inserção no quadro de evolução das cavernas e do relevo local. Foram individualizadas treze fácies sedimentares descritivas, baseando-se em critérios texturais e estruturas internas, as quais podem ser agrupadas em brechas, areias e lamas. Sucessões verticais destas fácies permitiram o reconhecimento de três associações de fácies (A, B e C), com a predominância de depósitos por suspensão, tração e por gravidade, respectivamente. Três estágios de sedimentação são propostos: (i) por atuação de rios subterrâneos; (ii) por atuação de cursos efêmeros em enchentes bruscas e (iii) pela injeção gradativa de fluxos de lama em condutos inundados. Os dados cronológicos disponíveis indicam a atuação deste último estágio a até o Pleistoceno terminal. A expressão regional deste registro leva a sugestão de mudanças climáticas envolvidas nas transições entre os estágios de sedimentação. Os dois primeiros estágios de sedimentação requerem um vazio inicial, com exposição sub-aérea, para instalação de rios subterrâneos, sendo característicos da zona vadosa. Uma ampliação paragenética é assumida durante o último estágio, dado as características dos sedimentos e a posição relativa do nível d\'água. A exposição vadosa destes condutos e o seu assoreamento estão temporalmente situados entre o início do entalhamento da Superfície Sul-Americana e a instalação da superfície desenvolvida sobre os carbonatos. A erosão parcial destes sedimentos está vinculada ao rebaixamento do nível de base local, gerado pela conexão do aquífero cárstico à bacia hidrográfica do rio Paraguaçu, através do entalhamento vertical da rochas siliclásticas, na borda leste do sinforme de Iraquara. / Neoproterozoic carbonate rocks of the Salitre Formation (Una Group), form an elevated plain in the Iraquara region, southern portion of the Irece Basin. Several kilometric caves are known in this area, most of which exhibit a sedimentary infilling which usually reaches the top of the conduits. This dissertation applied facies analysis to the sediments, along the tow longest cave systems of this region (Lapa Doce and Torrinha) in order to understand the sedimentology and stratigraphy of the caves, as well to relate sedimentation with cave development and geomorphological evolution. Thirteen facies have been described, based on textural parameters and internal structures. These facies fall into three groups: breccias, sands and muds. Vertical successions of these facies allowed the distinction of three facies associations, relate to suspension, traction, and gravity deposits. Three successive stages of sedimentation are proposed: (i) by subterranean rivers; (ii) by the action of ephemeral streams and (iii) by the gradual injection of mud flows through flooded conduits. Available chronological data indicate that this last stage was active until the end of Late Pleistocene. Climatic changes are invoked as responsible for these different sedimentary environments. The two first stages of sedimentation, of necessity, require the presence of air in the conduits, so that, deposition did not take place within a water-filled cavities. The third stage is compatible with hydraulic a paragenetic conditions leading to the upward expansion of the cave systems. Vadose exposure of these conduits and their silting-up were part of a continuous event, that occurred between the start of erosion of the Sul-Americana Surface and the installation of a younger surface, developed upon the carbonate rocks. Partial erosion of the cave sediments is linked to the lowering of the local base level, associated with the connection of the karstic aquifer to the Rio Paraguaçu basin, with the entrenchment of the underlying terrigenous rocks (Espinhaço Supergroup), that crop out along the eastern border of the Iraquara synform.

Os granitóides de Morungaba (biotita granitos predominantes, dioritos muito subordinados) afloram na região de Morungaba, leste do Estado de São Paulo, por uma área com cerca de 330 km2, ao longo de uma faixa (~ 15 x 35 km2) com orientação NNE. São intrusivos em seqüências orto- e parametamórficas de idades meso- a neoproterozóicas da Nappe de Empurrão Socorro-Guaxupé, ao Sul, e da Faixa Alto Rio Grande, ao Norte. Foram mapeados com critérios faciológicos em escalas 1:50.000 e 1:10.000. Sete unidades estatigráficas constituídas por algumas associações petrográficas principais são reconhecidas e caracterizadas pela suas variabilidades petrográficas e pelos seus mecanismos de colocação. Estas unidades marcam parte importante do magmatismo brasiliano tardi- a posorogênico do Cinturão ltu, no período entre 610 e 590 (\'+OU-\' 20) Ma, cerca de 10-50 Ma após o magmatismo sinorogênico regional. A primeira associação apresenta em geral fácies equigranulares cinzentas (moderadamente) peraluminosas (biotita \'+OU-\' muscovita \'+OU-\' granada \'+OU-\' ilmenita \'+OU-\' magnetita), com %Si\'O IND. 2\' entre 70 e 75, proporções constantes entre os minerais félsicos e baixas suscetibilidades magnéticas (k < 0,2. \'10POT.-3\' emu). As outras duas incluem rochas róseas marginalmente peraluminosas (biotita \'+OU-\' hornblenda \'+OU-\' titanita \'+OU-\' magnetita \'+OU-\' ilmenita \'+OU-\' allanita \'+OU-\' muscovita) com \'k IND. S\' moderadas a baixas [0,0 - 2,0 (.\'10POT.-3\') emu]; em uma delas, a mais félsica (69< %Si\'O IND. 2\' <77), predominam as rochas equigranulares pouco expandidas; na outra aparecem rochas microporfiríticas, porfiríticas e porfiróides, com %Si\'O IND. 2\' entre 64 e 75, moderadamente expandidas, cujos termos mais máficos contêm hornblenda. Na área setentrional, a unidade mais antiga é o Plúton Areia Branca, com forma irregular a alongada; apresenta corpos concordantes de (leuco) monzogranitos peraluminosos, as fácies mais máficas aflorando em zonas marginais. O Complexo Ouro Verde é formado por inúmeros corpos laminares alongados a curvilaminares NW-W/E-NE ou mais irregulares, intercalados concordantemente com as rochas encaixantes; tem forma irregular a alongada NE-NNE; inclui por um lado, monzogranitos peraluminosos e, pelo outro, quartzo monzodioritos, quartzo monzonitos, monzo- e sienogranitos microporfiríticos e porfiríticos marginalmente peraluminosos, os porfiríticos seguramente mais jovens que o Plúton Areia Branca. As duas unidades mostram estruturas pré-cristalização total, às quais podem se sobrepor deformação plástica variável. São sin- a tardicinemáticas e a sua colocação, ora mais permissiva ora mais forçada, foi controlada por movimentos dextrais na Zona de Cisalhamento Monte Sião. Para sudoeste aflora o Plúton Jaguari, a unidade mais nova e a maior desta área, alongado na direção NNE; sua forma é a de um funil assimétrico, com superposição de diques semianelares e corpos irregulares mais jovens. Predominam granodioritos, quartzo monzonitos, monzo- e sienogranitos porfiríticos e porfiróides marginalmente peraluminosos. Os corpos magmáticos são discordantes e invadiram sob influência de movimentos dextrais na Zonas de cisalhamento Monte Sião e Campinas-Pedreira; os mais antigos se colocaram de modo relativamente mais forçado, os mais jovens de modo mais permissivo, associado à stoping e/ou abatimento e a zonas transtensionais. Na área meridional, as associações mais antigas são as das Ocorrências Meridionais, formadas por corpos lenticulares a irregulares de leucomonzogranitos peraluminosos, orientados N-S e NNE, e por variedades híbridas, repartidas irregularmente. Estas rochas são, em parte, teto para os plútons meridionais (Plútons Meridional, Oriental e Itatiba) mais jovens e discordantes. Estes úItimos contêm monzogranitos, com quartzo monzonitos e sienogranitos subordinados, equigranulares a inequigranulares, marginalmente peraluminosos, e são mais jovens que as rochas mais antigas do Plúton Jaguari. O Plúton Meridional, o principal, tem forma quadrangular irregular a lobada para sul e mostra típico zoneamento assimétrico e irregular. O Plúton Oriental, com leve zoneamento irregular parcial é alongado NNE e o Plúton ltatiba, o menor deles, situado a sudeste, apresenta zoneamento concêntrico irregular. Os plútons maiores se colocaram por mecanismos de stoping e subsidência, talvez associados a zonas transtensionais criadas por movimentos sinistrais na Zona de Cisalhamento Campinas-Pedreira. Os quartzo dioritos e quartzo monzodioritos, com granulações e texturas variadas, afloram em pequenos corpos irregulares, diques e enclaves, mais associados aos granitóides mais jovens do Plúton Jaguari, aos leucomonzogranitos das Ocorrências Meridionais e aos granitoides marginais mais antigos do Plúton Meridional. Nos primeiros casos, rochas de natureza híbrida são comuns. Os principais corpos dioríticos invadiram sincronicamente às atividades magmáticas finais e iniciais nas áreas setentrionais e meridionais, respectivamente. Diques contemporâneos ou pouco mais jovens monzograníticos (predominantes) e dioríticos (subordinados) são comuns nas áreas centro-oeste e sudoeste (com enxames orientados N-S/NNE e NW, respectivamente). Representam, em grande parte, o final do magmatismo Morungaba e se colocaram em zonas distensivas que cortam as outras unidades, geradas por movimentação sinistral na Zona de Cisalhamento Campinas-Pedreira. As associações porfiríticas são álcali-cálcicas potássicas, enriquecidas em elementos LIL, com razões LIL/HSF relativamente altas, padrões fracionados de ETR e anomalias negativas pequenas a moderadas de Eu. Os granitóides meridionais marginalmente peraluminosos apresentam afinidades alcalinas, com teores mais baixos em K e algo mais elevados em Na; o fracionamento dos ETR é mais moderado e as anomalias de Eu são mais marcadas. Parte das variedades ocidentais mais félsicas do Plúton Jaguari lhes são similares. Em cada associação, as rochas progressivamente mais máficas são mais ricas em elementos LIL e ETR, com anomalias negativas menos expressivas de Eu. Os monzogranitos peraluminosos apresentam fracionamento moderado de ETR e anomalias negativas acentuadas de Eu. Os quartzo monzodioritos têm similaridades químicas com os granitóides potássicos. A evolução magmática nas principais unidades resulta da combinação de mecanismos de ascenção e colocação de magmas e de cristalização fracionada modal e não modal, destacando-se os mecanismos de mistura e/ou desmistura entre Iíquidos e sólidos, diferenciação por fluxo e cristalização in situ. As variedades híbridas são originadas através da mistura de magmas e/ou de mushes dioríticos e graníticos diferenciados. A cristalização final dos magmas de Morungaba ocorreu sob pressões litostáticas entre 2,0 e 3,0 kbar. As rochas dioríticas e as graníticas marginalmente peraluminosas foram formadas em ambientes oxidantes, com \'delta maiúsculo\'\'IND. NNO(740)\' ~2,0(+1,0 -0,5), com progressivo aumento da ?\'O IND. 2\' e da ? \'IND. H 2O\' com a diminuição de temperatura. Os monzogranitos peraluminosos representam ambientes mais redutores, com \'delta maiúsculo\'\'IND. NNO(670)\' ~0,0 (\'+OU-\' 1,0), a ?\'IND. H2O\' aumentando nas rochas mais félsicas. As temperaturas de saturação para Zr sugerem magmas parentais predominantemente liquidus. Nas rochas graníticas, as relações entre a ?\'IND. H2O\' e a ?