A bacia sedimentar do Paraná tem sido objeto de muitos estudos cujos trabalhos enfocam tanto os aspectos humanos quanto os aspectos físicos da paisagem. As rochas da Formação Serra Geral, as vulcânicas básicas e ácidas, após submetidas aos processos de intemperismo resultam em solos que são bastante conhecidos, principalmente aqueles desenvolvidos a partir de basaltos. Os principais tipos são: a Terra Roxa Legítima e a Terra Roxa Estruturada que dominam na porção norte da bacia e os Latossolos Brunos, Planossolos, Vertissolos, Terras Brunas e Criptopodzólicos presentes na porção sul. Porém, as informações referentes a estes solos são pontuais e dispersas em vários trabalhos, não existindo nenhum trabalho de síntese. Neste trabalho, o enfoque é a compreensão global da evolução e distribuição dos solos formados sobre as rochas vulcânicas da Bacia do Paraná. Para isso, foi criado um banco de dados contendo informações mineralógicas, físicas, químicas e físico-químicas dos solos estudados que serviram de base para a elaboração de cartas pedogeoquímicas da área. Estas cartas foram feitas utilizando um Sistema de Informação Geográfica. Com base nestas cartas foi possível estabelecer a repartição dos principais meios de alteração presentes na bacia e correlacioná-los com as condições ambientais. São eles: meio laterítico dessaturado, meio laterítico aluminizado e meio saturado. / Not available.

As brechas vulcânicas do maciço alcalino de Tunas são estudadas detalhadamente com base na sua petrografia e análise de minerais da matriz por microssonda. O maciço é formado de sienitos, sienitos alcalinos, gabros, monzogabros, dioritos, monzodioritos, veios pegmatóides e diques alcalinos (traquitos, microssienitos e bostonitos). Essas rochas consistem de feldspatos, clinopiroxênios, biotitas e anfibólios em maior quantidade e, subordinadamente, de olivina, feldspatóides ou quartzo, opacos, zircão e apatita. São descritos sete corpos de brechas aflorando em localidades diferentes do maciço, quatro na sua porção noroeste e três na parte central. As brechas, classificadas como intrusivas de conduto e tufisíticas, são constituídas por clastos de rochas formadoras do maciço, rochas encaixantes e por fragmentos essenciais. Elas são também separadas com base no tipo de matriz. O cálculo da proporção dos clastos em relação à matriz para fins de classificação textural, efetuado em diversas etapas, permite distinguir brechas suportadas por matriz, por matriz e clastos e somente clasto(tipo menos comum). Análises de fedspatos e piroxênios por microssonda revelam a estreita associação dessas rochas com as demais litologias alcalinas do maciço. O modo de ocorrência, o tamanho, a forma e a composição dos clastos e o tipo de matriz das brechas de Tunas são comparados com dados de literatura. Para a sua formação propõe-se uma origem com base nos processos de fluidização, com participação de correntes fluidizadas. / The volcanic breccias of the Tunas álcali massif are studied in details through their petrography and analysis of the matrix minerals by microprobe. The massif is formed by syenites, alkali syenitesm pegmatoides veins and alkali dikes (trachytes, microsyenites and bostonites). These rocks are fundamentally composed of feldspars, clinopyroxenes, biotites and amphiboles and, subordinately, of olivines, feldspatoids or quartz, opaques, zircon and apatite. Seven breccia bodies are described in different outcrops of the massif, four bodies in the northwest portion and three bodies in the central portion. The breccias are classified as intrusives of conduit and \"tufisiticas\". They are constituted of clasts of rocks that form the massif of country rocks and of essencial fragments. These rocks are also classified by the kind of matrix. The proportional balance of the clasts about the matriz (based on textural classification) permits the distinction of the breccias as: \"matrix-supported\", \"clast-matrix-supported\" and \"clast-supported\". The microprobe analysis of feldspars and pyroxenes shows the association of these rocks with the other alkali lithologys of the massif. The kind of matrix, the size, the form, the composition and how the clasts appear are compared with information from literature. We propose (for its formation) a fluidization process with fluidity currents.

