A zona de cisalhamento Patos consiste em uma mega-estrutura transcorrente E-W que deformou rochas pré-cambrianas durante a orogênese brasiliana. As relações entre fusão parcial e deformação, os mecanismos de deformação envolvidos na nucleação da estrutura e a evolução termocronológica da milonitização foram investigados por meio de trabalhos de campo e técnicas multidisciplinares tais como a anisotropia de suscetibilidade magnética (ASM), geocronologia (U-Pb SHRIMP) e orientações preferenciais cristalográficas medidas através de difração de elétrons retroespalhados (EBSD). O domo de Santa Luzia, situado na conexão da zona de cisalhamento com a Faixa Seridó, caracteriza-se pela trama magnética levemente oblíqua à elongação NE do corpo. Idades U-Pb obtidas na borda recristalizada de zircões do migmatito forneceram idades de 575 ± 3.4 Ma. Trama magnética e idade semelhantes foram encontradas no granito Acari, sugerindo a contemporaneidade entre o alojamento dos magmas e a deformação cisalhante. No anatexito Espinho Branco, geometrias complexas observadas em campo não são reproduzidas na trama de ASM, a qual concorda com a cinemática da zona de cisalhamento Patos. Entretanto, sítios com suscetibilidades baixas (< 0.5 mSI) exibem dispersões na trama magnética, as quais contrastam com orientações cristalográficas de biotita e dados de campo. Contudo, a anisotropia de remanência anisterética mantém-se coerente com o campo de deformação a que foi submetido o anatexito, sugerindo que a dispersão das direções principais de ASM relaciona-se à fases hidrotermais tardias que desorganizam a trama magnética. Ortognaisses miloníticos situados na borda norte da zona de cisalhamento são marcados por migração de bordas dos grãos, fraturamento intracristalino e mirmequitização periférica. As tramas de eixos [0001] de quartzo exibem máximos em Y nos milonitos de alto-grau, sugerindo ativação do sistema de deslizamento prismático-a. As microestruturas gradam para o estado magmático no contato com o anatexito, sendo comuns tramas randômicas de eixo-c de quartzo. Zircões extraídos de leucossomas fornecem uma idade de 566 ± 5 Ma, atribuídos à cristalização do magma. A margem sul da estrutura exibe uma progressiva redução do tamanho dos grãos e geração de milonitos finos a ultramilonitos sem a presença de fusão parcial. Zircões extraídos de um augen granítico forneceram uma idade de intercepto inferior de 545 ± 14 Ma, atribuída ao metamorfismo. Os milonitos da borda sul registram tramas de eixo-c de quartzo com máximos entre Z e Y, sugerindo ativação dos sistemas romboédrico- e basal-a. Nos feldspatos, os principais sistemas de deslizamento são (010)[001] e (010)[100] em todos os litotipos, com exceção do sistema (100)[010], observado na transição entre migmatitos e os milonitos de baixo grau. Estimativas de temperatura por meio do método TitaniQ registram temperaturas médias de ~ 490ºC nos milonitos da borda sul. O conjunto de resultados permite concluir que: i) a ASM reflete os incrementos finais da deformação regional que afetou os migmatitos, ii) a fusão parcial associada ao cisalhamento dextral do Patos ocorreu em c. 565 Ma, enquanto a milonitização de médio a baixo grau, datada em 545 Ma, caracteriza o retrabalhamento metamórfico ocasionado pela localização da deformação em regime dúctil-rúptil; iii) este retrabalhamento é correlacionável a outras zonas de cisalhamento da Província Borborema, constituindo um evento de caráter regional possivelmente relacionado às colisões tardias na margem oeste do Gondwana e, iv) a zona de cisalhamento Patos foi formada após a colisão dos crátons Oeste Africano e Congo-São Francisco ao escudo da Borborema, acomodando deslocamentos transcorrentes a partir de descontinuidades crustais formadas em estágio pré-colisional. / The Patos shear zone is an E-W transcurrent structure that deformed Precambrian rocks from the Borborema Province during the Neoproterozoic. The relationships between partial melting and deformation, the nucleation of the shear zone and the thermochronological evolution of mylonites were investigated by means of detailed field work coupled with Anisotropy of Magnetic Susceptibility (AMS), U-Pb SHRIMP geochronology and crystallographic fabrics measured through electron backscatter diffraction (EBSD). In the Santa Luzia dome, located within the Seridó Belt, the magnetic lineations are slightly oblique to the dome NE elongation. Zircon recrystallized rims yield U-Pb ages of 575 ± 3.4 Ma. These data are consistent with ages and magnetic fabrics found in the Acari granite, suggesting that magma emplacement and shearing were coeval in the Seridó belt. In the Espinho Branco anatexite, emplaced within the mylonites of the Patos shear zone, complex field leucosome geometries are not reproduced in the magnetic fabric, which is consistent with the kinematics of the shear zone. However, low susceptibilities (< 0.5 mSI) display a scattering of magnetic orientations and do not correlate with biotite lattice fabrics and field foliations. Nevertheless, anisotropy of anhystheretic remanence fabrics remain parallel to the external strain field, suggesting that AMS dispersions may be related to late percolation of hydrothermal fluids. Mylonitic orthogneisses from the northern border of the Patos shear zone are marked by grain boundary migration, intracrystalline fracturing and myrmekitization at the periphery of grains. Quartz [0001] lattice fabrics form maxima mainly on Y, suggesting activation of prism-a slip systems. Towards the contact with migmatites, the microstructures progressively change from solid-state to magmatic, characterized by widespread interstitial quartz and random orientations of quartz c-axis fabrics. Zircons from the leucosomes yield an age of 566 ± 5 Ma, which is attributed to magma crystallization. The southern border of the Patos shear zone is marked by progressive grain size reduction and formation of fine-grained mylonites to ultramylonites without traces of partial melting. An age of 545 ± 14 Ma, obtained in zircons from an ultramylonitic augen granite, constrains the timing of the low-grade metamorphism. These Southern mylonites show quartz [0001] fabrics with maxima spreading between Z and Y, suggesting activation of prism and basal slip systems. In feldspars, the main activated slip systems are (010)[001] and (010)[100] in all rock types, except for the (100)[010] slip system, observed in the transition from migmatites to low-grade mylonites. TitaniQ temperature estimates record mean temperatures of ~ 490ºC for the southern mylonites. These data allows us to conclude that: i) AMS reflects the final strain increments recorded in migmatites during regional deformation, ii) partial melting and dextral shearing in the Patos shear zone occurred at ~ 565 Ma, while low-grade mylonitisation dated at 545 Ma defines a late reworking at ductile-brittle conditions, iii) this reworking event is observed in other areas of the Borborema Province, defining a regional event possibly associated with late collisions in the western margin of Gondwana, iv) the Patos shear zone was nucleated after the collision between the Congo-São Francisco and West-African Cratons, through accommodation of strike-slip displacements localized in crustal discontinuities previously formed in an early pre-collisional stage.