\'IND.HF\' se mantiveram no intervalo entre 10 \'POT. 3,2\' e 10\'POT. 4,0\'. As características geoquímicas destas rochas refletem a combinação de fatores herdados das rochas-fonte e adquiridos durante a geração e a cristalização dos respectivos magmas. A gênese dos magmas das rochas potássicas e alcalinas é relacionado a um evento maior de underplating, formado por injeções sucessivas de magmas básico-intermediários oxidados, provenientes de manto litosférico heterogêneo, com diferentes graus de enriquecimento e evolução isotópica. A fusão da parte menos enriquecida deste manto, gerou o magmatismo diorítico de Morungaba com razões (\'ANTPOT.87\'Sr/\'ANTPOT.86\'Sr)\'IND.0\' entre 0,7060 e 0,707 e \'épsilon\'\'IND.Nd(CHUR)\' ~-12,5. As associações petrográficas alcalinas ((\'ANTPOT.87 Sr/\'ANTPOT.86\'Sr)\'IND.0\' entre 0,70-0,707; \'épsilon\'\'IND.Nd(CHUR) entre -13,0 e -10,0) derivam de fontes infracrustais ígneas em fácies granulito, submetidas à fusão por influência destes magmas dioríticos. As rochas potássicas ((\'ANTPOT.87 Sr e \'ANTPOT.86\'Sr) \'IND.0\' entre 0,7070 e 0,7080; \'épsilon\'\'IND. Nd(CHUR)\' entre -14,0 e -13,0) são, provavelmente, originadas da cristalização de magmas básico-intermediários pouco mais antigos e algo mais evoluídos isotopicamente, contaminados por materiais ígneos infracrustais. As associações petrográficas peraluminosas foram derivadas a partir de magmas gerados em ambientes cata- a mesozonais (fácies anfibolito) por fusão parcial de sequências (leuco) meta-tonalíticas a meta-granodioríticas. As idades modelo Sm/Nd sugerem diferentes eventos de reorganização geoquímica na litosfera. Postula-se, em uma primeira etapa, a formação de crosta tonalítica-granodiorítica, a rocha-fonte para as fácies peraluminosas (há cerca de 2,3 Ga). Uma segunda etapa, mais jovem (~2,0 Ga), seria marcada por extenso underplating básico-intermediário, que teria gerado os materiais-fonte para as rochas alcalinas, com paralelo (?) enriquecimento do manto litosférico em elementos LIL. Este manto, heterogeneamente enriquecido, foi a fonte predominante para as rochas dioríticas e teve participação significativa na gênese dos granitóides potássicos. O magmatismo álcali-cálcico e a sua passagem para o magmatismo alcalino marcariam, respectivamente, uma transição relativamente rápida entre os períodos sin- a tardiorogênico e tardi- a posorogênico na região leste do Estado de São Paulo. Estes fenômenos são interpretados como respostas à evolução do manto litosférico e conseqüente estiramento litosférico regional, provocando a fusão de materiais-fontes progressivamente menos férteis. / The Morungaba granitoids crop out in the Morungaba region, eastern part of the State of São Paulo, southeastern Brazil as an irregular-elongated NNE belt (appr. 15 x 35 km2), covering about 330 km2. The rocks intruded into Meso- to Neoproterozoic ortho- and parametamorphic sequences belonging, in the southern area, to the Socorro-Guaxupé Nappe and, to the north, to the Alto Rio Grande Belt. Detailed mapping was performed using 1:50.000 and 1:10.000 scales. Seven intrusive stratigraphic units were recognized, constituted by some petrographic associations, each with distinct petrographic ranges and intrusion styles. The units are important constituents of the Late- to postorogenic Brasiliano magmatism of the regional granitoid Itu Belt, with intrusion ages around 610 to 590 (\'+OU-\' 20) Ma, postdating by about 10 to 50 Ma the earlier sinorogenic events. The first association presents grey equigranular, moderately peraluminous, granitoids (with biotite (\'+OU-\' muscovite \'+OU-\' garnet \'+OU-\' ilmenite \'+OU-\' magnetite), with a Si\'O IND. 2\' range of 70-75%, little variation in proportions of felsic minerals, and low magnetic susceptibilities (k < 0,2 . \'10PONT.-3\' emu). The other two associations, include mostly pink, metaluminous to peraluminous ( marginally peraluminous) granitoids (with biotite \'+OU-\' hornblende \'+OU-\' sphene \'+OU-\' magnetite \'+OU-\' ilmenite \'+OU-\' allanite \'+OU-\' muscovite), both showing low to moderate k values [0,0 - 2,0 (.\'10PONT.-3\' emu)]; one of them, mostly with equigranular, more felsic varieties (Si\'O IND. 2\' about 69-77%), shows litle modal variation, while the other is mainly constituted by more varied, microporphyritic to porphyroid granitoids (Si\'O IND. 2\' between 64-75%) with hornblende present in the more mafic members. In the northern area, the oldest unit is the Areia Branca Pluton, irregular to elongated, made up of concordant intrusions of zoned peraluminous leucomonzogranites (more mafic facies located at the outside). The Ouro Verde Complex, also irregular to elongated to the NE-NNE, presents many elongated granitic laminar bodies (oriented NW-W to E-NE) concordantly interleaved with country rocks; the granites of the complex are, on the one hand, peraluminous monzogranites and on the other hand an assorted set of marginally peraluminous granitoids (quartz monzodiorites and monzonites; monzo- and syenogranites); the last set is younger than the rocks of the Areia Branca pluton. Both the cited units present pre-crystallization structures, sometimes overprinted by later plastic deformation; they intruded in a sin- to latekinematic (\"forceful\" to \"permissive\") regime and their emplacement was apparently controlled by dextral movements of the Monte Sião shear-zone. To the SW of these units, the Jaguari Pluton is found, the youngest and largest intrusion in this area, elongated to the NNE. The pluton shows the form of an asymmetric funnel, cut by ring dikes and irregular bodies. Its main granitoids are marginally peraluminous porphyritic to porphyroid granodiorites, quartz monzonites and monzo- and syenogranites. The individual bodies are discordant and were emplaced on account of dextral displacement of the Monte Sião and Campinas-Pedreira shear zones, the earliest ones under the influence of more forceful regime, the youngest ones more permissively with several evidences of marginal stoping and local or regional block foundering. In the southern region, the oldest association are that present in the Southern Occurrences, made up of lenticular to irregular bodies, oriented N-S to NNE, of peraluminous leucomonzogranites and hybrid rocks, the last ones with more irregular distribution. These rocks are in part roof rocks for the younger and discordant southern intrusions (Meridional, Oriental and Itatiba Plutons). These plutons are constituted by predominant monzogranites, with subordinate quartz monzonites and syenogranites, marginally peraluminous, equigranular to inequigranular rocks, and younger than the older rocks of the Jaguari Pluton. The main occurrence is the Meridional Pluton, with a squarish to irregular outline and southern lobate projections; it shows irregular to asymmetric zonation. The slightly zoned Oriental Pluton is somewhat elongated to the NNE, while the Itatiba occurrence, also showing a concentric zoning, is the smallest of the three. The largest pluton of this area invaded permissively by means of stoping and subsidence of country rocks, perhaps related to transtencional zones created by sinistral movements of the Campinas-Pedreira shear zone. Quartz diorites and quartz monzodiorites, presenting variyng grain sizes and textures, are observed as enclaves, dikes and smaller irregular occurrences, more so in the younger granitois of the Jaguari Pluton, within the leucomonzogranites of the Southern Occurences more so in the younger granitos of the Jaguri Pluton, within the leucomonzogranites of the southern Occurences (where hybrid rocks are commmon), and in the older border granitoids of the Meridional Pluton. The main diorite occurrences are contemporaneous with the initial southern magmatic intrusions and with the waning stages of the northern magmatism. Contemporaneous or somewhat younger monzogranitic predominant and subordinate dioritic dike swarms are frequently observed in the central-western and SW parts of the district, repectively oriented to the N-S/NNE and to the NW. They represent the last events of the Morungaba magmatism ad were emplaced within extensional fractures created by sinistral movement of the Campinas-Pedreira shear zone. All porphyritic rock associations are alkali-calcic, potassic, with enrichment in LIL elements ad relatively high LIL/HFS elemental ratios, also showing fractionated REE patterns and small to moderate negative Eu anomalies. The marginally peraluminous southern granitoids present alkaline affinities, with lower K and higher Na values; REE fractionation is moderate, with increased negative Eu anomalies. Some of the more felsic facies of the Jaguari Pluton are chemically similar. In each rock association, the more mafic members are more REE enriched, with lesser marked Eu anomalies. The quartz diorites are chemically similar to the potassic granitoids. Magmatic evolution in the principal units results from a combination of several mechanisms, involving ascent and emplacement of magmas together with fractional (modal and non-modal) crystallization. The hybrid facies form by mixing of dioritic and differentiated granitic magmas or mushes. The final crystallization of the Morungaba magmas took place under pressures of 2 to 3 kbar. The diorites and the marginally peraluminous granites crystallized in an oxidizing environment, at \'(delta) IND. NNO(740)\' = 2,0 (+ 1,0, -0,5), with a progressive increase in ?\' IND. O2\', and ?\' IND. H2O\' as temperature decreased. The peraluminous monzogranites were formed under more reducing conditions \'delta IND. NNO(670)\' = 0 (\'+OU-\' 1), the Areia Branca Pluton showing decreasing ?\'O IND. 2\' in the more felsic rocks. The Zr saturation temperatures suggest that the corresponding magmas were probably largely liquid. In the granites, the ?\' IND. H2O\'/ ? \'IND. HF\' ratios remained between \'10 POT. 3,2\' and \'10 POT. 4,0\'. The main geochemical features of these rocks are a conbination of original source characteristics and those acquired during the melting episode and subsequent evolution. The generation of the more potassic and alkaline magmas is attributed to a major underplating event caused by successive intrusions of oxidized basic-intermediate magma, realeased from a heterogeneous Iithospheric mantle showing different degrees of enrichment and of isotopic evolution. The less enriched portion of this mantle (\'ANTPOT. 87 Sr/\'ANTPOT. 86 Sr\' between 0,7060 and 0,7070; \'épsilon IND. Nd(CHUR)\' ~-12,5) was the source for the dioritic magmatism. The alkaline associations were derived from lower crustal granulitic layers of igneous orign ((\'ANTPOT. 87 Sr\'/\'ANTPOT. 86 Sr\'\')IND. 0\' between 0,7070; \'épsilon IND. Nd(CHUR)\' between -13 and -10), during a melting episode triggered by the basic-intermediate magmas. The potassic rocks ((\'ANTPOT. 87Sr\'/\'ANTPOT. 86Sr\'\')IND. 0\' between 0,7070 and 0,7080; \'épsilon IND. Nd(CHUR)\' between ~-14 and -13) and were probably formed by crystallization of somewhat and isotopically evolved basic-intermediate magamas, contamined by crustal material. The peraluminous associations were generated by melting of amphibolite-facies cata-to mesozonal crustal igneous rocks, representing the metamorphic equivalents of tonalites and granodiorites. The Sm/Nd model ages indicate at least two events of lithospheric geochemical reorganization. At about 2,3 Ga, a tonalitic-granodioritic crust was formed, later on converted into the source rocks for the peraluminous Morungaba granites. A second stage occurred at about 2,0 Ga, with extensive underplating by basic-intermediate materials and simultaneous enrichment of the lithospheric mantle in LIL elements, wich was the main source rocks for the alkaline and (in part) the potassic Morungaba sequences. The alkali-calcic Morungaba magmatism marks the transition between the sin-to lateorogenic stages, and the alkaline granite intrusions determine the postorogenic Brasiliano phase in the eastern State of São Paulo. These geologic phenomena are interpreted as a response to the evolution of the lithospheric mantle, coupled with a regional lithospheric stretching and melting of progressively less fertile source rocks.