A região oriental do Paraguai, situada entre os paralelos 22º e 28º de latitude S e meridianos 54º e 58º de longitude W, perfaz um total de 159.827 km². Sucintamente, abrange rochas do embasamento Pré-cambriano, depósitos do Paleozóico Inferior, Médio e Superior, passando a sedimentos mesozóicos e cenozóicos, além de \"sills\", \"flows\", diques básicos e alcalinos ocorrendo associados a \"stocks\" alcalinos posicionados entre o NeoPermiano e o Terciário.Estratigraficamente, distinguem-se duas unidades pré-cambrianas, Norte e Sul. O Pré-cambriano Norte apresenta uma cobertura de margem cratônica Eo-Cambriana, além de fácies arenosas do Carbonífero, em contraste nítido com as litologias graníticas e vulcânicas. Às formações anteriores se associam, no Pré-cambriano Sul, rochas sílico-clássicas do Ordoviciano-Siluriano e arenosas do Permiano, refletindo litologias e estruturas com evolução diferenciada, embora insuficientes para caracterizar uma descontinuidade crustal, litosférica ou mesmo deformações dos núcleos pré-cambrianos. Faz parte desse conjunto a bacia marginal precoce de margem cratônica, responsável pelos sedimentos clássicos da Formação Vallemí e calcários da Formação Cambajhopo, ambos pertencentes ao Grupo Itapucumí. Regionalmente, as feições geotectônicas das unidades paleozoicas refletem episódios de área de bacia, com o desenvolvimento da fase de subsidência, esta coincidente com o preenchimento sílico-clástico do Grupo Caacupé, ainda que a maior parte da sedimentação esteja associada ao Grupo Itacurubí (Llandoveriano). Sobre esses depósitos se coloca o \"blanket\" arenoso e conglomerático que constitui a base da Formação Arroyos Esteros e que marca o desenvolvimento do aulacógeno Siluro-Devoniano. Após a discordância EoCarbonífera, a zona assume caráter flexural, sendo retomada a deposição, agora de natureza glacial, com o Grupo Coronel Oviedo e, em parte, com a Formação Aquidabán. Por outro lado, o Permiano apresenta, no todo, um caráter transgressivo na direção SW, com o Grupo Independencia, o acúmulo de arenitos da Formação San Miguel, além dos calcários da Formação Tacuary, mais para NE. Entre o Permiano e o Triássico tiveram início atividades magmáticas alcalinas guardando relação com mega-estruturas do tipo \"rift\" e sedimentos flúvio-eólicos da Formação Misiones; seguem-se derrames basálticos da Formação Alto Paraná e arenitos da Formação Acaray, entre o NeoJurássico e o EoCretáceo. O Cenozóico assiste uma revolução na geometria interna, de natureza vertical e pequena escala, mas de magnitude suficiente para intervir na distribuição de litofácies da Formação Patiño. O Quaternário ocorre numa faixa alongada segundo NS, acompanhando o rio Paraguai; quatro unidades aluvionais são individualizadas, com a mais antiga, formada por material detrítico situado em terraços antigos; é seguida por conglomerados e calcários de pedimento, passando a sedimentos inconsolidados de planícies aluviais recentes e, por último, a cascalhos de planícies atuais sobrepostos por bancos arenosos. Em geral, o quadro geotectônico do Paraguai Oriental aponta para a existência de diversos pólos de atividade tectono-magmática, que deram origem a numerosos focos alcalinos distribuídos por várias províncias. A do Alto Paraguai congrega rochas sieníticas saturadas e insaturadas e apresenta idade em torno de 250 Ma. As de Amambay e Central estão ligadas a rochas de tendência potássica e exibem idade aproximada de 130 Ma. A de Misiones guarda relação com rochas ultra-alcalinas com idade média de 116 Ma, enquanto que a mais recente (61-39 Ma) reúne diversos corpos de rochas ultrabásicas de natureza sódica. / The eastern region of Paraguay located between parallels 22º and 28º S and meridians 54º to 58º W represents a total area of 159,827 km². It includes Pre-cambrian basement rocks, Lower to Upper Paleozoic deposits overlain by Mesozoic and Cenozoic sediments, in addition to sills, flows and dikes all of them related to alkaline stocks during the NeoPermian to Tertiary times. Stratigraphically, it contains two Pre-cambrian areas, north and south. The northern unit presents an Eo-Cambrian cratonic margin cover as well as a facies of Carboniferous sandstones contrasting with granitic and volcanic lithologies. To those formations are associated, at the southern area, Ordovician-Silurian