Los volcanes Aroma y Quimsachata son dos complejos volcánicos andesíticos a dacíticos (60-67% de SiO2) de alto-K, que se edifican por sobre 4.200-4.500 m s.n.m. en el Altiplano de Iquique, al extremo norte de Pampa Lirima. Ambos conforman el Complejo Volcánico Quimsachata Sur – Aroma (CVQS-CVA), el que define una historia evolutiva de ca. 1,6 Ma entre el Plioceno superior y el Pleistoceno inferior, con una actividad registrada de naturaleza predominantemente efusiva y litología relativamente monótona, caracterizada principalmente por: (1) abundancia de inclusiones máficas ovaladas (52-56% de SiO2); (2) la presencia de ‘megacristales’ de sanidina; (3) altos grados de oxidación en anfíbolas y biotitas; y (4) gran diversidad de texturas de desequilibrio. La actividad eruptiva del CVQS-CVA fue separada en dos períodos principales: 3,6-2,6 Ma, donde la actividad volcánica fue contemporánea en ambos complejos y registró una migración de ca. 3,5 km en sentido SE-NW en el CVQS; y hace 1,6 Ma, concentrándose en el CVA. El fin de la actividad en el CVQS-CVA estuvo marcado por el inicio de la actividad volcánica en el C.V. Quimsachata Norte, con características similares a la del CVQS-CVA. La migración del volcanismo en sentido SE-NW contrasta con las observaciones regionales que indican una migración del volcanismo en sentido W-E, lo que representa un rasgo particular del CVQS-CVA en el contexto magmático de Pampa Lirima. El lineamiento NW-SE que localmente conforman sus centros de emisión indica un fuerte control estructural en el ascenso magmático, el que habría estado controlado por fallas profundas, subverticales, de carácter inverso y transcurrente, que representan una zona de transferencia en el estilo estructural del basamento al sur y al norte de Pampa Lirima. La actividad reciente reportada hace 1,1 Ma en el C.V. Quimsachata Norte, y la existencia de fallas profundas que permean el basamento, indican condiciones favorables para la existencia de un sistema geotermal activo, como el que hoy existe en el sector de Pampa Lirima. Los magmas que dieron origen al CVQS-CVA son de naturaleza mantélica y se generaron a partir de bajas tasas de fusión parcial en una fuente con presencia de granate. Estos magmas primitivos de composición basáltica ascendieron hacia un reservorio profundo ubicado a 15-19 km de profundidad, en el límite de la corteza inferior-superior, donde se llevaron a cabo procesos MASH a temperaturas de 860-980° C. Durante su ascenso y estadía en esta cámara profunda, los magmas adquirieron signaturas geoquímicas corticales típicas de los Andes Centrales, debido principalmente a asimilación cortical. Posteriormente, estos magmas ascendieron hasta una cámara superficial ubicada a 6-9 km de profundidad, donde fueron estancados bajo un magma diferenciado riodacítico más frío, viscoso y cristalino, a una temperatura de 640-720° C. El rápido ascenso produjo descompresión adiabática y exsolución de volátiles en los magmas máficos, lo que a su vez indujo gran vesicularidad en ellos. Esto, sumado a cristalización fraccionada del magma máfico en la interfaz y procesos de convección interna por calentamiento de la base de la cámara por parte del magma máfico, dieron pie a intensos mecanismos de automezcla, hibridación (mixing) y mezcla inmiscible (mingling) de magmas. El alto contraste termal entre las fases magmáticas favoreció el desarrollo de enclaves, y el estado subliquidus de estos permitió a su vez el intercambio de masas entre ambas fases magmáticas, lo que definió por una parte un magma híbrido hospedante de composición andesítica a dacítica, y por otra, la presencia enclaves también híbridos de composición andesítica basáltica. Estos procesos explican en gran parte la diversidad de texturas de desequilibrio observadas en los productos del CVQS-CVA y la coexistencia de anfíbolas de distintos tipos. La temperatura de interacción y reequilibrio entre ambas fases magmáticas fue de 720-820° C. La intrusión de magmas máficos en esta cámara superficial se dio a lo largo de la evolución del complejo en diferentes proporciones. Se ha observado además que los procesos de mezcla de magmas han continuado llevándose a cabo en los centros volcánicos recientes del ‘Gap de Pica’, como el C.V. quimsachata Norte y los Domos de Porquesa.

Geóloga / El objetivo de esta memoria es comprender la naturaleza del magmatismo Carbonífero-Triásico de la Cordillera Principal de Vallenar (29°-29° 30 S) y del área de Potrerillos de la Cordillera de Domeyko (26° 15 -26° 30 S), mediante la química e isotopía de muestras datas por el método U-Pb en circón. Este magmatismo se conforma, principalmente, por rocas de composición ácida, dominando las composiciones graníticas en las rocas intrusivas y las composiciones riolíticas en las rocas volcánicas, ambas caracterizadas por tener contenidos relativamente altos de Al2O3 y bajos de P2O5 y de MgO. La interpretación de REE para las rocas del Carbonífero (323-307 Ma) indicarían que el magma se originó con una corteza de espesor normal (30-45 Km) (no engrosada). A su vez, los patrones de REE para la muestra del Pérmico (~286 Ma) ubicada en la Cordillera Principal de Vallenar (29°-29° 30 S), indican probablemente que el magma se originó con una corteza más gruesa, lo cual no se evidencia en la geoquímica de las muestras de la edad pérmica (287-264 Ma) ubicadas en el área de Potrerillos de la Cordillera de Domeyko (26° 15 - 26° 30 S). Finalmente, las rocas del Triásico (232-221 Ma) presentan diseños de REE indicativos de que la corteza presentó procesos de adelgazamiento durante un período de téctonica extensional. Respecto a sus características isotópicas, estas son rocas con altas razones iniciales de 87Sr/86Sr y valores negativos de ɛNd, ambas características son consistentes con la participación de rocas de la corteza continental en la génesis de los magmas. Además, esta participación queda evidenciada en la curva de mezcla realizada entre un dique máfico y un granito de dos micas, la cual sugiere un rango de participación cortical entre el 40% y el 100%. Según este modelo, las rocas del Carbonífero (323-307 Ma) indican un origen derivado de la mezcla entre magmas de origen mantélico y productos de fusión cortical, mientras que las rocas del Pérmico (287-264 Ma) y del Triásico (232-221Ma) se habrían generado probablemente por anatexia cortical, específicamente estas últimas se habrían generado por un 30% aproximadamente de fusión parcial de intrusiones previas, representadas por un granito de biotita de edad carbonífera. El magmatismo del Carbonífero a los 323-307 Ma y del Pérmico a los 287-264 Ma, posee una afinidad calcoalcalina a calcoalcalina alta en K, con carácter meta a peraluminoso, graficado en el campo de los Granitos de Arco Volcánico, lo que junto a las anomalías negativas de Nb-Ta que presentan las muestras, sumado al hecho de ser contemporáneo al prisma acreción de la zona de Vallenar y al Melange de Chañaral del área de Potrerillos, permiten asociar su formación a un ambiente de subducción. El magmatismo Triásico a los 232-221 Ma muestra características geoquímicas de magmas de arco volcánico asociados a subducción (afinidad calcoalcalina y anomalías negativas de Nb-Ta), al igual que las rocas anteriores, así como también características geoquímicas (ubicado en el campo de granitos tipo A de intraplaca) y regionales que sugieren que la génesis de este magmatismo estuvo asociado a un régimen extensional o, a lo menos, transicional, lo que no descarta que haya habido subducción en este período.