A região costeira entre as cidades de São Sebastião e Ubatuba e os costões das ilhas de São Sebastião, Anchieta e Mar virado (Estado de São Paulo) são cortados por numerosos pequenos enxames e diques isolados de direção N55E. Os litotipos principais variam de básicos a intermediários. Entretanto, também ocorre uma variedade de lamprófiros alcalinos lado a lado com o grupo principal. As espessuras dos diques básicos a intermediários é muito variável, desde alguns centímetros a vários metros, enquanto os lamprófiros são menos espessos (algumas dezenas de centímetros). Plagioclásio (labradorita/andesina), piroxênio (augita e rara pigeonita) e minerais opacos constituem os diques básicos a intermediários. Biotita com F e Cl é mineral acessório e edenita-hornblenda pode substituir o piroxênio. As bordas de alguns diques apresentam texturas de resfriamento rápido. Os centros dos diques mais espessos são faneríticos, apresentando cristais de plagioclásio rodeados por intercrescimentos granofíricos de quartzo e feldspato alcalino, dando à composição total da rocha um caráter mais intermediário. As temperaturas mínimas de cristalização dos pares augita-pigeonita são de 1000°- 1100°C. Ilmenita somente aparece nestas rochas; as temperaturas de exsolução desse mineral em espinélios de Fe e Ti são de 740°C ± 30°C e log10fO2 de 16 ± 2. Os lamprófiros, por sua vez, apresentam abundantes megacristais de olivina pseudomorfizada e clinopiroxênio. A matriz é formada por augita titanífera rica em Ca, plagioclásios cálcicos, minerais óxidos e vidro. Kaersutita, flogopita/bioita, analcima e melilita distinguem um tipo de lamprófiro de outro (camptonitos, monchiquitos, lamprófiros picríticos, biotita lamprófiros e um alnöito). calcita é comum e forma, com analcima, estruturas globulares (ocelli), indicativas de altas pressões de H2O, que também favorecem a cristalização de kaersutita. Al tem um papel importante na química mineral do alnöito, pois compensa sua deficiência em sílica. Por exemplo, os cromoespinélios zonados possuem bordas com composições de titanomagnetitas ricas em Al. Flogopitas e cromoespinélios zonados do alnöito e dos biotita lamprófiros mostram comportamentos químicos semelhantes dos núcleos para as bordas, sugerindo que estas variações composicionais ocorreram simultaneamente em ambos os minerais. As composições dos núcleos frescos das olivinas são \'FoIND.84\'\'Fa IND.16\'. A geotermometria aplicada às inclusões de cromoespinélios em megacristais de olivina indicam temperaturas da ordem de 1000° 1200°C. Os Mg# dos diques básicos a intermediários são baixos (\'<OU=\' 39), contrapondo-se aos dos lamprófìros (Mg# = 51-73, ca. 80 para os lamprófiros picríticos). Os primeiros são classificados como basaltos, traquibasaltos, traquiandesitos basálticos e traquiandesitos. As quantidades de \'Al IND.2\'\'O IND.3\', \'Na IND.2 O\' e \'K IND.2 O\' aumentam, enquanto as de \'TiO IND.2\', \'FeO IND.t\', MgO e CaO diminuem dos tipos básicos aos intermediários. Os lamprófiros são classificados como foiditos, com \'SiO IND.2\' < 47%, \'Al IND.2\'\'O IND.3\' variando entre 5% a 14%, MgO > 7% e com quantidades elevadas de H2O e CO2. Além disso, os lamprófiros picríticos classificados como picrobasaltos apresentam os mais baixos conteúdos de \'TiO IND.2\', \'Al IND.2\'\'O IND.3\', \'FeO IND.t\', \'Na IND.2 O\' e \'K IND.2\' O. A classificação química também distingue um grupo de tefritos composicionalmente intermediários entre os lamprófiros e as rochas básicas a intermediárias. Os diques básicos a intermediários apresentam \'(La/Yb) IND.N\' = l6 e anomalias negativas de Nb, Ta e Sr. O alnöito apresenta \'(La/Yb) IND.N\' = 42 e está enriquecido em P, Ba, Sr, Th, U, Nb, Ta e elementos terras raras leves comparativamente aos outros litotipos. Também difere dos demais lamprófiros por apresentar anomalia negativa de Ti. Os lamprófiros picríticos mostram os perfis menos inclinados nos diagramas multielementares e são os menos enriquecidos em elementos incompatíveis. Análises pelo método dos mínimos quadrados e cálculos de cristalização fracionada mostram que os lamprófiros picríticos são fases cumuláticas na evolução dos lamprófiros. Por outro lado, não foi possível derivar as rochas intermediárias das basálticas, sugerindo contaminação crustal, respaldada pelo hiato composicional de \'SiO IND.2\' de 8-9%. Os diques básicos a intermediários apresentam \'épsilon\' IND.Nd\'\'POT.(i)\' \'quase igual\' -5 e \'ANTPOT.87 Sr\'/\'ANTPOT.86\'Sr inicial de 0,706 a 0,707, caindo num campo intermediário entre os basaltos de baixo e alto Ti da Bacia do Paraná. Por outro lado, os lamprófiros apresentam \'épsilon\' IND.Nd\'\'POT.(i)\' entre +1 e +2 e \'ANTPOT.87 Sr\'/\'ANTPOT.86 Sr\' inicial de cerca de 0,705, que indicam uma fonte mantélica mais profunda com maiores proporções de fusão derivadas da astenosfera. O alnöito está fortemente enriquecido em Pb radiogênico (\'ANTPOT.206 Pb\'/\'ANTPOT.204 Pb\' = 1994). Todas as amostras plotam acima da Linha de Referência do Hemisfério Norte (NHRL) nos diagramas Pb/Pb. Os dados de isótopos de Pb para as rochas básicas a intermediárias (incluindo alguns diorito pórfiros e diabásios da região de Bairro Alto), biotita lamprófiros e um traquito da llha de São Sebastião evidenciam a anomalia DUPAL, o que não é o caso do alnöito e dos camptonitos/monchiquitos. Os dados geoquímicos corroboram, portanto, para contribuições de diferentes componentes mantélicos na geração dos diques básicos a intermediários e lamprofíricos. Enquanto os primeiros parecem estar relacionados com o magmatismo da Bacia do Paraná, os últimos podem estar associados a um evento magmático alcalino de idade intermediária entre a da intrusão dos diques básicos a intermediários (130 Ma) e aquela do complexo sienítico da llha de São Sebastião (80 Ma), como indicado pelas isócronas \'ANTPOT.87 Sr\'/\'ANTPOT.86 Sr\'. / The coastline between São Sebastião and Ubatuba cities and the shores of São Sebastião, Anchieta and Mar Virado islands (São Paulo State, Brazil) are crosscut by several small swarms and isolated dykes trending N55E. The main rock types range from basic to intermediate, but also a conspicuous variety of alkaline lamprophyres occur side by side with the main group. The thicknesses of the basic to intermediate dykes vary widely, from a few centimetres to several metres, while the lamprophyres are a few tens of centimetres thick. Plagioclase (labradorite/andesine), pyroxene (augite and rare pigeonite) and iron ores are the rock-forming minerals of the basic to intermediate dykes. Cl- and F-bearing biotite is an accessory mineral and edenite-hornblende may substitute for pyroxene. Quenching lextures are found in the rims of some the dykes. The cores of the thicker dykes are usually coarser grained and granophyric intergrowths of quartz and alkali feldspar usually surround plagioclase crystals, Ieading to more intermediate whole-rock compositions. The minimum augite-pigeonite crystallization temperatures are 1000º-1100°C. Ilmenites only appear in these rocks and temperatures of exsolution in Ti-Fe spinel are 740ºC ± 30ºC and log10 fO2 of I6 ± 2. In turn, the lamprophyres present abundant megacrysts of pseudomorphosed olivine and linopyroxene. The groundmass is composed by titaniferous Ca-rich augite, calcic plagioclases, oxide minerals and evitrified glass. Kaersutite, phlogopite/biotite, analcime and melilite distinguish one type of lamprophyre from another (camptonites, monchiquites, picritic lamprophyres, biotite lamprophyres and an alnöite). Calcite is fairly common and forms, with analcime, globular structures (ocelli), indicative of high H2O pressures, which also favours kaersutite crystalIization. Al plays an important role in the mineral chemistry of the alnöite, to compensate for its deficiency in silica. For example, zoned Cr-spinels have rims of At-rich titanomagnetite compositions. Zoned phlogopites and Cr-spinels from the alnoite and biotite lamprophyres show similar chemical behaviour from cores to rims, suggesting that these compositional variations occurred simultaneously in both minerals. Compositions of fresh cores of olivines are Fo84Fa16. Geothermometry applied to the Cr-spinels inclusions in olivine megacrysts indicates temperatures of the order of 1000º-1200°C. The basic to intermediate dykes have low Mg# ( \'<OU=\' 39) as opposed to the lamprophyres (Mg# = 5l-73; ca. 80 for picritic lamprophyres). The former are classified as basalts, trachybasalts, basaltic trachyandesites and trachyandesites. \'Al IND.2\'\'O IND.3\', \'Na IND.2 O\' and \'K IND.2 O\' contents increase while \'TiO IND.2\', \'FeO IND.t\', MgO and CaO decrease from basic to intermediate types. The lamprophyres are classified as foidites, with \'SiO IND.2\' < 47%, \'AI IND.2\'\'O IND.3\' varying from 5% to I4%, MgO > 7% and with H2O and CO2 contents. Futhermore, the picritic lamprophyres classified as picrobasalts have the lowest \'TiO IND.2\', \'Al IND.2\'\'O IND.3\', \'FeO IND.t\', \'Na IND.2 O\' and \'K IND.2 O\' contents. The chemical distinguishes a tephrite group, compositionally intermediate between lamprophyres and basic to intermediate rock types. The basic to intermediate dykes have \'(La/Yb) IND.N\' = 16 and negative Nb,Ta and Sr anomalies. The alnoite has \'(La/Yb) IND.N\' = 42 and is enriched in P, Ba, Sr, Th, U, Nb, Ta and LREE comparatively to the other rock types. It also differs from the other lamprophyres by a negative Ti anomaly. The picritic lamprophyres show the flattest profiles in the multielement diagrams and are the least enriched in incompatible elements. Least-square analyses and crystal fractionalion calculations show that the picritic lamprophyres are cumulate phases in the evolution of the lamprophyres. On the other hand, it was not possible to derive intermediate rocks from basaltic ones, suggesting crustal contamination supported by a silica gap of 8-9%. The basic to intermediate dykes have \'épsilon\' IND.Nd\'\'POT. (i)\' of \'quase igual\' -5 and initial \'ANTPOT.87 Sr\'/\'ANTPOT.86 Sr\' of 0.706 to 0.707, falling in a range between the low- and high-Ti Paraná basalts. In contrast, the lamprophyres show \'épsilon\' IND.Nd\'\'POT.(i)\' between +1 and +2 and inicial \'ANTPOT.87 Sr\'/\'ANTPOT.86 Sr\' around 0.705, which indicate a deeper mantle source with greater proportions of asthenospheric-derivedmelts. The alnoite is highly enriched in radiogenic Pb (\'ANTPOT.206 Pb\'/\'ANTPOT.204 Pb\' = 19.94). All samples lie well above the Northern Hemisphere Reference Line (NHRL) on Pb/Ph plots. Isotope Pb data for basic to intermediate rocks (including some diorite porphyries and diabases from the inland Bairro Alto region), biotite lamprophyres and a trachyte from São Sebastião Island put the DUPAL anomaly in evidence for these rocks; it is not the case with the alnoite and the camptonites/monchiquites. The geochemical data support a distinct input of mantle components in the generation of the basic to intermediate and lamprophyric dykes. Whereas the former seem to be related to the Paraná Basin magmatism, the latter may be associated with an alkaline magmatic event intermediate in age between the intrusion of the basic to intermediate dykes (130 Ma) and that of the syenite complex of São Sebastião Island (80 Ma), as indicated by \'ANTPOT.87 Sr\'/\'ANTPOT.86 Sr\' isochrons.