silico-clastic rocks and Permian sandstones reflecting lithology and structure with a differentiated evolution, although insufficient to characterize a crustal discontinuity, lithospheric or other deformations of the Pre-cambrian nucleous. Also included in this group is the early marginal basin to the cratonic border which is responsible for the clastic sediments of the Vallemí Formation and the carbonate rocks of the Cambájhopo Formation both belonging to the Itapucumí Group. The geotectonic facies of the Paleozoic units reflect regional episodes of burial areas with the development of a subsidence phase. This agrees with the former silico-clastic deposits of the Caacupé Group although the largest part of the sedimentation is related to the Itacurubí Group (Llandoverian). Over those deposits lies a blanket of sandstones and conglomerates corresponding to the basis of the Arroyos Esteros Formation, which marks the development of the Silurian-Ordovicin aulacogen. After the so-called Carboniferous unconformity, the area assumes a flexural character and is overlain by glacial deposits (Coronel Oviedo Group) and locally by the Aquidabán Formation rocks. On the other hand, the Permian times point to a transgressive character coming from SW, which is reponsible for the formation of the Independencia Group sediments and also by the accumulation of fine sandstones (San Miguel Formation) and carbonate rocks (Tacuary Formation). The first event of alkaline magmatic activy related to megastructures of rift type took place during the Permian to Triassic times in association with aeolic sediments of the Misiones Formation. Almost contemporaneously basaltic rocks of the Alto Paraná Formation are found at the eastern part of Paraguay, mainly as lava flows capped by sandstones of the Acaray Formation. The Cenozoic has been submitted to a revolution in the internal geometry of the whole area showing vertical motion and small scale, but of sufficient magnitude to interfere in the distribution of the Patiño Formation lithofacies. The Quaternary sediments are concentrated along a NS band parallel to the Paraguay river. Five different units are recognized, being the oldest one represented by detrital deposits concentrated on ancient terraces; it is followed by talus deposits of conglomerates and limestones that change to unconsolidated sediments (alluvial fans) of recent origin. The youngest material consists of pebbles overlain by sandy banks. In general, the geotectonic picture of Eastern Paraguay points to the existence of various poles of tectonic-magmatic activity as indicated by the various provinces distributed over the whole area. Thus, the Alto Paraguay consists of syenite rocks both saturated and unsaturated in \'SiO IND. 2\', and presenting an age of about 250 Ma; the Amambay and Central contain rocks of potassium tendency which are approximately 130 Ma in age; the Misiones ultra-alkaline rocks show an average age of 116 Ma, while the most recent province of Asuncion (61-39 Ma) consist of different bodies of ultrabasic rocks of sodic affinity.

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.

O magmatismo basáltico mesozóico da porção nordeste do estado de Roraima, presente no Escudo das Guianas, compreende rochas de caráter intrusivo (diques máficos) e extrusivo (derrames basálticos) que constituem a Suíte Básica Apoteri. Os diques máficos (DM) intrudem unidades geológicas pré-cambrianas, são orientadas predominantemente N40-50E e NNE-SSW, possuem espessuras que variam de poucos centímetros a centenas de metros (predomínio entre 3-8 metros) e extensões variáveis. Os derrames basálticos (DE) dispõem-se em colinas e pequenos morros e correspondem a basaltos maciços e amigdaloidais. Os DM são caracterizados por apresentar texturas subofíticas a ofíticas, tendo como minerais predominantes plagioclásio (\'An IND.43-70\') e piroxênios [augita (\'Wo IND. 31-42\'; ortopiroxênio (\'Wo IND.1-4\') e pigeonita (\'Wo IND.10-16\')]. Quartzo foram intercrescimento gráfico com feldspato alcalino. Minerais opacos, anfibólio (ferro-hornblenda e ferro-actinolita-hornblenda), biotita e apatita ocorrem como minerais acessórios. Os DE apresentam texturas intergranulares a intersertais, predominando o plagioclásio (bastante sericitizado/saussuritizado) e piroxênio do tipo augita (\'Wo IND.34-40\') comumente bordejado por clorita e rara pigeonita (\'Wo IND. 9-11\'). Minerais opacos e apatita constituem os minerais acessórios. O material intersticial comum é o vidro, e quando as amígdalas estão presentes são preenchidas por quartzo, carbonato, apatita e zeólitas. As temperaturas obtidas para a cristalização dos piroxênios e plagioclásio (DM e DE) nos leva a admitir que o magma atingiu, no mínimo, temperaturas da ordem de 1110 graus C. Os DM são predominantemente basaltos toleíticos e andesi-basaltos e os DE são representados por andesi-basaltos e lati-basaltos. Geoquimicamente, os DM possuem valores de mg# [\'Mg POT.