Geólogo / La Región de Los Pelambres (31°15 32°7 S y 70°15 70°48 O) se encuentra ubicada en la zona central de la región de subducción plana de los Andes centrales de Chile y Argentina y abarca un registro geológico que va desde el Paleozoico superior hasta el Mioceno superior. 100 análisis de geoquímica de roca total junto a 32 dataciones U-Pb en circón, efectuados en unidades ígneas que afloran en la región, permiten caracterizar la evolución geoquímica del magmatismo desde el Cretácico superior al Mioceno superior (90-8 Ma) y relacionar estas variaciones tanto con la evolución geológica local como la de otros segmentos de los Andes Centrales de Chile. Las principales características petrográficas y geoquímicas del magmatismo en la región muestran que todas las unidades estudiadas poseen características geoquímicas de magmas generados en un arco. El Cretácico Superior se caracterizan por una bimodalidad composicional, un elevado contenido de álcalis (K2O), mineralogía máfica anhidra y patrones planos en sus REE con anomalía negativa de Eu. Estos magmas anhidros fueron generados en condiciones extensionales bajo una corteza adelgazadada y de un estado termal alto, incluyendo, posiblemente mayores aportes corticales durante su génesis y/o evolución. El magmatismo paleoceno muestra una geoquímica equivalente a la del Cretácico Superior, aunque poseen un rango composicional continuo desde basaltos hasta dacitas con menores concentraciones de Th y U. Estas similitudes muestran que la fase compresiva del Cretácico superior (fase K-T) no habría generado importantes cambios en el espesor cortical en la región. El Eoceno se caracteriza por una exclusiva ocurrencia de facies intrusivas. Intrusivos del Eoceno medio presentan pocas diferencias geoquímicas respecto a intrusivos paleocenos, mientras que los intrusivos del Eoceno superior poseen características de magmas hidratados generados a partir de mayores grados de fusión parcial en respuesta a un mayor aporte de fluidos desde la placa subductante. Sus patrones de REE se mantienen planos, indicando que la fase Incaica no habría provocado procesos de engrosamiento cortical capaces de estabilizar granate en la fuente, como es el caso de intrusivos equivalentes asociados a mineralización de Pórfido Cuprífero que afloran en la Cordillera de Domeyko. El magmatismo del Oligoceno Mioceno inferior se caracteriza por un rango composicional que va desde basaltos a riolitas que muestran diferencias espaciales en su geoquímica. Las principales diferencias reconocidas entre las unidades de este periodo incluyen patrones más inclinados en las REE y una mayor ocurrencia de anfíbola en el magmatismo del extremo más oriental, lo que se asociaría a una génesis más profunda fuera del contexto de la cuenca extensional de Abanico. Los cambios geoquímicos más importantes se observan a partior del Mioceno medio e implican cambios importantes en el espesor cortical de la región a partir de los 18 Ma. Estas condiciones habrían favorecido la génesis de los cuerpos mineralizados en Los Pelambres y El Altar (Mioceno superior), la que coincide con uno de los periodos de mayor alzamiento en los Andes Centrales de Chile, durante el cual se habrían alcanzado espesores corticales necesarios para estabilizar granate en la fuente de los magmas, generando así su particular seña adakítica .

El área de estudio se encuentra ubicada en el norte del Perú, al sur del departamento de Ancash. La morfología está compuesta por laderas occidentales y orientales, la Cordillera Negra, la altiplanicie y el segmento final de la Cordillera Blanca. La Cordillera Negra se encuentra conformada en su mayoría, por rocas volcánicas del Cenozoico reconocidas como Grupo Calipuy y en menor cantidad, afloramientos de rocas intrusivas. Las rocas volcánicas fueron emitidas a partir del Eoceno hasta el Mioceno. El objetivo del presente estudio es diferenciar las unidades volcánicas en miembros litológicos y complementar el estudio con las características microscópicas y geoquímicas para determinar la ubicación de los centros de emisión de las rocas volcánicas y así reconstruir la evolución volcánica. La metodología consistió en la fotointerpretación usando imágenes satelitales y fotografías aéreas para diferenciar los contactos entre las unidades litológicas. En campo se realizó el cartografiado geológico, cortes esquemáticos y recolección de muestras para estudios microscópicos y análisis geoquímicos en rocas de emplazamiento de lavas, domos y rocas intrusivas. El contexto geológico regional indica que las rocas volcánicas del Grupo Calipuy se encuentran al oeste del Complejo Marañón y la faja plegada del Paleozoico y Mesozoico; cubriendo en discordancia angular a los Grupos Chicama, Goyllarizquizga y en el sector oeste el Grupo Casma y las rocas intrusivas del Batolito de la Costa. Se identificaron fallas que afectan a las rocas volcánicas del Calipuy en las quebradas Lliuyac Cruz, Lacmacha y Verde Cochapunta las cuales se encuentran en la prolongación de lineamientos regionales NO-SE. Para una mejor descripción de las unidades litoestratigráficas, el área se subdivide en tres zonas 1, 2 y 3, dentro de las cuales se realizan 5 cortes geológicos de la siguiente manera: En la zona 1: El corte A-A’ (Desde la localidad de Marca a la quebrada Lliuyac Cruz) y B-B’ (Desde el río Santa a la quebrada Lliuyac Cruz). En la zona 2: El corte C-C’ (Desde las localidades de Huayllacayán/Congas hasta el cerro Mina Punta) y D-D’ (Desde la localidad de Chiquián hasta Conococha) y en la zona 3: El corte E-E’ (Desde la localidad de Congas hasta Corpanqui). La identificación de las litofacies, texturas, componentes, tamaño de grano y espesor en los afloramientos, ayudaron a comparar los miembros de una zona con otra. La ubicación espacial de las unidades litoestratigráficas permitió identificar dos centros de emisión Jatunan y Paltacayan, los cuales corresponden a las últimas emisiones volcánicas del Grupo Calipuy. El estudio de las características microscópicas permitieron identificar la forma y distribución de los fenocristales y microcristales en lavas, domos y rocas intrusivas, estas muestras también fueron utilizadas para análisis geoquímico. Los resultados geoquímicos confirman que las rocas ígneas pertenecen a la serie calcoalcalina y derivan de magmas húmedos. Las rocas del centro de emisión Jatunan derivan de magmas con asimilación profunda y presentan minerales formados a mayor presión, las rocas volcánicas del centro de emisión Paltacayan derivan de magmas con asimilación somera. La información acerca de la estratigráfica, petrográfica y geoquímica en rocas volcánicas e intrusivas permiten reconocer tres etapas volcánicas. La última de éstas se encuentra controlada por el sistema de fallas Lliuyac Cruz. / Tesis