A petrologia da Suite Metaultramáfica da Seqüência Vulcano-Sedimentar Morro do Ferro foi investigada em uma área de aproximadamente 550 km2, abrangendo a região de sul a oeste da cidade de Alpinópolis, sudoeste do Estado de Minas Gerais. Os terrenos compreendidos pela Tese pertencem ao Domínio Norte do Complexo Campos Gerais (CCG), que corresponde a uma associação arqueana tipo granito-greenstone belt, incorporada ao extenso sistema de zonas de cisalhamento direcionais/transcorrentes anastomosadas, de evolução contínua/recorrente, conhecido como Zona (Cinturão) de Cisalhamento Campo do Meio, que delinea os contornos do antigo Cráton do Paramirim nestes domínios meridionais do Cráton do São Francisco. Na parte setentrional da área delimitada para estudo, o substrato arqueano, intensamente modificado em episódios tectono-metamórficos sucessivos proterozóicos, é recoberto pela seqüência metassedimentar psamo-pelítica alóctone do(s) Grupo(s) Araxá-Canastra, e pelos metassedimentos autóctones carbonático-pelíticos do Grupo Bambuí, estes também sotopostos à superfície de cisalhamento de baixo ângulo que separa o pacote metassedimentar alóctone do embasamento ortognáissico - migmatítico - granítico com corpos metaultramáficos inclusos. Na área estudada o Domínio Norte do CCG é compartimentado em três Faixas: Faixa Serra do Dondó, a norte, Faixa Córrego das Almas, central, e Faixa Mumbuca, meridional, definidas pelas suas associações litológicas características, e pelas extensas descontinuidades estruturais, de traçado bem marcado na topografia, que as delimitam. Rochas metaultramáficas concentram-se em duas áreas de ocorrência: na Faixa Serra do Dondó, em três corpos maiores, dentre os quais se destaca o corpo principal situado ao longo do vale do Ribeirão da Conquista, a sul de Alpinópolis, além de uma série de corpos menores circunvizinhos, inclusos nos terrenos ortognáissicos - migmatíticos, tonalíticos/granodioríticos cisalhados/remobilizados; e na Faixa Mumbuca, onde a ocorrência principal corresponde a um corpo estreito, alongado, situado no vale do córrego homônimo; e vários corpos lenticulares menores que ocorrem dispersos ao seu redor. O padrão estrutural da área é marcado por zonas de cisalhamento de alto/médio ângulo anastomosadas, de direção geral predominante WNW/ESE, que envolvem núcleos poupados ou menos afetados pelo cisalhamento heterogêneo recorrente. A Suite Metaultramáfica corresponde a um conjunto de rochas de filiação komatiítica, intensamente reorganizado por processos tectono-metamórficos. Texturas spinifex pseudomórficas podem ser ainda reconhecidas em núcleos lenticulares menos deformados da Faixa Serra do Dondó, onde a deformação foi menos pervasiva. Os tipos litológicos menores que acompanham as rochas metaultramáficas são formações ferríferas, metapelitos variados, e anfibolitos, componentes de uma associação vulcano-sedimentar tipo greenstone belt. Dentre as rochas metaultramáficas, predominam os tipos portadores de Ca-anfibólio, que variam de Mg-clorita - tremolita xistos/fels a olivina e/ou ortopiroxênio - hornblenda xistos/fels porfiroblásticos com espinélio e/ou clorita. Tipos ultramáficos menores, serpentinitos e talco xistos/esteatitos, são interpretados como derivados dos tipos portadores de Ca-anfibólio através de modificações metassomáticas ocorridas ao longo das zonas de cisalhamento. As texturas e paragêneses descritas nas amostras metaultramáficas sugerem condições de equilíbrio em mosaico em várias escalas, sobrepondo-se domínios desenvolvidos sob condições progressivamente de grau mais elevado a domínios originados em etapas anteriores, não completamente reequilibrados. Amostras selecionadas foram analisadas para elementos maiores, menores e traço, incluindo Elementos Terras Raras (ETR). Os resultados das análises indicam uma forte mobilidade química para a Suite por inteiro, porém, com base nas razões de elementos incompatíveis menos móveis, Ti, Zr e Sc, foi possível reconhecer um conjunto de amostras com características composicionais primárias, ígneas, menos modificadas, que indicam protólitos komatiíticos de tipo ADK - komatiitos empobrecidos em alumínio, com sugestão de contaminação por crosta continental, reforçada pela existência de cristais de zircão inclusos em amostras com textura spinifex. Os dados geoquímicos sugerem ainda evolução composicional da suite vulcânica, komatiítica, através do fracionamento principalmente de olivina com Fo >= 93, além da existência de um evento de alteração submarina \"a frio\", pré-metamórfica, que alterou principalmente os padrões de ETR, de maneira característica. A evolução metamórfica da Suite Metaultramáfica é modelada com base em três Estádios Metamórficos: o Precoce, que define a Paragênese fundamental Mg-clorita - tremolita/actinolita, o Progressivo Principal, no qual se desenvolvem os porfiroblastos de ortopiroxênio e olivina, sobre uma matriz definida, predominantemente, pela Mg-hornblenda, e o Tardio de Baixo Grau, que inclui as transformações metassomáticas que conduzem à serpentinização e talcificação generalizadas. As modificações metamórficas do Estádio Progressivo estão vinculadas às variações composicionais verificadas em Mg- cloritas e Ca-anfibólios com o incremento do grau metamórfico. O enriquecimento progressivo em Al das cloritas resulta na blastese de olivina e antofilita nas etapas iniciais do metamorfismo progressivo. A quebra final da clorita, definida pela reação Mg-Clorita <-> Olivina + Ortopitoxênio + Espinélio + H2O, ocorre quando o conteúdo em Al alcança valores de (x)Al ~ 1,2. O enriquecimento concomitante em Al dos Ca-anfibólios, através das substituições combinadas tschermakíticas e edeníticas, modifica as relações de fase definidas pelo processo de quebra final da clorita, conduzindo, nos casos em que as substituições ocorrem em proporções próximas à pargasítica, ao consumo da olivina pela blastese do ortopiroxênio, e ao consumo do espinélio, através da incorporação do componente aluminoso ao anfibólio. / A petrological study of the Metaultramafic Suite belonging to the Morro do Ferro Meta-Volcano-Sedimentary Sequence was undertaken in an area covering approximately 550 km2, from the south to the west of Alpinópolis town, southwestern Minas Gerais State, Brasil. The terrains belong to the Northern Domain of the Campos Gerais Complex (CGC), an archean granite-greenstone belt type association incorporated into the extensive, anastomosing shearzone system, known as the Campo do Meio Shear Zone, which deliniates the contours of the more ancient Paramirim Craton in these meridional domains of the Brasiliano São Francisco Craton. ln the northern part of the area, the archean substrate, intensively modified by succesive tectono-thermal proterozoic episodes, is recovered by the allochtonous psamopelitic metassedimentary sequence of the Araxá-Canastra Group(s), and by the autochtonous carbonatic-pelitic metassediments of the Bambuí Group, which is also overlain by the low-angle shear zone through which the allochtonous sequence was carried from west to east over the orthognaissic - granitic basement that includes the ultramafic bodies. The Northern Domain of the CGC is subdivided into three sub-areas in the investigated area: Serra do Dondó sub-area, to the north, Córrego das Almas sub-area, in the central part, and Mumbuca sub-area, to the south, defined through the characteristic lithological association of each, and by the large structural discontinuities, well marked in the topography, which delimitate them. Ultramafic rocks are concentrated in two main occurences. ln the Serra do Dondó sub-area, as three large bodies, of which the largest one is that cut by the Ribeirão da Conquista, to the south of Alpinópolis, apart from a series of smaller, lenticular bodies intercalated in the surrounding tonalitic to granodioritic, sheared and remobilized orthogneissic - migmatitic terrains. ln the Mumbuca sub-area, the main ultramafic occurrence is represented by a thin, elongate body, located in the Mumbuca Stream valley. Various lenticular, smaller bodies occur in the surroundings. The structural pattern of the area is made up by high to intermediate dip, anastomosing, largely WNW/ESE oriented shear zones, which envelope nucleii preserved from the recurrent heterogeneous shearing, like tonalitic remnants in the Serra do Dondó and Córrego das Almas sub-areas. The Metaultramafic Suite is made up of a set of rocks of komatiitic origin, intensively modified by tectono-metamorphic processes. Pseudomorphic spinifex textures can still be recognised in lenticular nucleii preserved from deformation in the less pervasively sheared Serra do Dondó sub-area. The lesser rock types associated to the metaultramafic rocks are iron formations, metapelites, and amphibolites, identified as belonging to a greenstone belt type volcano-sedimentary association. Among the metaultramafic rocks, Ca-amphibole - bearing types predominate, with variations from Mg-chlorite schists and fels to green spinel and/or chlorite-bearing, porphiroblastic olivine and/or orthopyroxene - hornblende schists and fels. Lesser ultramafic rock types, like serpentinites and talc schists, are considered to be originated from the Ca-amphibole bearing rocks through metassomatic modifications along the shear-zones. The textures and paragenetic associations of the ultramafic samples are indicative of mosaic equilibrium in various scales, with domains developed under progressively higher metamorphic grade overprinting those originated in previous stages, not completely reequilibrated. Selected samples were analysed for major, minor and trace elements, including Rare Earth Elements (REE). The results indicate a strong chemical remobilization for the Suite as a whole, yet with the help of less mobile incompatible element ratios, like Ti, Zr and Sc, it was possible to identify a set of samples with less intensively modified primary, igneous chemical characteristics, which point towards ADK - Aluminium Depleted Komatiitic protolithes, possibly with continental crust contaminations to some degree, as suggested also by zircon crystals found in some spinifex-textured rocks. The chemical data also suggest a compositional evolution for the komatiitic suite mainly throgh the fractionation of an olivine with Fo content >= 93, as well as a pre-metamorphic, \"cold\" submarine weathering event, which altered mainly the REE patterns in a characteristic fashion. The metamorphic evolution of the Metaultramafic Suite is modeled through three Metamorphic Stages: the Precocious, during which the Mg-chlorite - Ca-amphibole fundamental paragenesis were developed, the Main Progressive, when the olivine and/or orthopyroxene porphyroblasts developed over a matrix made up mainly by Mg-hornblende, and the Late Lower Grade, which includes the metassomatic processes responsible for the widespread serpentinization and talcification. The metamorfic changes of the Main Progressive Stage are ascribed to the compositional variations in Mg-chlorites and Ca-amphiboles with increasing metamorhic grade. The progressive Al-enrichment in chlorites leads to the growth of olivine and anthophyllite at the beginning of the progressive metamorphism. The final breakdown of chlorite, through the reaction Mg-Chlorite <-> Olivine + Orthopyroxene + Spinel + H2O, occurs when its Al content reaches the (x)Al ~ 1,2 value. The concurrent Al-enrichment of the Ca-amphiboles, through combined tschermakitic and edenitic substitutions, modifies the phase-relations brought about by chlorite breakdown, leading, when substitutions in the Ca-amphiboles occur in close to pargasitic ratios, to olivine consumption through orthopyroxene growth, and spinel consumption, when its aluminian component is incorporated by the amphiboles.