+2\'/(\'Mg POT. + 2\' + \'Fe POT.+2\'); \'Fe IND.2 O IND.3\'/FeO = 0,15] variando de 0,37 a a 0,57, representando portanto magmas evoluídos. Com a evolução magmática observa-se empobrecimento de CaO, \'Al IND.2 O IND.3\', Ce, Ni e Sc e enriquecimento de \'SiO IND.2\', \'TiO IND.2\', FeOt, \'K IND.2 O\', \'Na IND.2 O\', \'P IND.2 O IND.5\' e elementos incompatíveis. Os padrões de elementos terras raras (ETR) normalizados para condritos mostram um moderado enriquecimento de ETR leves em relação aos ETR pesados. Os valores de (La/Yb)n variam de 2,43 a 4,48 (média de 3,41 \'+ OU -\' 0,85) os de (La/Sm)n de 1,87 a 2,71 (média de 2,19 \'+ OU -\' 0,36) e de (Sm/Yb)n de 1,25 a 1,78 (média de 1,54 \'+ OU -\' 0,16). O Zr versus elementos incompatíveis indica fonte relativamente homogênea e que os DM foram originados por cristalização fracionada. Cálculo de balanço de massa (elementos maiores) mostra que a passagem dos DM menos evoluídos para os mais evoluídos é compatível com o modelo de cristalização fracionada do tipo gabro com fracionamento de plagioclásio e piroxênio, bem como para os elementos traços e terras raras (fracionamento de Rayleigh) que demonstrou diferenças mínimas entre as concentrações dos elementos observados e calculados a exceção do Cr e Ni. Em relação aos DE, os valores de mg# [\'Mg POT.+2\'/(\'Mg POT.+2\' + \'Fe POT.+2\'); \'Fe IND.2 O IND.3\'/ FeO = 0,15] variam de 0,45 a 0,53 e possuem comportamento geoquímico dos elementos maiores, traços e terras raras bastante semelhantes aos DM, exceto para o \'K IND.2 O\', \'Na IND.2 O\' e \'H IND.2 O\' que mostram valores um pouco mais elevados, provavelmente associado a presença de zeólitas nas amígdalas. Razões (La/Yb)n variam de 3,48 e 3,72 (média de 3,64 \'+ OU -\'0,11), (La/Sm)n entre 2,21 e 2,39 (média de 2,22 \'+ OU -\'0,09) e (Sm/Yb)n entre 1,55 e 1,66 (média de 1,61 \'+ OU -\'0,04). Através dos diagramas de elementos maiores, menores e traços verifica-se que o processo de cristalização fracionada é compatível com o processo evolutivo destas rochas. O padrão de distribuição dos elementos incompatíveis normalizados para o manto primitivo tanto para os DM como para os DE mostra padrão mais enriquecido em Rb em relação ao K e Ba e nestes elementos em relação a todos os outros incompatíveis. Possuem altas razões Rb/Sr e são fortemente empobrecidos em Nb e Ti. O conjunto de dados isotópicos K-Ar referenciados na literatura revela picos de idades em torno de 200Ma para os DM e de 150Ma para os DE. De outra parte dados isotópicos Rb-Sr produziram idades de 311 \'+ OU -\' 40 Ma (1\'sigma\') e razão \'ANTPOT 87 Sr\'/ \'ANTPOT. 86 Sr \' inicial (\'Sr IND.1\') em torno de 0,707 para os DM e idade de 136 \'+ OU -\'13 Ma (1\'sigma\') com razão inicial \'ANTPOT 87 Sr\'/\'ANTPOT 86 Sr\' (Sr IND.1\') de 0,710 para os DE. A evolução isotópica do Sr e Nd indica que os DM e os DE foram derivados de uma fonte mantélica enriquecida comparativamente a \"Terra Global\" e que fenômenos de contaminação crustal estiveram presentes na formação destas rochas. A correlação entre as razões iniciais \'ANTPOT 87 Sr\'/\'ANTPOT 86 Sr\' e \'ANTPOT 143 Nd\'/ \'ANTPOT 144 Nd\' e \'SiO IND.2\', \'K IND.2 O\', Rb/Sr, Ba, La/Yb e mg# evidenciam este fato. Considerando as amostras menos contaminadas e recalculando-se para possíveis composições \"primitivas\" de um magma tipo olivina toleíto (mg# 0,86 - 0,88) observa-se que seriam necessários graus de fusão em torno de 10% para gerar os DM e DE. Atribuindo-se 10% de grau de fusão para a geração destas rochas, a fonte mantélica seria enriquecida em elementos LILE [K, Rb E Ba] e ETR leves (La e Ce) e empobrecida em Nb e Ti. / The mesozoic basaltic magmatism of the northeastern