El Distrito Minero Castaño Nuevo, localizado en el flanco oriental de la región morfoestructural de Cordillera Frontal de San Juan, constituye un sistema complejo donde dos tipos de depósitos epitermales de diferente naturaleza evolucionaron independientemente. La geología del sector comprende una sucesión de rocas volcánicas y piroclásticas que evolucionó desde composiciones andesíticas a riodacíticas, entre los 272,6 ± 2,3 Ma y los 267,6 ± 2,6 Ma (edades U/Pb en circones). Las edades de estas rocas, en conjunto con las características petrográficas y geoquímicas permiten asignarlas a la Formación Vega de Los Machos, la cual representa rocas emplazadas en un arco magmático sobre corteza continental, activo en el Pérmico inferior a medio, y que forman parte de la sección inferior del Grupo Choiyoi. En forma conjunta con la evolución de este vulcanismo, se desarrollaron dos sistemas hidrotermales cuyas características particulares permiten difrenciarlos. En primer lugar, se desarrolló un sistema vinculado a la circulación de fluidos ácidos, representado por texturas tipo vuggy silica, brechas freáticas con fragmentos de vuggy, y depósitos de sílice pulverulenta de tipo steam heated. Las asociaciones de alteración hidrotermal evidencian también el carácter ácido de los mismos, predominando dickita, NH4 illita, jarosita, alunita y sílice. Este sistema presenta una disposición coincidente con un corredor estructural NO-SE, y contiene anomalías de Au, Bi, As, Hg. Estas manifestaciones son cortadas por venillas de cuarzo-turmalina y presentan una alteración sobreimpuesta de turmalina-muscovita, en conjunto con anomalías de Cu-Mo. La edad estaría acotada por una serie de cuerpos intrusivos básicos irregulares, con edad U/Pb en circones de 270,6 ± 3,0 Ma. El segundo sistema hidrotermal presente en el distrito minero es el que reviste mayor importancia. Constituye el resultado de la circulación de fluidos neutralizados, y se manifiesta como vetas epitermales de cuarzo/adularia con mineralización de Au (± Ag), de edades entre 267,0 ± 2,2 y 265,9 ± 2,1 (Ar/Ar en adularia). Las vetas principales se emplazan en fallas de tipo normal y de rumbo, con desarrollo de zonas de apertura donde se reconocieron seis eventos de relleno y brechamiento, que evidencian fluctuaciones en las velocidades de ascenso de los fluidos. Dichos eventos fueron agrupados en episodios de acuerdo a su relación con la mineralización. Asimismo, se registran variaciones en las temperaturas de formación del cuarzo que compone a cada uno de los eventos y se identifican procesos de enfriamiento normal, ebullición sutil y ebullición violenta. El proceso de ebullición constituye el mecanismo principal de precipitación de la mena en las vetas del distrito, caracterizando a los episodios sin- y post-mineralización. La alteración hidrotermal vinculada a estas estructuras es reducida espacialmente, y las asociaciones de minerales reflejan condiciones de pH neutro. La relación Ag/Au para estos sistemas vetiformes es inferior a 10, lo que permite catalogarlos como depósitos epitermales auríferos. Las manifestaciones hidrotermales identificadas en el Distrito Minero Castaño Nuevo forman parte del Cinturón Metalogenético Gondwánico asociado al magmatismo del Grupo Choiyoi. Constituyen dos sistemas epitermales desarrollados en distintos niveles corticales, con anomalías moderadas de oro, cuyo estudio y correcto entendimiento son de gran importancia a escala local y regional. / The Castaño Nuevo Mining District, located on the eastern side of Cordillera Frontal, San Juan province, consists on a complex system where two different epithermal deposits with distinct characteristics evolved independently. The studied area comprises volcanic and volcaniclastic rocks that were extruded between 272.6 ± 2.3 Ma and 267.6 ± 2.6 Ma (Zircon U/Pb dating). The ages of these rocks in addition to the petrological and geochemical characteristics, allow to assign this sequence to the Vega de los Machos Formation, which was interpreted as the result of a magmatic arc evolution developed during Lower to Medium Permian, and make up the lower part of the Choiyoi Group. Together with the volcanism, two hydrothermal systems of different nature have evolved. The first one was developed from acidic fluids, and produced vuggy silica textures, phreatic breccias with vuggy fragments and steam heated-type alteration. Hydrothermal mineral assemblages also reflect fluid acidity, the main minerals associated are dickite, NH4 illite, jarosite, alunite and quartz. The distribution of these features is controlled by a NO-SE structural corridor, where anomalous values of Au, Bi, As and Hg are registered. The previous manifestations are cut by quartz-tourmaline veinlets, overprinting the acidic clays and involving Cu-Mo anomalies. The age of the whole system has not been determinated directly, but could be restricted by the age of the intrusion of irregular andesitic bodies (270.6 ± 3.0 Ma, zircon U/Pb). The second hydrothermal system is the most important deposit of the Castaño Nuevo Mining District, and has been developed from neutral fluids, and is represented by quartz/adularia epithermal veins with Au (± Ag) mineralization also from Permian age (267.0 ± 2.2 and 265.9 ± 2.1, adularia Ar/Ar dating). The main veins are related to normal and strike-slip faults, where, depending on the cinematics of each fault, open spaces are generated (jogs) where six events of infill and brecciation were identified. These events are related to fluid ascent velocity which fluctuated along time and was controlled by fracture opening speed. The events could be differentiated in terms of mineralization in three episodes pre-, sin- and post-mineralization. The main mechanism for gold precipitation on these veins is boiling, and each infill event could be classified as non-boiling, gentle boiling or flashing boiling event. Alteration assemblages related to these veins reflect the neutral conditions of the fluids and developed narrow halos surrounding the main structures. All veins show silver/gold ratios below 10, so quartz/adularia veins from Castaño Nuevo Mining District could be classified as gold-rich low sulfidation epithermal system. Hydrothermal manifestations identified at Castaño Nuevo Mining District belongs to the Choiyoi Magmatic Belt related to arc and back-arc extensional tectonism. The epithermal systems identified were developed at different depths from the surface and could be derived from different magmatic sources. The study and correct understanding of this district has a relevant regional and local significance.