As rochas metaultramáficas que ocorrem a sul e sudoeste de Alpinópolis, no sudoeste de Minas Gerais, constituem corpos de tamanho variado, embutidos em terrenos ortognáissicos / graníticos. Destes corpos, dois se destacam pelo porte: o maior, de Casca D\'Anta, a sul de Alpinópolis, com cerca de 5 km² de superfície exposta, e o da Fazenda Gordura, a oeste, com aproximadamente 2 km² de área estimada. Corpos menores, de algumas centenas de m² se distribuem como satélites ao redor do corpo maior; algo mais afastado, ocorrem lentes e bandas ultramáficas centi-a decimétricas dispersas, inclusas nos ortognaisses. Nos corpos maiores, as rochas metaultramáficas são acompanhadas, em proporção subordinada, por anfibolitos diversos, granada micaxistos (às vezes com estaurolita), formações ferríferas bandadas (BIF) e metacherts. O conjunto dos terrenos ortognáissicos/ graníticos e dos corpos ultramáficos intercalados é interpretado como um domínio tipo granito-greenstone intensamente modificado no Proterozóico Médio ou Inferior por episódios tectono-termais sucessivos, e representaria o componente mais antigo, do Arqueano ou Proterozóico Inferior, do Complexo Campos Gerais. A norte, este domínio é discordantemente recoberto pela seqüência metassedimentar psamo-pelítica alóctone do Grupo Araxá-Canastra, do Proterozóico Médio, através de uma extensa superfície de cisalhamento de baixo ângulo. Nos terrenos ortognáissicos/graníticos predominam termos tonalíticos/granodioríticos; biotita ortognaisses tonalíticos cinza porfiróides (tipo Serra do Dondó) constituem núcleos melhor preservados em meio à suíte de ortognaisses granodioríticos, laminados/bandados, protomiloníticos a miloníticos e parcialmente remobilizados, dos quais seriam os antecessores. Outros tipos petrográficos presentes nestes terrenos seriam os ortognaisses tonalíticos cinza esverdeados, não porfiróides, homogêneos (tipo Fazenda das Almas), granitóides e gnaisses graníticos vários, migmatitos e corpos de granitóides hololeucocráticos pegmatóides a micro-graníticos de dimensões reduzidas e colocação tardi/pós-tectônica. A estruturação destes terrenos é fortemente linear, marcada por uma intensa foliação de cisalhamento de alto ângulo, de direção WNW/ESE; a feição mega-estrutural mais conspícua, representada por um forte alinhamento de relevo de traçado sinuoso, definido pelas encostas sul, mais íngremes, das Serras do Quilombo e do Dondó, seria uma falha transcorrente sinistral que parasita as direções estruturais mais antigas, estabelecidas no decorrer do cisalhamento dúctil do alto ângulo. Nos corpos ultramáficos predominam amplamente variedades de clorita-tremolita xistos e fels, com a assembléia mineralógica fundamental constituída de anfibólio tremolítico e clorita magnesiana, tipo pennina/clinocloro, em proporções variáveis, além de ilmenita e magnetita por acessórios onipresentes, e anfibólio antofilítico, olivina (frequentemente sepentinizada), ortopiroxênio (às vezes talcificado) e espinélio por acessórios ocasionais mais característicos. Os outros litotipos ultramáficos, presentes em proporção mais modesta, são clorita serpentinitos (com amplo predomínio de serpentina tipo antigorita, e às vezes com pseudomorfos de texturas grânulosas: ortocumuláticas?) e serpentina xistos, metapiroxenitos, talco e serpentina-talco xistos carbonáticos. A presença de ocasionais texturas spinfex reliquiares nos clorita-tremolita xistos e fels e de formações ferríferas bandadas e metacherts associados sugerem que estas rochas sejam metakomatiítos, e os corpos ultramáficos restos desmembrados de uma seqüência vulcano-sedimentar tipo greenstone belt com predomínio de termos komatiíticos. Anfibolitos grano-nematoblásticos finos, concordantemente intercalados às rochas metaultramáficas, corresponderiam a metavulcânicas básicas, enquanto anfibolitos ) blastoporfiróides, em corpos alongados discordantes da foliação principal, seriam diques de colocação posterior, presentes também nos terrenos ortognáissicos ao redor. A estruturação interna dos corpos ultramáficos, parcialmente discordante da forte estruturação linear dos terrenos ortognáissicos, é marcada por uma foliação de cisalhamento sinuosa, anastomosada, que envolve núcleos lenticulares de rocha maciça ou menos intensamente foliada portadores das texturas ígneas reliquiares, e dobrada segundo um padrão sanfonado que, em escala mesoscópica, se manifesta através de dobras em chevron. São praticamente inexistentes evidências do empilhamento original do pacote vulcano-sedimentar, e não foram encontrados vestígios do embasamento sobre o qual teria originalmente se depositado. Os contatos com as rochas ortognáissicas ao redor são predominantemente tectônicos, com desenvolvimento de foliação milionítica de ambos os lados, e exibem freqüentemente um aspecto alternado/intercalado, condicionado pela infiltração de material granítico ao longo dos planos de cisalhamento. Contatos intrusivos verificam-se apenas com os corpos pegmatóides e micrograníticos, tardi/pós-deformacionais. Treze amostras de variedades de clorita-tremolita xistos e fels, a maioria com textura spinifex reliquiar, foram selecionadas para análise química. Os resultados indicam que, apesar das modificações sofridas no seu quimismo, há vestígios de um padrão geoquímico supostamente original da suíte komatiítica, que seria comparável ao padrão de komatiítos empobrecidos em alumínio, tipo ADK (aluminium depleted komatiites - Nesbit et al. 1979), similar ao de Barberton, África do Sul, e Pilbara, Austrália Ocidental. Duas amostras de anfibolitos tidos como derivados de metavulcânicas básicas ) intercaladas às rochas ultramáficas forneceram composições toleíticas magnesianas. O metamorfismo das rochas ultramáficas desenvolveu-se de maneira policíclica, sob condições que variaram significativamente no tempo e no espaço, acompanhando um regime de deformações heterogêneo e recorrente. A evolução metamórfica encontra-se mais claramente registrada nas variedades de clorita-tremolita xistos e fels: as transformações que acompanham o metamorfismo progressivo nestas rochas são melhor modeladas, tentativamente, através da variação composicional da clorita magnesiana, que enriquece em alumínio com o incremento do grau metamórfico, e da reação de quebra da clorita final saturada em alumínio: Mg - clorita \'seta\' forsterita + ensatita + espinélio + H \'ind. 2 \'O ( Jenkins e Chernosky 1986). . Nos clorita-tremolita xistos com nódoas serpentínicas e com textura spinifex reliquiar do interior do corpo ultramáfico maior, microporfiroblastos de anfibólio antofilítico e porfiroblastos serpentinizados de olivina, estes últimos mimetizando inclusive o traçado da textura spinifex reliquiar, ocorrem nitidamente associados aos domínios com clorita, e seriam originados pelo componente magnesiano em excesso liberado pela clorita quando do seu enriquecimento em alumínio. A reação de quebra da clorita estaria registrada nos (clorita-) tremolina fels com nódoas pluriminerálicas de olivina + ortopiroxênio e com espinélio dos corpos menores que circundam o corpo ultramáfico maior. As condições metamórficas de pico teriam sido de fácies anfibolito médio a superior (temperaturas máximas estimadas em torno de 650-700°C, considerando pressões da ordem de 3-5 kb). Transformações retrometamórficas mais em evidência são a exsolução de um componente cummingtoníco nos anfibólios tremolíticos, a reconstituição parcial da clorita e o desenvolvimento de anfibólio antofilítico sobre o ortopiroxênio nas rochas com olivina, ortopiroxênio e espinélio, a recristalização de anfibólio tremolítico e clorita nas zonas de charneira das dobras ) em chevron, e a serpentinização da olivina e talcificação do ortopiroxênio e do anfibólio antofilítico. Talcificação é um fenômeno freqüente ao longo das superfícies de cisalhamento internas, enquanto serpentinização acompanha a milonitização de borda dos corpos ultramáficos, dando origem aos serpentina xistos manchados, com aspecto de \"pele de cobra\". / The metaultramafic rocks which occur to the south and southwest of Alpinópolis town, in southwestern Minas Gerais state, Brazil, build up bodies of variable size inlaid in ortho-gneissic/granitic terrains. Two of these bodies stand out by their size: the largest, of casca D\'Anta, to the south of Alpinópolis, with about 5 km² of exposed surface, and the other one, of Fazenda Gordura, to the west, with an estimated surface of approximately 2 km². Smaller bodies of some hundreds of m² are distributed as satellites around the largest_body; somewhat further off, centimetric to decimetric ultramafic lenses and bands occur scattered, included in the orthogneisses. In the rarger bodies, the ultramafic rocks are followed, in lesser quantities, by various types of amphibolites, garnet micaschists (sometimes with staurolite) , banded iron formations (BIF) and metacherts. The orthogneissic/granitic ensemble with the inlaid ultramafic bodies is considered to be a \'granite-greenstone\' type domain intensively modified during the Lower to Middle Proterozoic by successive tectono-thermal events, and would thus represent the oldest component, of Archean or Lower Proterozoic age, of the Campos Gerais Complex. To the north, this domain is discordantly overlain by the allochtonous, psamo-pelitic metasedimentary sequence of the Araxá-canastra Group, of Middle proterozoic age, through a low-angle shear surface. In the orthogneissic/granitic terrains tonalitic/granodioriti- components predominate: grey, porphyroid tonalitic biotite orthogneisses (serra do Dondó type) occur as better preserved nuclei in a suite of laminated/banded, protomylonitic to mylonitic, partially remobilized granodioritic gneisses, of which they would be the foregoers. Other rock types that occur in these terrains are grey-green, non-porphyroid, homogeneous-looking tonalitic orthogneisses (Fazenda das Almas type) , various kinds of granitoids and granitic gneisses, migmatites, and lesser bodies of hololeucocratic, pegmatoid to aplitic granites post-tectonic of tardi-to post-tectonic emplacement. The structural framework of these terrains is strongly linear, characteri zed, by a high-angle shear foliation of WNW/ESE direction the most proeminent mega-structural feature, a strong, sinuous alignament defined by the steeper, southern slopes of the Serra do Quilombo and Serra do Dondó, would be a sinistral transcurrent fault which follows the older structural directions established during the high-angle heterogeneous ductile shearing. In the ultramafic bodies, varieties of chlorite tremolite schists and fels predominate by large, with a fundanental mineralogical assembly made up a tremolitic amphibole and a magnesium-chlorite, of pennine/clinochlore type, in variable proportions, with magnetite and ilmenite as ubiquitous accessories. Anthophyllitic amphibole, olivine, orthopyroxene and spinel, as well as serpentine and talc can eventually occur as accessories or lesser constituents. The other ultramafic rocks , which occur in more discreet proportions, are chlorite, serpentinites (with antigorite as main serpentine variety, and with remnants of a granulose/orthocumulatic (?) pseudomorphic texture) and serpentine schists, metapyroxenites, talc schists and carbonatic serpentine-talc schists. The presence of occasional relict spinifex textures in the chlorite-tremolite fels and schists and the occurrence of intercalated banded iron formations suggest that these rocks are metakomatiites, and the ultramafic bodies the remnants of a dismenbered. \'greenstone belt\', type volca no-sedimentary sequence in which konatiiti-c components predominate. Fine-grained, grano-nematoblastic amphibolites concordantly intercalated with the ultramafic rocks would correspond to lesser metavolcanics, whilst elongated bodies of blasto-porphyroid amphibolites discordant to the main foliation in the ultramafic bodies would be basic dykes of later emplacement, to be found. also in the orthogneissic terrains. The internal structural framework of the ultramafic bodies partly discordant from the strong linear structural framework of the orthogneissic terrains around, is defined by a sinuous and anastomosed shear foliation which envelopes lenticular nuclei of massive or less foliated rocks with relict igneous textures, folded in an, \"accordion-like\" pattern that produces chevron-type folds on a mesoscopic scale. There is very little or practically no evidence concerning the original piling-up of the volcano-sedimentary sequence, and no signs whatsoever of the basement over which this sequence would have been originally laid down were found. The contacts with the orthogneissic rocks around are predominantly tectonic, with mylonitic foliation developed on both sides, and frequently exhibit an alternated/intercalated aspect due to the infiltration of granitic material a-long the shear planes. Thirteen samples of chlorite-tremolite schist and fels varieties, most of them with relict spinifex textures, were selected for chemical analysis. The reasults show that, although there were changes in their chemistry, they preserve evidences of an original geochemical pattern for the komatiitic suite, which would be comparable to that of ADK - \"aluminiun depleted komatiites (Nesbitt et al. 1979) like those of Barberton, South Africa, and Pilbara, Western Australia. Two amphibolite samples considered to be basic metavolcanics intercalated to the ultramafic rocks furnished magnesian tholeitic compositions. The metamorphisrn of the ultramafic rocks developed in a policyclic manner, under conditions which varied significantly in the and space, accompannied by a heterogeneous and recurrent deformational regime. Their metarmorphic evolution is more clearly recorded in the chlorite-tremolite schist and fels varieties: the changes due to progressive metamorphism in these rocks are better understood, tentatively, through the aluminium content increase of the magnesium-chlorite following the metamorphic grade rises, and through the breaking-down of the final, aluminium-saturated chlorite according to the reaction: Mg-chlorite = forsterite + enstatite + spinel + \'H IND.2\'O (Jenkins and Chernosky 1986). In the chlorite-tremolite schists and fels with serpentinite spots and reliquiar spinifex textures found in the inner portions of the largest ultramafic body, anthophyllitic amphibole microporphyro blasts, and serpentinised olivine porphiroblasts, these last ones neatly mimetizing the contours of the relict spinifex textures, are clearly related to the chloritic domains, and are considered to be brought about by the excess magnesian component released by the chlorite during its aluminium enrichment. The breaking- down of chlorite saturated in aluminium would be recorded in the chlorite-) tremolite fels with olivine/orthopyroxene bearing plurimineralic spots and green spinel, which occur in the smaller ultramafic bodies enclosed in the orthogneissic rocks around the largest one. Peak metamorphic conditions would have been of middle to up per amphibolite facies (maximum temperatures estimated around 650-700°C, for pressures about 3-5 kb). The commonest retrometamorphic features to be found would be the exsolution of a cumming tonitic component in the tremolitic amphiboles, the partial recomposition of chlorite and the development of a new anthophyllitic amphibole over orthopyroxene in the rocks with olivine, orthopyroxene and spinel, the recrystallization of tremolitic amphibole and chlorite in the hinge-zones of the chevron folds, and the serpentinisation of olivine and talcification of orthopyroxene and and anthophyllitic amphibole. Talcification occurs commonly along the internal shear surfaces, whilst serpentinisation characterizes the border mylonites , giving rise to the spotted \"snake-skin\" - like serpentinites.