of the State of Roraima within the Guiana Shield is formed by dykes and flows of Apoteri Basic Suite. The mafic dykes (DM) intrude Precambrian rocks and are predominantly oriented N40-50E and NNE-SSW. Widths vary from a few cm to hundreds of m, with a predominance between 3 and 8 m, while lengths are very variable. The basaltic flows (DE) are massive and amygdaloid anf from small hills. The DM have subophitic to ophitic textures. The predominant minerals are plagioclase (\'An IND.43-70\') and pyroxenes (augite (\'Wo IND. 31-42\', ortopyroxene (Wo IND.1-4\') and pigeonite (Wo IND.10-16\')). Quartz occurs in graphic intergrowth with alkali feldspar. Opaques minerals, amphibole (ferrohornblende and ferro- actinolitic hornblende), biotite and apatite are accessory minerals. The DE have intergranular to interseral textures, with sericitized/saussuritized plagioclase and augite (\'Wo IND.34-40\') often with chlorite borders as the predominat minerals accompanied by scarce pigeonite (\'Wo IND. 9-11\'). The accessories are opaque minerals and apatite. Interstitial glass is common, and amygdales are filled by quartz, carbonate minerals, apatite and zeolites. Crystallization temperatures obtained for pyroxenes and plagioclase in DM and DE reveal a minimum temperature of about 1110°C. The DM are mainly tholeiitic basalts and andesi-basalts while the DE are andesi-basalts or lati-basalts. DM have mg# (\'Mg POT.+2\'/(\'Mg POT. + 2\' + \'Fe POT.+2\'; \'Fe IND.2 O IND.3\'/FeO = 0,15) values between 0.37 and 0.57 and are therefore envolved types. During differentiation, CaO, \'Al IND.2 O IND.3\', Ce, Ni and Sc decrease while \'SiO IND.2\', \'TiO IND.2\', \'Na IND.2 O\', \'K IND.2 O\', \'P IND.2 O IND.5\' and incompatible elements increase. Condrite-normalized rare earth element (REE) patterns show moderate enrichment of the light REE relative to the heavy REE. (La/Yb)n values range between 2.43 and 4.88 (mean 3.41 \'+ OU -\' 0,85), (La/Sm)n fall between 1.87 and 2.71 (mean 2,19 \'+ OU -\' 0,36), and (Sm/Yb)n, between 1.25 and 1.78 (mean 1,54 \'+ OU -\' 0,16). Diagrams incompatible elements vs Zr suggest that the source composition was relatively homogeneous and that DM formed by fractional crystallization. Mass balance calculation for the major elements show that fractionation of gabbro (plagioclase+pyroxene) is adequate to produce the DM suite, while Rayleight fractionation of most trace elements including REE but excluding Cr and Ni results in minimal differences between observed and calculated compositions. Values of mg# in the DE range between 0.45 and 0.53. The geochemical behavior of the major and trace elements is similar to that observed in DM, except \'K IND.2 O\', \'Na IND.2 O\' and \'H IND.2 O\' contents are slightly higher in DE, perhaps associated with the presence of zeolites in the amyddales. (La/Yb)n values are between 3.48 and 3.72 (mean 3.64 \'+ OU -\'0.11), (la/SM)n are 2.21-2.39 (mean 2.22\'+OU -\' 0.09), and (Sm/Yb)n are 1.55-1.66 (mean 1.61\'+OU -\'0.04). Variation diagrams show that fractional crystallization could be the petrogenetic process involved. Patterns of incompatible elements normalized to primitive mantle show that both DM and DE has enrichment of Rb relative to K and Ba, while these three elements are enriched relative to the other incompatible elements. Rb/Sr ratios are high, and the rocks are strongly impoverished in Nb and Ti. Published K-Ar data reveal age frequency peaks around 200Ma for DM and 150Ma for DE. Rb-Sr data yielded and age 311\'+OU -\'40Ma (1 \'sigma\') and an initial \'ANTPOT 87 Sr\'/ \'ANTPOT. 86 Sr \' ratio (Sri) of about 0.707 for DM and an age of 136+-3Ma (1 \'sigma\') with Sri=0.710 for DE. The isotopic evolution of Sr and Nd show both DM and DE were derived from a mantle source which was enriched relative to the whole earth, and that crustal contamination also occurred in these rocks. Correlations between Sri, Ndi and \'SiO IND.2\', \'K IND.2 O\', Rb/S, Ba, La/Yb e mg# confirm this. Using the least contaminated samples, and calculating possible primitive composition of olivine tholeiites (mg# 0.86-0.88) show that about 10% partial melting would yield DM and DE magmas. With this degree of melting, the mantle source would have to be enriched in LILE (K, Rb and Ba) and light REE (La and Ce), are improverished in Nb and Ti.