Made available in DSpace on 2015-03-13T17:08:39Z (GMT). No. of bitstreams: 1 LuizGSD_ate_cap6.pdf: 3498562 bytes, checksum: 2d2d95d878c0320cd578c1fd98d02cfe (MD5) Previous issue date: 2006-08-31 / Coordena??o de Aperfei?oamento de Pessoal de N?vel Superior / The of Serrinha plutonic suite, northeastern portion of the Borborema Province (NE Brazil), is characterized by a voluminous and diversified magmatism of Neoproterozoic age, intrusive in the Archean to Paleoproterozoic gneissic-migmatitic basement of the S?o Jos? de Campestre massif. Field relations and petrographic and geochemical data allowed us to individualize different lithologic types among this plutonic suite, which is represented by intermediate to mafic enclaves, porphyritic diorites, porphyritic granitoids, porphyritic granodiorites, microporphyritic granites and dykes/sheets of microgranite. The intermediate-to-mafic enclaves occur associated with porphyritic granitoids, showing mixture textures. The porphyrytic diorites occur as isolated bodies, generally associated with intermediate-to-mafic enclaves and locally as enclaves within porphyritic granites. The granodiorites represent mixing between an intermediate to mafic magma with an acidic one. The micropophyritic granites occur as isolated small bodies, generally deformed, while the microgranite dykes/sheets crosscut all the previous granitoids. A U-Pb zircon age of 576 + 3 Ma was obtained for the Serrinha granite. This age is interpreted as age of the peak of the regional ductile deformational event (D3) and of the associated the E-W Rio Jacu shear zone, which control the emplacement of the Neoproterozoic syntectonic plutons. The porphyrytic granitoids show monzogranitic composition, transitional between peraluminous and metaluminous types, typically of the high potassium subalkaline-calc-alkaline series. The intermediate-to-mafic enclaves present vary from quartz diorite to tonalite/granodiorite, with metaluminous, shoshonitic affinity. The diorites are generally quartz-monzodiorite in composition, with metaluminous, subalkaline affinity. They display coarse-grained, inequigranular, porphyrytic texture, with predominance of plagioclase phenocrystals immersed in a matrix composed of biotite and pyroxenes. The microporphyrytic granites are essentially monzogranites of fine- to medium-grained texture, whereas microgranite dikes/sheets varying from monzogranites to syenogranites, with fine to media texture, equigranular. The diversified magmatism occurring at a relatively small surface associated with shear zones, suggests lithospheric dimensions for such structures, with magma extractions from different depths within the lower crust and upper mantle. The geological, geochemical and geochronological characteristics of the Serrinha plutonic suite suggest a pos-collisional geodynamic context for the Neoproterozoic magmatism. Thermobarometric data show emplacement conditions in the range 5-6 kbar (AlTamphibole) and 730-740?C (plagioclase-amphibole) for the porphyrytic granitoids (Serrinha body) and the intermediate-to-mafic enclaves / A su?te plut?nica da regi?o de Serrinha, localizada no extremo nordeste da Prov?ncia Borborema (NE do Brasil), caracteriza-se por um volumoso e diversificado magmatismo de idade neoproteroz?ica, intrusivo no substrato gn?issico-migmat?tico, de idade arqueana a paleoproteroz?ica, do Maci?o S?o Jos? de Campestre. Rela??es de campo, dados petrogr?ficos e geoqu?micos permitiram individualizar os diferentes tipos litol?gicos desta su?te plut?nica, que s?o representados por encraves intermedi?rios a m?ficos, rochas dior?ticas porfir?ticas, granit?ides porfir?ticos, granodioritos porfir?ticos, granitos microporfir?ticos e diques/sheets microgran?ticos. Os encraves intermedi?rios a m?ficos ocorrem, principalmente, associados aos granit?ides porfir?ticos, exibindo fei??es de mistura. Os dioritos porfir?ticos ocorrem como corpos isolados, associados com encraves intermedi?rios a m?ficos, e localmente como encraves nos granitos porfir?ticos. Os granodioritos representam um f?cies t?pico de mistura entre um magma intermedi?rio a m?fico, dior?tico, e outro ?cido, granitico. Os granitos microporfir?ticos apresentam-se como pequenos corpos isolados, geralmente deformados. Os diques e sheets microgran?ticos s?o tardios na seq??ncia magm?tica da ?rea estudada, com rela??es intrusivas nas demais unidades magm?ticas. Uma idada U-Pb em zirc?o de 576 + 3 Ma foi obtida para o Granito Serrinha, que ocorre controlado por uma zona de cisalhamento de dire??o geral E-W (Zona de Cisalhamento Rio Jacu). Tendo em vista o car?ter sintect?nico desse pl?ton, essa idade marca a sua coloca??o e o pico da deforma??o D3 associada. Este evento ? respons?vel pela atual arquitetura estrutural da ?rea mapeada, com gera??o da tect?nica ranscorrente/distensional impressa nas zonas de cisalhamento que controlam o alojamento dos pl?tons neoproteroz?icos. Os granit?ides porfir?ticos apresentam composi??o predominantemente monzogran?tica, apresentando caracter?sticas transicionais entre peraluminosos e metaluminosos, tipicamente de afinidade subalcalina - c?lcio-alcalina de alto K. Os encraves intermedi?rios a m?ficos variam de quartzo dioritos a tonalitos/granodioritos, com textura faner?tica fina a m?dia. S?o rochas metaluminosas de afinidade shoshon?tica. As rochas dior?ticas porfir?ticas s?o principalmente quartzo monzodioritos, com textura inequigranular porfir?tica, com predom?nio de fenocristais de plagiocl?sio imersos numa matriz composta por biotita e pirox?nios. S?o rochas metaluminosas, de afinidade subalcalina m?fica. Os granitos microporfir?ticos s?o essencialmente monzogranitos de textura fina a m?dia, inequigranular, e os diques e sheetsmicrogran?ticos apresentam composi??o variando de monzogranitos a sienogranitos, com textura fina, equigranular. Apesar da pouca quantidade de dados, essas rochas apresentam caracter?sticas de afinidade geoqu?mica com a s?rie c?lcio-alcalina de alto K. O diversificado magmatismo ocorrendo em uma superf?cie relativamente pequena, associado a zonas de cisalhamento, apontam dimens?es litosf?ricas para essas estruturas, com extra??o de magmas a partir de diferentes n?veis da crosta e do manto superior. As caracter?sticas geol?gicas, geoqu?micas e geocronol?gicas da su?te plut?nica Neoproteroz?ica da regi?o de Serrinha sugerem um contexto geodin?mico p?s-colisional para a coloca??o dos corpos estudados ao final da orog?nese Neoproteroz?ica. Dados termobarom?tricos apontam condi??es P-T da ordem de 5-6 kbar (AlT-anfib?lio) e 730-740?C (plagiocl?sio-anfib?lio) para a coloca??o dos granit?ides porfir?ticos e encraves intermedi?rios a m?ficos associados