Nesta Tese foram estudados os depósitos de coríndon que ocorrem nas variedades rubi e safira, distribuídos nas proximidades da cidade de Barra Velha, região nordeste do Estado de Santa Catarina. O coríndon ocorre em depósitos sedimentares inconsolidados localizados ao longo da bacia de drenagem do Rio Itapocu, tendo sido detectadas ocorrências também na porção norte da bacia de drenagem do Rio ltajaí Açu, aproximadamente 40km a sul da cidade de Barra Velha. Ao todo os depósitos e suas ocorrências menores cobrem uma área de aproximadamente 80km2. A geologia regional é representada pelo Complexo Granulítico de Santa Catarina, caracterizado por um contexto essencialmente metamórfico de alto grau, onde estão presentes gnaisses granulíticos, rochas ultramáficas, quartzitos e formações ferríferas bandadas. O coríndon ocorre em depósitos coluvio aluvionares quaternários, concentrados nos flancos dos morros locais (rampas coluviais), distribuídos também nas planícies regionais. Os cascalhos são constituídos principalmente por seixos e calhaus de quartzo leitoso, quartzito e fragmentos líticos quartzo-feldspáticos, distribuídos em uma matriz areno argilosa de coloração cinza. Esses fragmentos apresentam-se angulosos sugerindo condições de sedimentação via fluxos gravitacionais de encosta, com transporte pequeno a ausente. Os minerais pesados associados são representados principalmente pelas fases magnetita, ilmenita, hematita, rutilo, zircão, monazita, hiperstênio, hornblenda e epidoto, cuja origem está relacionada aos litotipos que ocorrem na região. O coríndon ocorre na forma de cristais euédricos, subédricos e de fragmentos irregulares, principalmente na cor vermelha (rubi), e em menor freqüência nas cores branca, rósea, cinza e preta (safiras). Apresenta hábito em barrilete característico, transparência limitada e dimensões que vão desde milímetros até exemplares com 1Ocm de comprimento. Os cristais exibem partição romboédrica pronunciada em função da ocorrência de diásporo nos planos de geminação polissintética. O diásporo se forma a partir da alteração do coríndon em um processo gradual, resultando em uma associação íntima entre esses dois minerais onde o diásporo se distribui na forma de uma rede romboédrica constituída por camadas sucessivas de coríndon e diásporo. Do ponto de vista químico, o coríndon é constituído essencialmente de \'Al IND.2\"O IND.3\' (96 a 99% em peso) contendo impurezas de Cr2O3 (0,00 a 0,83% em peso), contendo impurezas de \'Cr IND.2\"O IND.3\' (0,00 a 0,83% em peso), FeO (0,12 a 1,51% em peso), e outros elementos em proporções menores. O cromo é o elemento cromóforo sendo responsável pela cor vermelha ou rósea, enquanto o ferro influi nas colorações escuras e saturação das cores observadas. O coríndon de Barra Velha hospeda um grande número de inclusões cristalinas entre as quais foram identificadas biotita, clorita, zircão, rutilo, monazita, pirita e alguns óxidos de ferro. A biotita ocorre na forma de cristais castanhos constituídos por uma mistura homogênea dos termos extremos desse grupo, sendo compatível com o fácies granulito. A clorita é rica em ferro, magnésio e alumínio e sua origem poderia estar relacionada ao metamorfismo de sedimentos pelíticos ricos em ferro. O zircão ocorre na forma de cristais arredondados sugerindo tratar-se de um mineral detrítico nos pelitos originais, que teriam sofrido metamorfismo até o fácies granulito. As outras inclusões encontradas são compatíveis com as litologias regionais. As inclusões fluidas ocorrem na forma de cristais negativos de contorno hexagonal e canais alongados sendo que em muitos casos apresentam paralelismo com as direções cristalográficas do hospedeiro. Medidas microtermométricas revelaram que as inclusões são constituídas essencialmente de \'CO IND.2\', cujas temperaturas de fusão são iguais ou inferiores a -56,6ºC. As temperaturas de homogeneização do \'CO IND.2\' variaram de -25 a +25°C, sendo as menores, representativas dos fluidos originais. Os histogramas construídos a partir dos dados microtermométricos apontam que as inclusões de densidades maiores são compatíveis com as condições do fácies granulito, sendo as de densidades menores indicativas dos eventos posteriores. Apesar do coríndon não ter sido encontrado ainda em sua rocha matriz, as evidências de campo e os dados obtidos em laboratório apontam por uma derivação a partir dos terrenos granulíticos subjacentes aos depósitos. Os levantamentos realizados mostraram que os gnaisses granulíticos contendo intercalações de rochas ultramáficas e quartzitos, constituem os litotipos predominantes na regiäo. A ausência de arredondamento exibida pelo coríndon e demais constituintes dos cascalhos, indicam que os depósitos originaram-se a partir dos granulitos circundantes. Os minerais pesados, representados por fases compatíveis com os granulitos reforçam essa hipótese. As inclusões sólidas identificadas no interior dos cristais de coríndon, são representadas por minerais compatíveis com o metamorfismo de sedimentos pelíticos antigos submetidos a metamorfismo de grau médio a alto. As inclusões fluidas, essencialmente carbônicas, são também compatíveis com ambiente anidro necessário para a geração das rochas granulíticas regionais. As características exibidas pelas inclusões fluidas observadas no coríndon de Barra Velha, são similares àquelas reportadas para os depósitos do Sri Lanka, onde o coríndon é derivado de granulitos regionais. / This Thesis comprises studies on the corundum deposits-ruby and sapphire varieties-dispersed near the town of Barra Velha, northeast of Santa Catarina. Corundum, which appears in unconsolidated sedimentary deposits along the Rio ltapocu drainage basin has also been found in the northern area of the Rio ltajaí Açu drainage basin, 40 km south of Barra Velha. As a whole the deposits and their smaller occurrences cover an area of approximately 80 km2. The regional geology is represented by the Santa Catarina Granulitic Complex , characterized as of high metamorphic grade, where granulitic gneiss, ultramafic rocks, quartzites and banded iron formations are present. Corundum occurs in Quaternary alluvial colluvium deposits concentrated on the hill-sides as well as in the plains of the area. The gravel, consisted mainly of pebbles and cobbles of quartzite, milky quartz, quartz-feldsphatic lithic fragments, are embbeded in a greyish sand and silt matrix. Such fragments, displaying high degree of angularity, suggest sedimentation conditions through slope gravity flow, with little or no transportation. The associated heavy minerals are represented mostly by magnetite, ilmenite, hematite, rutile, zircon, monazite, hypersthene, hornblende and epidote phases, whose origin is related to the areas\' lithotypes. Corundum occurs as euhedral and subhedral crystals and irregular fragments, primarily in red color (ruby) and less frequently in white, rose-colored, grey and black colors (sapphire). lt displays characteristic barrel habit, limited transparency and size varying from few millimeters to 10 centimeters in length. The crystals exhibit distinguished rhombohedral parting due to the presence of diaspore in the polysynthetic twinning plane. Diaspore is formed as a result of a gradual process of corundum weathering, culminating in a close relation between the two minerals, and generating a rhombohedral network of successive corundum and diaspore layers. From the chemical point of view corundum is composed essentially of \'Al IND.2\"O IND.3\' (96 to 99% in weight) containing impurities of \'Cr IND.2\"O IND.3\' (0.00 to 0.83% in weight), FeO (0.12 to 1.51% in weight) and other elements in smaller proportions. Chrome is the chromophore element responsible for the red or rose-colored color, while iron controls the dark colors and saturation. The Barra Velha corundum hosts a great number of crystalline inclusions such as biotite, chlorite, zircon, rutile, monazite, pyrite and some iron oxides. Biotite occurs as brown crystals constituted by a homogenous mixture of the extreme terms of its group, compatible to the granulite facies. Chlorite is rich in iron; the magnesium and aluminum present could have their origin related to the metamorphism of iron-rich pelyte sediments. Zircon appears as rounded crystals, suggesting to be a detrital mineral in the former pelytes which would have suffered metamorphism up to the granulite facies. Other inclusions are compatible to the regional lithologies. the fluid inclusions appear as negative crystals showing hexagonal contour and elongated channels; in many cases show a parallelism feature to the host crystallographic directions. Microthermometric measurements revealed that the inclusions are mostly constituded of \'CO IND.2\' and that fusion temperatures are equal or below -56°C. The \'CO IND.2\' homogenezation temperatures varied from -25 to +25°C, the low temperatures being representative of the original fluids. Histograms built based on microthermometric data indicate that the inclusions with higher density are compatible to conditions of the granulitic facies , while the lower density ones point out to late events. Field work demonstrated that the granulitic gneiss with intercalations of quartzite and ultramafic rocks are the prevailing lithotypes in the region. Notwithstanding the fact corundum so far has not been found within the source rock, field evidence and laboratory data suggest the source as the granulitic bodies underlying the deposits. The corundum and the other constituents lack of roundness as well as the heavy minerals present emphasizes this hypothesis. Solid inclusions identified within the corundum crystals, are represented by minerals compatible to metamorphism of middle to high grade underwent by the pelyte sediments. The fluid inclusions, carbonic in essence, are also compatible to an anhydrous environment necessary to generate the regional granulitic rocks. Features exhibited by fluid inclusions observed in the Barra Velha corundum, are similar to those reported on Sri Lanka deposits where corundum stems from regional granulites.