As rochas granitóides do Complexo Granítico Cunhaporanga, uma unidade litoestratigráfica neoproterozóica do Cinturão Ribeira no estado do Paraná, foram estudadas através de diversas ferramentas: mapeamento geológico, caracterização petrográfica, interpretação de mapas aerogeofísicos (gamaespectrometria e magnetometria), geoquímica de rochas (elementos maiores, menores e alguns traços) e química mineral (principalmente feldspatos, anfibólios e micas), além de uma avaliação crítica de trabalhos anteriores a respeito do Complexo. Apesar das limitações do Projeto Aerogeofísico Serra do Mar Sul, os padrões geofísicos revelados após o tratamento de seus dados permitiram reconhecer com relativa segurança os grandes traços geológicos da região em que se insere o Complexo Cunhaporanga. Os trabalhos petrográficos e de campo conduziram à delimitação de áreas de maior ocorrência de certos tipos granitóides no Complexo. Estas áreas englobam em parte unidades já formalmente definidas (por exemplo, os Granitos Joaquim Murtinho e Serra do Carambeí) e, principalmente, unidades aqui denominadas informalmente de Domínios Petrográficos. Foram reconhecidas duas linhagens \"cálcio-alcalinas\" de alto potássio, em parte com afinidades shoshoníticas, formadas principalmente por monzogranitos a granodioritos com titanita-hornblenda-biotita, titanita-biotita ou apenas biotita (similares aos tipos \"l\" da literatura). Uma outra linhagem, \"alasquítica\",seria representada pelos Granitos Serra do Carambeí e Joaquim Murtinho, corpos tardios constituídos por álcali-feldspato granitos muito semelhantes a granitos do ripo \"A\". Granitóides com muscovita primária localizados próximos ao contato com o Grupo Itaiacoca provavelmente seriam resultantes da assimilação parcial dos metassedimentos encaixantes. O contato entre as rochas granitóides do Complexo e o Grupo Itaiacoca, ao longo de toda sua extensão, é de natureza intrusiva. Cálculos com geotermobarometria, além de evidências geológicas, definem baixas pressões de colocação para estes granitóides, da ordem de 2 a 4 kbar para os tipos \"cálcio-alcalinos\" e de menos de 2 kbar para os tipos alasquíticos. Este nível de colocação próximo à superfície proporcionou moderada a intensa atividade deutérico-hidrotermal sobre as rochas granitóides, exemplificado no caso das linhagens \"cálcio-alcalinas\" pelo desenvolvimento marcante de Ca-Al silicatos secundários (prehnita, hidrogranada, epidoto, pumpellyita). / The granitoid rocks of the Cunhaporanga Granitic Complex, a Neoproterozoic lithostratigraphic unit of the Ribeira Fold Belt in Paraná state (southern Brazil), was studied by means of several tools: geological mapping, petrographic characterization, interpretation of airbone gamma-ray spectrometric and magnetometric maps, lithogeochemical data (major, minor, and some trace elements) and mineral chemistry (mainly feldspars, amphiloboles, and micas), besides a critical evaluation of previous work related to the Complex. Despite the limitations of the Aerogeophysical Project Serra do Mar Sul, the geophysical patterns outline with relative confidence the main geological features of the Cunhaporanga Complex. The petrographic and field work defined areas of predominance of certain granitoid types in the Complex. These areas include some formally defined units (for example, the Joaquim Murtinho and Serra do Carambeí Granites), but mainly informal units here denominated Petrographic Domains. Two hight-K \"calc-alkaline\" series, partly with shoshonitc affinities, were recognized. These are made up mainly by monzogranites and granodiorites with sphene-hornblende-biotite, sphene-biotite or only biotite (similar to the \"I\" type of the literature). Another magmatic series (\"alaskitic\") is represented by the Serra do Carambeí and Joaquim Murtinho Granites, late intrusions constituted by alkali-feldspar granites similar to A-type rocks. Granitoid rocks with primary muscovite, located close to the contact with the Itaiacoca Group, are probably the result of partial assimilation of the contry-rock metasediments. The contact between the granitoid rocks of the Complex and the Itaiacoca Group is always intrusive. Calculations with geothermobarometry, besides geological evidence, point to a shallow level of emplacement for these granitoids (2-4 kbar for the \"calc-alkaline\" types and < 2 kbar for the alaskitic types). This near-surface level of emplacement provided moderate to intense deuteric-hydrotermal activity on the granitoids rocks, exemplified in the \"calc-alkaline\" series by pronounced development of secondary Ca-Al silicates (prehnite, hydrogarnet, epidote, pumpellyite).

As rochas granitóides que ocorrem na região de Piedade (SP), agrupadas na literatura como parte de um extenso batólito alongado que recebeu designação variada (Complexo Piedade, Batólito Ibiúna, Batólito Agudos Grandes), foram estudadas através de mapeamento faciológico, petrografia, geoquímica e isotopia Rb-Sr. O presente trabalho define nesta área o maciço granítico Piedade, como um corpo subcircular zonado, com cerca de 100 km², formado por uma seqüência de pulsos magmáticos de composição essencialmente granítica s.s. As rochas exibem foliação de origem magmática (alinhamento de megacristais tabulares de feldspato) que continuou a se desenvolver no estado sólido, e se dispõe de modo paralelo ao contato dos corpos e se intensifica nas porções de borda; a foliação dos xistos e gnaisses encaixantes acompanha esses contatos. O maciço parece, assim, constituir uma intrusão forçada, embora estudos específicos sejam necessários para distinguir o mecanismo de alojamento (diapirismo x \"ballooning\"). O caráter sin-orogênico do maciço é confirmado pela idade isocrônica Rb-Sr aqui obtida (654 \'+ OU -\' 24 Ma; r.i. = 0,7099). Com base em estudos petrográficos, foram discriminadas duas associações petrográficas