Geólogo / En el Batolito Fueguino (53º!56ºS), se reconocen tres suites de rocas plutónicas, establecidas según sus diferencias temporales, espaciales y petroquímicas. En base a sus edades de cristalización U!Pb SHRIMP en circón, se distinguen los siguientes grupos: Jurásico Tardío (151!159 Ma), Cretácico (66!124 Ma) y Paleógeno (46!66 Ma). El primer grupo !Jurásico Tardío! se ubica a lo largo del borde norte del Batolito Fueguino. Está compuesto, esencialmente por leucogranitos de dos micas y metagranitos, de carácter peraluminoso, potásico y con alto contenido de sílice (77!80%) y álcalis. Patrones normalizados de elementos traza sugieren que la génesis de estas rocas involucra procesos de anatexia cortical, asociados al quiebre de Gondwana y la apertura de la Cuenca Rocas Verdes. El segundo grupo !Cretácico! ubicado al sur del grupo anterior, está compuesto por litologías que van desde gabros hasta granodioritas, siguiendo un patrón de cristalización calcoalcalino de carácter metaluminoso (ocasionalmente peraluminoso), sódico y magnesiano. Patrones normalizados de elementos traza indican que estas rocas se habrían formado en un ambiente de subducción, asociado al inicio de la etapa compresiva relacionada con la orogenia Andina y al cierre de la Cuenca Rocas Verdes, durante el primer pulso compresivo (90 70 Ma). El tercer grupo !Paleógeno! ubicado de manera intercalada con las rocas cretácicas y, levemente desplazado aun más hacia el margen costero del Batolito Fueguino, está compuesto por dioritas, tonalitas y granodioritas de carácter calcoalcalino, metaluminoso, sódico y magnesiano. Su signatura geoquímica sugiere un ambiente de génesis relacionado a subducción en el margen Sudamericano, asociado a la continuación de la orogenia Andina, durante el segundo pulso compresivo (60 40 Ma). Imágenes de catodoluminiscencia de cristales de circón evidencian características similares entre los minerales de cada grupo. Los cristales de circón del Jurásico Tardío y Cretácico presentan morfologías aciculares (subhedrales a euhedrales), ocasionalmente obladas con núcleos bien desarrollados y zonaciones concéntricas, de tamaños ~200 μm y ~500 μm, respectivamente. Por su parte, los cristales del Paleógeno (~200 μm), presentan morfologías obladas (ocasionalmente aciculares), anhedrales a subhedrales. Estas morfologías sugieren altas velocidades de cristalización de los circones de los grupos Jurásico Tardío y Cretácico, y velocidades menores en el desarrollo de los cristales del grupo Paleógeno. Es posible estimar la temperatura de saturación de circón (según Harrison & Watson, 1983), para las rocas del Batolito Fueguino: 680º 800ºC para el Jurásico Tardío, 630º 770ºC para el Cretácico y 750º 800ºC para el Paleógeno. A partir de lo anterior se sugiere que, las edades U Pb SHRIMP en circón de las rocas del Batolito Fueguino corresponden: para las rocas jurásicas a edades de estadios primarios en el proceso de cristalización del magma, mientras que para las rocas cretácicas y paleógenas, estas edades representarían periodos intermedios a tardíos dentro del mismo proceso. Las rocas del Batolito Fueguino y del Batolito Sur Patagónico, muestran una similitud temporal excepto para los episodios plutónicos entre 144 137 Ma y 25 15 Ma del Batolito Sur Patagónico. A pesar de que no se han encontrado evidencias plutónicas en el Batolito Fueguino durante estos periodos en el presente trabajo, no se descarta actividad magmática en el sector, dada la presencia de rocas volcánicas y subvolcánicas correlacionables con las rocas plutónicas del Batolito Sur Patagónico: Formación Hardy (Cretácico Inferior) y Complejo Volcánico Packsaddle (Neógeno, 21 18 Ma). Por otro lado, los patrones normalizados de REE sugieren que, posiblemente el Batolito Fueguino se desarrollo en condiciones de un mayor espesor cortical que las rocas Batolito Sur Patagónico.

O magmatismo Penatecaua no Estado do Pará faz parte da Província Magmática do Atlântico Central (CAMP) cuja formação precedeu a ruptura do Pangea, o mais recente supercontinente. Nos arredores das cidades de Medicilândia, Placas, Rurópolis, Monte Alegre e Alenquer afloram uma grande quantidade de soleiras de diabásio e diques observados ao longo de estradas. Idades 40Ar/39Ar recentes atribuem a idade de ~ 201 Ma para o magmatismo CAMP nessa região. Estudo paleomagnético nessas intrusões foi realizado em trinta sítios de amostragem nas cinco áreas acima citadas. A magnetização remanente característica dos sítios estudados é de polaridade normal e foi identificada através de desmagnetizações por campos magnéticos alternados e térmicas e interpretada como termorremanente, adquirida na época do resfriamento da rocha. Os portadores magnéticos são magnetitas ou titano-magnetitas com baixo conteúdo de Titânio. O polo paleomagnético calculado com base em 20 sítios de amostragem e incorporando dados da literatura para o mesmo magmatismo, situa-se a 78 ºN 85.1 ºE (N = 25; 95 = 4.2; k = 47.78) e é coerente com polos de outras ocorrências ígneas da América do Sul já identificadas como pertencentes ao evento CAMP. Essa similaridade de resultados reforça as observações de que o CAMP na América do Sul foi um evento muito rápido e isso é notado claramente no registro magnético das rochas do Penatecaua. / The Penatecaua magmatism occurring in northern Brazil (Pará State) belongs to the so-called Central Atlantic Magmatic Province (CAMP), which preceded the Pangaea breakup. Near the cities of Medicilândia, Placas. Rurópolis, Monte Alegre e Alenquer diabase sills and dikes outcrop along roads. Recent 40Ar/39Ar dating give an age of ~ 201 Ma for the CAMP magmatism in the area. The paleomagnetic study on 20 sampling sites of the Penatecaua magmatism, revealed stable characteristic magnetization components through alternating magnetic field and thermal demagnetizations. The main magnetic carriers are magnetite or low-Ti titanomagnetites. The paleomagnetic pole based on the studied sites and incorporating more data from the literature for the same magmatism is located at 78 ºN 85.1 ºE (N = 25; 95 = 4.2; k=47.78) and is coherent to other South American CAMP paleomagnetic poles for which good age control is available. This similarity of results reinforces the observations that the CAMP in South America was a very fast event and this is noticed in the magnetic record of the Penatecaua rocks.