Foi mapeada na escala 1:50.000 uma área de apr.628 km² situada entre as cidades de Caldas e Campestre, SW de Minas Gerais, no domínio alóctone referido como \"Nappe de Empurrão Socorro-Guaxupé\" (NESG). As rochas mais antigas, dominantemente gnaisses fortemente migmatizados, foram agrupadas em dois complexos. os gnaisses de afinidades supracrustais foram incluídos no Complexo Caconde (de idade proterozóica), enquanto os ortognaisses migmatíticos foram atribuídos ao Complexo Pinhal. Rochas granitóides intrusivas nesses dois complexos foram divididas em quatro conjuntos principais: uma suite de quartzo-monzonitos a sienogranitos porfiríticos cáIcioalcalinos potássicos; uma série de pequenos corpos de granitos quigranulares anatéticos associados aos migmatitos; um maciço tabular mangerítico-charnoquítico-granítico (maciço São Pedro de Caldas); e uma intrusáo sienítica mais jovem (maciço Capituva). os dois últimos maciços foram posteriormente mapeados em detalhe e estudados com ênfase petrológica. O maciço sienítico Capituva tem forma elipsoidal alongada segundo N4OW (16 x 11km), resultante da invasão sucessiva de quatro pulsos magmáticos principais parcialmente superpostos, com leve, mas contínuo deslocamento para NE. O conjunto dos três pulsos iniciais, composicionalmente pouco variado (þredominam sienitos levemente supersaturados com IC entre 20 e 25), mostra em geral facies porfiríticas de matriz fina ou fina a média marginais, que dão lugar a facies Iaminadas médias a grossas centrais, refletindo cristalização progressivamente mais lenta devido ao aquecimento das rochas encaixantes. Os contatos entre as facies mapeadas são em geral transicionais, mas localmente claramente intrusivos. O quarto pulso magmático, mais complexo, é formado por um núcleo mais máfico (mela-sienitos porfiríticos, com IC em torno de 35) circundado por sienitos laminados grossos. Quartzo sienitos cinzentos finos ocorrem em meio aos sienitos laminados, definindo faixas de forma semi-anelar. Os contatos entre as duas últimas facies sugerem intrusão aproximadamente contemporânea. Nos contatos intrusivos em granitóides cálcio-alcalinos potássicos que circundam parcialmente o maciço, e formam abundantes inclusões em seu interior, registram-se fenômenos de contaminaçáo (\'biotita sienitos\"), anatexia local e back-veining, e deposição de material cumulático proveniente do magma sienítico, seja como lentes máficas-ultramáficas centimétricas, seja como uma facies (localmente mapeável) de sienitos grossos (acumulação de megacristais de feldspato alcalino. A forma tridimensional do maciço é a de um \"funil\" inclinado para NE, resultado da intrusão forçada dos magmas a profundidades de apr. 10 km (3 kb) e deformação regional tardia contemporânea. As rochas do maciço são ricas em LILE (K, Ba, Sr), têm conteúdos relativamente baixos de HFSE (Nb, Zr, Ti), e padrões de REE fortemente fracionados e sem anomalias significativas de Eu. O magma cristalizou sob fO2 elevadas, çomo indicado pela presença de ferri-ilmenita como único óxido de Fe-Ti primário e pelos Mg# elevados dos minerais máficos (piroxênios, hornblendas edeníticas e biotitas). Três conjuntos de facies principais podem ser identificados pela litogeoquímica. Modelamentos geoquímicos sugerem que magmas equivalentes ao melasienito analisado não poderiam gerar as facies sieníticas por extração de fases de cristalização precoce, o que possivelmente reflete a presença de cristais de feldspato alcalino incorporados a partir de sienitos encaixantes nas rochas mais máficas. Já os quartzo sienitos finos poderiam ter se formado por fracionamento a partir de magmas equivalentes aos sienitos médios e grossos por extração de plagioclásio (previamente a sua reabsorção pelos magmas), feldspato alcalino, biotita ferri-ilmenita e apatita. Sr e Eu não são significativamente empobrecidos nos quartzo sienitos, o que indica que as proporções de fracionamento foram pequenas. Os magmas traquíticos potássicos parentais para a suite devem ter se formado a partir de magmas básicos ricos em elementos litófilos (com altas razões razões La/Nb e K/Ti), por fracionamento de fases máficas (olivina, piroxênios e possivelmente ilmenita), que teve como efeito principal a diminuição sensível dos conteúdos de elementos compatíveis oomo Ni e Cr e dos Mg#, bem como o incremento global em elementos incompatíveis. Evidências estratigráficas e estruturais indicam que os maciços sieníticos Capituva e Pedra Branca (situado pouco a SW) constituem as intrusões neoproterozóicas mais jovens da área estudada, e provavelmente correspondem a uma extensão a NE do \"cinturão granitóide ltu\", de caráter tardi- a pós-tectônico ao ciclo Brasiliano. Eles seriam então comparáveis, em termos de situação tectônica, ao magmatismo potássico terciáriocenozóico da costa oeste norte-americana, gerado em ambiente extensional pós-subducção. As similaridades químicas com o magmatismo shoshonítico de áreas de subducção ativa devem, portanto, refletir antes as condições de geração e as características da área-fonte (manto litosférico zubcontinental?) que o ambiente tectônico de geração dos magmas. O maciço São Pedro de Caldas é formado por mangeritos, charnoquitos e hornblenda granitos gnáissicos que ocorrem em corpos tabulares dobrados, com espessura original de algumas centenas de metros, e área total exposta de ca. 120 km2. Foi dividido em três setores geográficos, que devem corresponder a diferentes intrusões. Quartzo mangeritos médios a grossos, equi a inequigranulares, predominam em todos os setores: um zoneamento bem marcado é observado no setor Centra, onde eles passarn, de modo transicional, para charnoquitos, e então para hornblenda granitos, em direção ao provável topo original da intrusão. Entre outras facies de ocorrência mais restrita incluem-se mangeritos e quartzo mangeritos finos, além de quartzo monzonitos e granitos isótropos, gerados por.remobilização das rochas do maciço durante o metamorfismo superimposto. A baixa a(H2O) dos magmas parentais se reflete na mineralogia de máficos das facies principais, com amplo predomínio de piroxênios (ferrossilita e hedenbergita) sobre a hornblenda hastingsítica Os sienogranitos mais diferenciados, em contraste, são mais hidratados, e mostrarm hornblenda hastingsítica e biotita como máficos principais. O principal evento metamórfico que afetou essas rochas, de alta temperatura e pressão (T= ca. 750-800º C; P= ca. 7 kb), provocou importantes reequilíbrios químicos nos piroxênios magmáticos, gerou boa parte do oligoclásio presente nas rochas (por exsoluçáo a partir de feldspatos alcalinos ternários originais) e, locaImente, formou alguma grunerita e granada. As rochas do maciço exibem conteúdos relativamente baixos de Ca, Mg e Sr, alto Fe e HFSE (especialmente o Zr, com teores da ordem de 1000 ppm nos mangeritos). Os padrões de REE dos mangeritos são levemente fracionados, com anomalias positivas de Eu; já os granitos mais diferenciados têm padrões fortemente fracionados, e anomalias negativas de Eu. Modelagens de fracionamento in situ mostram ser possível gerar as rochas (quartzo) mangeríticas do setor Central do maciço por acumulaçã.o de um componente \"mangerítico\" a partir de um magma parental de composição um pouco mais máfica que a dos charnoquitos desse setor. Os hornblenda granitos podem ser formados pela diferenciação seqüenciada desse mesmo magma, que incluiria maiores proporções de feldspato rico em K nos estágios finais. Estimativas termométricas baseadas na saturação de Zr em magmas e na composição reintegrada dos núcleos de clinopiroxênios sugerem temperaturas elevadas para os magmas (>850º C; possivelmente até ca. 1000º C). O baixo conteúdo de quartzo dos magmas parentais sugere geração na crosta inferior (P> 10 kb), enquanto a composição dos granitos diferenciados, com mais de 30% de quartzo normativo, seria compatível com a colocação a pressões relativamente baixas. O maciço São Pedro de Caldas é correlacionável à suíte São José do Rio Pardo, constituída por uma série de corpos tabulares que se dispõem ao longo de uma faixa orientada NW-SE, em níveis intermediários da seção exposta da NESG. A suíte, anorogênica, foi formada por cristalização e fracionamento in situ de uma série de magmas parentais que compartilham algumas características geoquímicas importantes, mas mostram Mg# levemente variados, refletindo diferenças nas condições de fusão (e.g., composição das áreas-fonte, fO2, a(H2O), e grau de fusão). As feições geoquímicas principais são compatíveis com a fusão em pequenas proporções de granulitos residuais, aquecidos pela introdução de magmas básicos do manto e/ou por afinamento litosférico associado a um evento extensional anterior aos esforços compressivos principais do ciclo Brasiliano. / Geological mapping was carried out in an area of ca. 628 sq. km located between Caldas and Campestre, southwestern Minas Gerais, southern Brazil, within the geologic domain referred to as the Socorro-Guaxupé Thrust Nappe. The oldest rocks are mostly strongly migmatized gneisses, grouped into two complexes. The gneisses of supracrustal affinities are part of the Proterozoic Caconde Complex, while migmatitic orthogneisses were included in the Pinhal Complex. Four main types of weakly- to nonmigmatized granitoids were also mapped: a potassic calc-alkaline quartz-monzonitesyenogranite suite; a series of small bodies of equigranular pink anatectic granites, intimately associated with the migmatites; a sheet-like mangeritic-charnockitic-granitic occurrence (the São Pedro de Caldas massif); and a younger syenitic occurrence (the Capituva massif). The last two massifs were mapped and studied in greater detail. The syenitic Capituva massif, elongated N40W (16 x 11 km), has a ellipsoidal shape that results from the sequential intrusion of four partly superposed,slightly eccentric, magmatic suges which shifted continuously to the NE. The first three surges are made up of slightly oversaturated (color indices ca. 20-25) syenites. The major variations are textural: marginal porphyritic facies with finegrained matrix are succeeded by central medium- to coarse-grained laminated facies. Contacts between the facies are often gradational, but locally clearly intrusive. The general pattern is attributed to progressively slower crystallization as tle country rocks became heated up by the intrusive magmas. The fourth and last magmatic surge is made up of a more mafic core (porpbyritic mela-syenites, color indices around 35) bordered by coarse-grained laminated syenites which, in turn, host ring-like bodies of fine-grained grey quartz syenites. The contacts between the last two facies suggest nearly contemporaneous intrusion. Older potassic calc-alkaline granitoids appear as abundant inclusions and roofs within the massif, and also at its periphery. The syenite-granitoid contacts are at times complex, owing to local assimilation (which generated a biotite-rich syenitic facies), partial melting of the granitoids and back-veining, and deposition of cumulatic material (forming mafic-ultramafic lenses and a coarse syenitic facies made up mostly of alkali-feldspar phenocrysts). The three-dimensional shape of the massif is that of a funnel tilted to the NE, and resulted from the forcefuI intrusion of magmas at a depth of ca. 10 km (3 kb) and contemporaneous late regional deformation. The syenites exhibit high contents of LILE (K, Ba, Sr), low HFSE (Nb, Ti, Zr), and strongly fractionated REE patterns lacking significative Eu anomalies. Crystallization occurred under high fO2, as indicated by the occurrence of ferri-ilmenite as the sole primary Fe-Ti oxide, and by the high Mg# of the mafic minerals (calcic pyroxene, edenitic hornblende and biotite). Three main groups of facies can be identified by rock chemistry. Fractional crystallization modelling suggests that magmas compositionally equivalent to the mela-syenite could not generate the more differentiated syenites by extraction of early-crystallizing minerals, which probably reflects the presence of alkali feldspar incorporated from the country syenites in the more mafic rocks. The fine-grained quartz syenites could be derived from magmas equivalent to the medium- and coarse-grained syenites, through the extraction of early plagioclase (before its resorption by the magmas), alkali feldspar, biotite, ferri-ilmenite and apatite. Sr and Eu are