distintas, uma peraluminosa, formada por muscovita-biotita granodioritos a monzogranitos porfiríticos portadores de monazita, e a outra metaluminosa, formada por biotita monzogranitos porfiríticos com titanita e allanita como acessórios importantes. Esses contrastes, também refletidos pela geoquímica, especialmente através do índice A/CNK, do Mg# e dos padrões de ETR, podem refletir a origem dos magmas a partir de fontes crustais distintas. A linhagem metaluminosa apresenta afinidades com granitos tipo I, enquanto a peraluminosa guarda, sob alguns aspectos, semelhanças com os de tipo S, dos quais contudo difere em alguns apectos petrográficos (e.g., ausência de cordierita) e químicos (e.g., A/CNK nunca superior a 1,1). Por outro lado, granitos típicos das duas linhagens apresentam similaridades petrográficas (IC ~ 8 - 10, caráter porfirítico) e químicas (principalmente em relação aos teores de CaO, \'Fe IND. 2\'\'O IND. 3\', \'Na IND. 2\'O, \'K IND. 2\'O, Ti\'O IND. 2\' e \'P IND. 2\'\'O IND. 5\', além de Ba e Sr), o que aponta para a possibilidade de que as diferenças observadas sejam devidas a processos de contaminação de magmas originais metaluminosos, álcali-cálcicos, por metassedimentos pelíticos relativamente redutores. Enclaves microgranulares máficos a intermediários são relativamente comuns nas várias unidades do maciço, e devem corresponder a manifestações de magmatismo mais máfico invadiu os magmas graníticos e com eles interagiu em graus variados. O fracionamento magmático interno às duas linhagens principais envolveu a extração de plagioclásio, biotita e (na linhagem peraluminosa) muscovita, além de acessórios (apatita, zircão e óxido de Fe-Ti em ambas as linhagens; monazita na linhagem peraluminosa; titanita e allanita, ao menos no final da diferenciação da linhagem metaluminosa). Os diferenciados finais das duas linhagens tendem a convergir composicionalmente, de modo que a unidade mais félsica mapeada (biotita monzogranitos róseos) pode incluir termos derivados de ambas. Por outro lado, outros maciços da região reconhecidos como tardi-orogênicos (Serra dos Lopes, Pilar do Sul) são constituídos por granitos félsicos que têm semelhanças petrográficas (IC = 6,7; caráter equi-inequigranular) e químicas (índices A/CNK, Mg#, teores de Rb) com esta última unidade, o que não permite descartar a possibilidade de ela também inclua manifestações mais jovens. / The granitoid rocks occurring in the Piedade region, included in the local literature as part of an extensive elongated batholith that has received various designations (Piedade Complex; Ibiúna Batholith; Agudos Grandes Batholith), were the subject of faciological mapping, petrographic, geochemical and Rb-Sr isotopic studies. The present work defines in this area the Piedade granitic massif as a zoned subcircular body with about 100 sq. km, formed by a sequence of magmatic pulses with granitic s.s. compositions. These rocks exhibit a magmatic foliation (defined by the alignment of tabular feldspar megacrysts) that continued to develop in the solid state, and is mostly parallel to the contacts of the massif, getting more intense along its borders; the foliation of country schists and gneisses follow these contacts. The massif seems, therefore, to constitute a forceful intrusion, although additional studies would be necessary to define the exact emplacement mechanism (diapirism x balooning). The syn-orogenic character of the massif is confirmed by the Rb-Sr isocronic age here obtained (654 \'+ OU -\' 24 Ma; i.r. = 0.7099). Two different petrographic associations were discriminated. One is peraluminous, formed by monazite-bearing porphyritic muscovite-biotite granodiorites to monzogranites, and the other is metaluminous, and formed by titanite and allanite-bearing porphyritic biotite monzogranites. These contrasts, also reflected in their geochemistry, especially in the A/CNK, Mg# and REE patterns, could be a reflection of these magmas being derived from different crustal sources. The metaluminous lineage has affinities with the I-type granites while the peraluminous has some similarities with the S-types, differing from the latter, though, in some important petrographic and chemical aspects (absence of cordierite, A/CNK always lower than 1.1 etc). On the other hand, typical granites from both lineages present several similarities, e.g. petrographic (color indices = 8-10; porphyritic structures) and chemical (similar contents of CaO, \'Fe IND. 2\'\'O IND. 3\', \'Na IND. 2\'O, \'K IND. 2\'O, Ti\'O IND. 2\', \'P IND. 2\'\'O IND. 5\', Ba and Sr), pointing to the possibility that the observed differences are due to the contamination of originally metaluminous, alkali-calcic magmas, by reduced pelitic metassediments. Mafic to intermediate microgranular enclaves are relatively common in all the mapped units of the Piedade massif, and must correspond to manifestations of contemporaneous mafic magmatism which interacted with the granitic magmas to varied degrees. The magmatic fracionation within the two main lineages involve the withdrawal of plagioclase, biotite and (in the peraluminous lineage) muscovite, besides acessories (apatite, zircon and Fe-Ti oxide in both lineages; monazite in the peraluminous lineage; titanite and allanite at least towards the end of differentiation of the metaluminous lineage). The last differentiates from both lineages converge in composition, and thus the more felsic unit mapped in the massif (pink biotite monzogranites) may include rocks derived from both. On the other hand, some nearby granitic massifs thought as tardi-orogenic (Serra do Lopes, Pilar do Sul) are formed by fractionated granites showing some similarities with the latter unit (equivalent textures and color indices; similar A/CNK, Mg# and Rb contents), raising the possibility that it includes some rocks younger than the main portion of the Piedade massif.