O maciço alcalino máfico-ultramáfico Ponte Nova (SP-MG) apresenta uma associação litológica eminentemente gabróide, gerada por sucessivos pulsos magmáticos, há aproximadamente 86 Ma. Constitui a única ocorrência de tendência alcalina do setor norte da província Serra do Mar com predomínio acentuado de rochas máficas e ultramáficas cumuláticas. Apresenta duas áreas de exposição: uma principal, maior (~5,5 km2), de forma elíptica e com grande variedade de litotipos, e uma menor (~1 km2), localizada a sul da primeira, estando ambas separadas por rochas do embasamento Pré-Cambriano. Na área principal, o pulso central é constituido de uma seqüência inferior, cumulática, caracterizada pela presença de cumulatos ultramáficos e melagábricos (e.g., olivina clinopiroxenitos e melagabros com olivina), e uma seqüência superior, com rochas gábricas e monzogábricas porfiríticas e equigranulares. Tais seqüências associadas a um mesmo pulso são confirmada pelas variações crípticas em minerais, pela composição geoquímica das rochas e pelas assinaturas isotópicas obtida. À região oeste e sul deste pulso central encontra-se, separada por falhas, uma seqüência inferior muito semelhante, cumulática porém com a seqüência superior caracterizada principalmente pela ocorrência de rochas bandadas e com maior concentração de nefelina em relação às rochas da área central. Estas ocorrências parecem estar relacionadas a um segundo pulso associado à esta área principal, conforme indicado pela evolução da seqüência superior, pelas assinaturas isotópicas e condições de fO2 calculadas e por variações crípticas encontradas em alguns minerais das rochas bandadas, como olivina. Já na área satélite a sul, predominam melamonzonitos com nefelina que, embora permitam algumas correlações com as rochas da seqüência superior do pulso central, o enriquecimento em diferentes traços bem como a assinatura isotópica apontam para um pulso magmático isolado. Esta área ainda apresenta litotipos mais evoluídos (e.g., monzonitos com nefelina) que, conforme as características isotópicas e também a distribuição dos traços, permite individualizá-lo como um pulso separado. Outros pulsos isolados e menores são caracterizados, predominando rochas melagábricas, variando entre olivina melamonzodioritos a melamonzodioritos com olivina no pulso satélite norte e rochas mais evoluídas, variando entre nefelina monzodioritos a monzodioritos com nefelina, no pulso satélite leste. Diferenciados félsicos finais ocorrem sob a forma de diques, vênulas e possivelmente bolsões, e variam de leucocráticos a mesocráticos, com rochas de composições monzoníticas a monzossieníticas, chegando a nefelina sienitos em alguns casos, e podem ser considerados representativas do líquido residual dos diferentes pulsos que sofreram migração para diferentes porções do maciço. Um corpo de brecha magmática ocorre confinado à região leste, posterior aos pulsos anteriormente descritos, com fragmentos líticos de todos os litotipos gabróides anteriormente descritos. Diques máficos (lamprófiros, tefritos e basanitos) e félsicos (tefrifonólitos a fonotefritos) intrudem as rochas do maciço, sendo estes representativos de diferentes fontes mantélicas e possivelmente ocorrendo em estágios distintos. As diferentes assinaturas isotópicas registradas para os diques, que abrangem o amplo espectro obtido para os diferentes pulsos do maciço, confirmam o caráter multi-intrusivo desta ocorrência. O caráter cumulático é bastante pronunciado nos principais pulsos do maciço Ponte Nova. Os altos índices de máficos (M), os baixos conteúdos de Na e K, o caráter ultrabásico e a composição de picrito e picrobasalto de parte das amostras evidenciam este caráter e apontam a cristalização fracionada como principal mecanismo atuante na evolução do maciço. A variação composicional das fases cumulus ao longo de todo maciço, especialmente relacionada aos índices envolvendo a razão Mg/(Mg+Fe2+) tanto na olivina quanto no clinopiroxênio, com a progressiva diminuição deste índice em direção às rochas da seqüência superior, indicam que mecanismos de fracionamento magmático dominam a variação vertical modal e geoquímica do maciço em seus principais pulsos. Variações crípticas obtidas também em fases intercumulus, compatíveis com o trend evolutivo dos minerais cumulus, favorecem a idéia de estas fases serem representativas principalmente de um líquido aprisionado (trapped liquid) no momento da acumulação, guardando portanto a composição do líquido em equilíbrio com o cumulato formado. Assim, infere-se que o processo de acumulação envolvido, com conseqüente aprisionamento de líquido, deve ter-se dado de maneira relativamente rápida. Tal consideração tende a indicar um processo gravitacional de acumulação para grande parte das rochas do maciço. Já os casos onde são encontradas estruturas bandadas, alternando-se bandas máficas e félsicas (associadas a regiões próximas ao contato com o embasamento), apontam para uma possível ação mais efetiva de correntes de convecção. Com relação aos parâmetros intensivos, as rochas do maciço Ponte Nova cristalizaram-se a uma profundidade relativamente rasa (entre 1 e 0,5 kbar), conforme indicado pela composição dos clinopiroxênios. A história de cristalização do maciço inicia-se algo acima de 1030ºC, que representa o início do equilíbrio olivinaclinopiroxênio, terminando em ±600º C, com o equilíbrio apatita-biotita (fases intersticiais finais). Conforme modelamentos geoquímicos evidenciam, os diques máficos junto ao Maciço Ponte Nova e os que são encaixados no embasamento adjacente a este, de composição principalmente basanito-tefrítica, podem ser considerados representativos do magma parental que levou à formação das rochas cumuláticas do maciço. Modelos de fusão indicam que os diques máficos que cortam o maciço e, conseqüentemente, o magma parental do Maciço Ponte Nova, podem ter como fonte mantélica tanto espinélio lherzolitos como granada lherzolitos. Em ambos os casos o manto deve estar previamente enriquecido em elementos traços. A este enriquecimento é atribuido como causa o metassomatismo mantélico. As assinaturas isotópicas encontradas para os diferentes litotipos do maciço Ponte Nova pressupõe uma fonte mantélica heterogênea, sendo representativas dos diferentes graus de enriquecimento do manto litosférico. As idades modelo (TDM) obtidas, que podem ser atribuídas aos períodos de enriquecimento metassomático do manto, são correlacionáveis com os eventos regionais de evolução crustal neoproterozóica, principalmente ligados a eventos de subducção. As evidências