not significantly depleted in the quartz syenites, which limits the modelled fractionation to low volumes. The parental high-K trachytic magmas that generated the suite must themselves be derived from basic magmas rich in incompatible elements (e.g., high La/Nb and K/Ti ratios) through the extraction of mafic phases (olivine, pyroxene, and possibly ilmenite), which resulted in a slight raising of Mg#, a substantial depletion in compatible elements (Cr, Ni and a general increase in incompatible elements. Structural and stratigraphic evidence suggest that the Capituva massif (and the similar adjacent Pedra Branca massif) is the younger Neoproterozoic intrusion in the area, and probably marks a northeastern extension of the late- to post-tectonic Brasiliano Itu granitoid belt. As such, its tectonic situation is comparable to that of the Tertiary-Cenozoic post-subduction potassic magmatism of western USA. The chemical similarities with the shoshonitic magmatism of active subduction zones must, therefore, reflect the melting conditions and the characteristics of the source area (lithospheric subcontinental mantle?), and not necessarily the tectonic environment. The São Pedro de Caldas massif, made up of gneissic mangerites, charnockites and granites, occurs as folded tabular bodies whose original thicknesses reached some hundreds of meters, and are exposed over ca. 120 sq. km. It was divided into three main geographic sectors which must correspond to different intrusions. Medium- to-coarse-grained, equi- to inequigranular quartz mangerites are predominant in all sectors; a well-defined zoning is seen in the Central sector, where these rocks grade upwards into charnockites and then into hornblende syenogranites. Other less important facies include foliated fine-grained mangerites and quartz mangerites, besides isotropic quartz monzonites and granites, formed by remobilization of the previous rocks during a later metamorphic event.The low a(H2O) of the parental magmas is reflected in the mafic mineralogy of the predominant facies, in which ferrosilite and hedenbergite are far more abundant than hastingsitic hornblende. The more differentiated syenogranites, in contrast, are more hydrated, and bear hastingsitic hornblende and biotite as the main mafics. The superimposed high P-T metamorphism (T= ca. 750-800º C; P= ca. 7 kb) provoked important chemical reequilibration in the original pyroxenes, and generated most of the oligoclase (by exsolution from magmatic ternary feldspar) and some grunerite and garnet. Outstanding among chemical features are the comparatively low Ca, Mg and Sr, and high Fe and HFSE (especiallyZr, with values over 1,000 ppm in some mangerites). REE patterns of mangerites are moderately fractionated, and show a welldefined positive Eu anomaly; the hornblende syenogranites, in contrast, show markedly fractionated patterns and a strong negative Eu anomaly. Modelling of in situ crystal fractionation show that it is possible to generate the (quartz) mangerites of the Central sector by adding a \"mangeritic\" component from a parental magma compositionally slightly more mafic than the charnockites from this sector. This same magna could be parental to hornblende syenogranites, by means of sequential fractionation which included withdrawal of K-rich feldspar in larger amounts in the late stages. Thermometric estimates based on Zr saturation in magmas and on reintegrated clinopyroxene compositions indicate magmatic temperatures over 850º C (perhaps up to 1,000º C). The low quartz content of the parental magmas suggests melting of the lower crust (P> 10 kb); the differentiated granites, on the contrary, are quartz-rich (over 30% normative), which would be compatible with emplacement in shallow crustal levels. The São Pedro de Caldas massif is correlated with the São José do Rio Pardo mangeritic suite, which is made up of a series of tabular bodies occurring as an elongated (NW-SE direction) belt that outcrops at an intermediate level of the exposed section of the Socorro-Guaxupé Thrust Nappe. This anorogenic suite was formed by the crystallization and in situ fractionation of a series of parental magmas sharing some important geochemical fingerprints, but showing slightly different Mg#\'s, as a result of variations in the melting conditions (e.g., composition of source-rocks, fO2, a(H2O) and degree of melting). The major geochemical features are compatible with low-degree partial melting of residual granulites that were warmed up by underplating of mantle-derived basic magmas and/or lithospheric thinning during an extensional event (at ca. 750 Ma?) prior to the onset of the compressive tectonics of the Brasiliano cycle.

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Este trabalho foi realizado com o objetivo de se posicionar no tempo geológico as rochas e os eventos metamórficos das principais unidades pré-cambrianas da porção leste-sudeste do Estado de São Paulo, bem como, com base em estudos isotópicos de Sr e Pb caracterizar a evolução pré-cambriana da crosta continental nessa região. Para tanto, foram utilizadas análises radiométricas pelos métodos Rb-Sr e Pb-Pb em rocha total, U-Pb em zircões e K-Ar em concentrados separados de minerais. A região de estudo é dividida em cinco terrenos alóctones separados por falhamentos transcorrentes e de empurrões, que são os seguintes: - Domínio Itapira-Amparo: composto por núcleos de rochas migmatíticas e ortognáissicas e sequências metavulcanossedimentares e metassedimentares. - Domínio Piracaia-Jundiaí: Constituído por rochas migmatíticas e granulíticas relacionadas à formação de nappes. - Domínio São Roque: trata-se de uma sequência vulcanossedimentar de composição toleítica e de fundo oceânico com deposição predominantemente em ambiente de águas não profundas. - Domínio Embú: composto de rochas migmatíticas associadas a sequências supracrustais. - Domínio Costeiro: constitue-se de terrenos metamórficos de médio a alto grau (gnaisses e migmatitos) e granitos com charnoquitos associados. - O Domínio Itapira-Amparo teve seu primeiro fragmento crustal formado próximo a 3.4 b. a., um evento vinculado ao Arqueano tardio formador de ortognaisses em 2.6-2.5 b. a. e um processo geodinâmico formador de rochas importante, durante a orogenia transamazônica (2.2-1.9 b.a.) envolvendo componentes magmáticos originadas tanto da crosta continental como do rnanto superior. Além disso caracterizou-se também o desenvolvimento de sequências supracrustais principalmente em torno de 1.400 M.a., e durante o Proterozóico superior ocorreram processos de fusões parciais localizados da crosta continental. - No Domínio Piracaia-Jundiaí a idade mais antiga caracterizada em rochas do embasamento foi a idade Pb-Pb em rocha total nos granulitos de Socorro, de 1.400 M.a. interpretado como a época de formação de tais rochas. Também neste domínio foi detectado um evento formador de rochas no Proterozóico Superior, entre 800 e 600 M.a. vinculado a migmatizações e formação de granitos. - No Domínio São Roque, o pacote inferior da sequência vulcanossedimentar homônima começou a sua deposição em torno de 1.800 M.a., sofrendo metamorfismo próximo a 1.400 M.a. Após esta fase ocorreu, provavelmente nova sedimentação e posterior metamorfismo entre 800 e 700 M.a. e atividade granítica pós-tectônica dentro do intervalo de tempo 700-550 M.a. - No âmbito do Domínio Embú foram caracterizados eventos geodinâmicos formadores de rocha em 2.500, 1.500 e 750 M.a., sendo que o último registra a época sintectônica do tectonismo vinculado ao Proterozóico Superior. Os granitóides pós-tectônicos registraram idades entre 700 e 600 M.a. principalmente. - No Domínio Costeiro, as rochas características da crosta inferior indicaram idades de formação de rochas entre 650 e 600 M.a., a partir de retrabalhamento de rochas pré-existentes e as manifestações graníticas posteriores ocorreram próximo a 550 M.a. - De uma forma geral os granitóides intrusivos nos cinco domínios decrescem em idades no sentido do Domínio Piracaia-Jundiaí para o Costeiro, conforme o rumo de NW para SE. - As evidências e isotópicas de Sr e Pb sugerem que os granitóides intrusivos estudados da área em estudo são formados por processos de fusão parcial da crosta continental inferior ou superior, não envolvendo em seus respectivos magmas parentais componentes significativos do manto superior. Os estudos geocronológicos realizados, aliados às informações geológicas existentes nos permite estimar que os períodos de tempo principais formadores de rochas na área em estudo foram entre 1.5-1.3 Ga. e 0.75-0.55 Ga. Entretanto estes intervalos de tempo não correspondem aos principais períodos de formação de crosta continental, porque as orogenias do Proterozóico Médio e Superior envolveram predominantemente materiais reciclados da crosta continental. / Pb-Pb and Rb-Sr whole rock isotope systematics and U-Pb on zircons method analyses are reported for rocks from the southeastern part of São Paulo state. The isotopic studies on granitic intrusions, orthogneissic rocks and migmatitic terranes, in this area, provides an important indication of the age and nature of the continental crust. This region include five major differents allochthonous tectonic terranes separated by thrust and strike slip faults. These suspect terranes are: - Amparo-Itapira Domain: Metassedimentary and metavolcanossedimentary sequences, which outcrop in the nucleous of the nappes, of the archean ortognaissic and migmatitic rocks. - Piracaia-Jundiai terrain: granulitic and migmatitic rocks related to the mass overthrusts. - São Roque Domain: Mid-Proterozoic volcanossedimentary sequences, with tholeiitic composition of shallow-oceanic environment. - Embu Terrain: Late Proterozoic supracrustal rocks associated with archean and mid-proterozoic migmatitic terranes. - Costeiro Domain: Late Proterozoic granites and migmatites with charnoquitic rocks. Approximately 300 Ar, Sr and Pb isotopic age determinations have been considered in this paper, categorized, as to reliability and significance. The history revelead is episodic, with distribuition patterns within episodes very well defined. The observed geological history for each terrain are: the Amparo-Itapira domain has a history dating back to 3.4 Ga. and since 2.6 to 2.5 Ga. and 2.2 to 1.9 Ga. geodynamic episodes of crust-formation occurred involving both mantle-derived magmas and reworking of older material. Supracrustal sequences developed during the Mid-Proterozoic time (1.4 Ga.), and, in the Late Proterozoic (--650 M.a.) minor crustal partial melting process occurred. In the Piracaia-Jundiai terrain, the granulitic rocks yelded Pb-Pb whole-rock age around 1.4 Ga. suggesting derivation from reworking of crustal material. Late Proterozoic ages were obtained for the migmatites and post-tectonic granites. The metavolcanic-sedimentary sequentes within the São Roque Geologic Domain developed during the time period 1.8 to 0.7 Ga. and comprise two metamorphic superinposed episodes (1.4 and 0.8 Ga.). The post-tectonic granitic activities occurred between 700-550 M.a. Within the Embu terrain, ancient protholit fragment was identify with an age at least 2.5 Ga. and two migmatization and granitization episodes were superimposed at 1.5 Ga. and 750 M.a. All the metamorphic rocks of the Costeiro Domain developed in the Late Proterozoic time, with syntectonic phase around 650 M.a. This geological process implies recycling of crustal material. The 1.000 to 550 M.a. range has been obtained for the intrusives granitoids, Generally these rocks are progressive younging from the Amparo-Itapira Domain (1.000-850 M.a.) in the NW, towards to the Costeiro Terranes (550 M.a.) in the SW. The studied granitoids of this area have Pb and Sr isotopic compositions which indicate crustal sources: lower and upper crust or a mixture of upper plus lower crust. The Sr and Pb isotopic evidences, which has been used as a petrogenetic indicator, together with the available geological information provide to estimated that the main periods of rock-formation episodes in this area occurred during the time-period 1.5-1.3 Ga. and 0.75-0.55 Ga. Although the Mid and Late Proterozoic were a period of a large amount of rocks were formed in this area, they were not a major crust-forming period, because these rocks are mainly constituted by recycled continental crust.