significativas das heterogeneidades mantélicas (tanto em escala regional quanto numa escala local) com assinaturas isotópicas tipicamente litosféricas, do enriquecimento geoquímico da fonte (indicando um metassomatismo mantélico e uma fonte rica em voláteis) e do claro controle tectônico dos pulsos alcalinos (associados à reativação das principais zonas de fraqueza regionais), tendenciam uma interpretação favorável a modelos relacionados principalmente a fenômenos litosféricos, se comparadas aos modelos envolvendo plumas mantélicas. / The Ponte Nova alkaline mafic-ultramafic massif (~85 Ma) is mainly composed of a gabbroic association, generated by successive magmatic pulses. It is the single alkaline massif of the northern sector of Serra do Mar Province with predominance of mafic and ultramafic cumulitic rocks. The Ponte Nova massif crops out in two areas: the larger one (~5.5 km2), with elliptical shape and a wide variety of lithotypes, and the smaller satellite area (~1 km2), located south of the main area. These are separated by outcrops of Precambrian basement. The central pulse of the larger area is composed by a lower sequence, cumulitic, characterized by the presence of ultramafic and melagabbroic cumulates (e.g., olivine clinopyroxenites and olivine-bearing melagabbros), and an upper sequence, with porphyritic and equigranular gabbroic and monzogabbroic rocks. Such sequences are associated with the same magmatic pulse, as indicated by cryptic variations in minerals, whole-rock geochemistry and isotopic signatures. At the western and southern adjoining regions of this central pulse, separated by faults, a similar cumulitic lower sequence crops out. However, the upper sequence of these regions is characterized by the occurrence of banded rocks with higher concentration of nepheline than in the central area. These occurrences seem to be related to a second magmatic pulse, as indicated by evolution of its upper sequence, by isotopic signatures, calculated fO2 conditions and cryptic variations in some minerals of the banded rocks, such as olivine. In the southern satellite area, nepheline-bearing melamonzonites are the predominant rocks. Although correlations with rocks of central pulse upper sequence can be established, the enrichment in several trace elements as well as its isotopic signatures point to an isolated magmatic pulse. This area also presents more evolved lithotypes (e.g., nepheline-bearing monzonites) that, as indicated by isotopic characteristics and the distribution of the trace elements, could be interpreted as a distinct pulse. There are other isolated and smaller pulses in the larger area. Melagabbroic rocks varying between olivine melamonzodiorites to olivine-bearing melamonzodiorites are found in a northern satellite pulse. More evolved rocks varying between nepheline monzodiorites and nepheline-bearing monzodiorites are found in an eastern satellite body. Late-stage felsic rocks occur as dykes, venules and patches, and vary from leucocratic to mesocratic rocks, monzonitic to monzosyenitic in composition (nepheline syenites in some cases). These rocks are possibly representative of residual liquids that had suffered migration for different portions of the massif. A magmatic breccia occurs in the eastern region of the main area, subsequent to the described pulses, with the previously described lithic fragments of all gabbroic lithotypes. Mafic (lamprophyres, tephrites, basanites) and felsic (tephriphonolites to phonotephrites) dykes intrude the massif rocks. These are representative of different mantle sources and possibly occur in distinct magmatic stages. The wide-range isotopic signatures of these dykes, that comprise the wide range obtained for the different pulses of the massif, confirm the multi-intrusive character of this occurrence. The cumulitic character is strongly characterized in the main pulses of the Ponte Nova massif. The high mafic index (M), the low Na and K contents, the ultrabasic character and the composition of picrite and picribasalt of part of the samples evidence this character and point to fractional crystallization as the main operating mechanism in the evolution of the massif. The compositional variation of the cumulus phases throughout all the massif, particularly in terms of Mg/ (Mg+Fe2+) ratios, either in olivine or clinopyroxene, with the gradual reduction of this index towards the upper sequence, indicates that magmatic fractionation dominates the modal and geochemical vertical variation of the massif in its main pulses. Cryptic variations obtained also in intercumulus phases, compatible with evolutive trend of cumulus minerals, suggest that these phases represent a trapped liquid at the moment of the accumulation, and the composition of liquid and cumulate were in equilibrium. Thus, it may be inferred that the process of accumulation must have been relatively fast, indicating a gravitational process of accumulation for most rocks of the massif. The banded structures near the contact with the basement, alternating mafic and felsic banding, suggest a more effective action of convection currents. The Ponte Nova massif crystallized at relatively low depth (between 1 and 0,5 kbar), as indicated by clinopyroxene compositions. The massif crystallization sequence begins above 1030ºC, representing the beginning of the olivine-clinopyroxene equilibrium, and did proceed until ±600oC, with the apatite-biotite equilibrium (final interstitial phases). The mafic dykes intruding the Ponte Nova massif and those in the adjacent basement, mainly of basanitictephritic composition, possibly represent the parental magma of the cumulitic rocks of the massif, as indicated by geochemical models. The Ponte Nova massif isotopic signatures of the different lithotypes indicate a heterogeneous mantle source, with variable degrees of lithospheric mantle enrichment. Model ages (TDM) can be attributed to periods of mantle metassomatic enrichment and are correlated with the regional events of Neoproterozoic crustal evolution, mainly related to subduction events. The significative evidences of mantle heterogeneities (both at regional and local scale) with typically lithospheric isotopic signatures, of geochemical source enrichment (indicative of mantle metassomatism and a volatile-rich source) and of clearly tectonic control of the alkaline pulses (associated to the reactivation of the main regional zones of weakness), led to a favorable interpretation of models mainly related to lithospheric phenomena, if compared with models involving mantle plumes.