O estudo geológico de campo, integrado com a caracterização petrográfica de fácies e o tratamento de imagens de satélite e de dados aerogamaespetrométricos levou à compartimentação do denominado \"Maciço Graciosa\" em três unidades independentes: Maciço Capivari, Maciço Órgãos e Maciço Farinha Seca que, juntamente com os Maciços Marumbi e Anhangava são aqui denominados Granitos da Graciosa. Em geral, estes maciços têm formas elípticas com orientação NE-SW e áreas entre 34 e 100 Km². Quatro associações petrográficas foram reconhecidas. A associação alcalina I é caracterizada por álcali-feldspato sienitos do Maciço Anhangava e ocorrências isoladas de álcali-feldspato granitos do Maciço Farinha Seca, que mostram paragêneses máficas variáveis com o aumento nos teores de quartzo. Nas variedades mais máficas ocorrem anfibólio cálcico +clinopiroxênio ±olivina (+allanita +titanita +ilmenita +zircão +apatita), enquanto anfibólio cálcico-sódico (+chevkinita-perrierita) ou sódico é o máfico essencial dos termos intermediários em diante. Biotita e anfibólio sódico se formam nos estágios pós-magmáticos, substituindo anfibólio cálcico-sódico. Álcali-feldspato granitos com anfibólio - Maciços Farinha Seca e Órgãos - compõem a associação alcalina II, que contrasta com a anterior por apresentar intervalos restritos de variação modal, porém espectro composicional dos anfibólios semelhante. Biotita granitos (s.s.) com anfibólio (+titanita +allanita +magnetita +ilmenita) dos Maciços Capivari, Órgãos, Anhangava e Marumbi caracterizam a associação aluminosa. De maneira geral, as variedades mais ricas em feldspato alcalino são as mais pobres em quartzo. As rochas monzodioríticas têm afinidade potássica e são caracterizadas pela paragênese biotita +anfibólio cálcico +clinopiroxênio augítico +magnetita +ilmenita. Aparecem como ocorrências discretas isoladas, com algumas evidências de relações locais de hibridismo com magmas graníticos. De maneira geral, os minerais máficos presentes em todas as associações são ricos em Fe e pobres em Mg e Al. Os anfibólios são importantes indicadores da evolução química dos magmas, particularmente nas associações alcalinas, em que mostram extenso espectro composicional desde anfibólios cálcicos até sódicos. Na associação alcalina I, os anfibólios cristalizam em condições progressivamente mais oxidantes e alcalinas; na associação alcalina II, as condições iniciais são algo mais oxidantes e tendem a redutoras nos estágios finais; já na associação aluminosa, os anfibólios são cálcicos e se destacam pela homogeneidade; os anfibólios magnesianos das rochas monzodioríticas são muito distintos dos anteriores, assim como os clinopiroxênios. O plagioclásio da associação aluminosa varia de oligoclásio a albita cálcica, enquanto o dos monzodioritos varia de labradorita a oligoclásio. Os maiores teores de Or nos feldspatos alcalinos são observados nas rochas subsolvus (\'Or IND. 65-97\'), sendo menores nas hipersolvus (\'Or IND. 35-65\'). As pressões de cristalização foram estimadas em 2\'±0,6 Kbar para as rochas monzodioríticas (Al-em-hornblenda). As temperaturas liquidus e solidus dos magmas graníticos foram de 800-900°C e 700-750°C, respectivamente, tanto para as associações alcalinas (\'T IND. Zr\' e temperatura mínima de estabilidade de feldspatos ternários a \'P IND. H2O\' = 2 Kbar) como para a aluminosa (\'T IND. Ap\' e hornblenda-plagioclásio). Para as rochas monzodioríticas, os melhores valores são 1000°C (\'T IND. Ap\') e 750°C (hornblenda-plagioclásio). A comparação dos Granitos da Graciosa com províncias análogas sugere envolvimento de fontes mantélicas na geração da associação alcalina I; porém, a ligação com magmas primários básico-intermediários portadores de plagioclásio é incerta. As características da associação aluminosa parecem mais compatíveis com fontes da crosta inferior. As rochas monzodioríticas constituem provavelmente uma linhagem magmática discreta, não vinculada diretamente com os magmas graníticos e sieníticos. / Geological fieldwork, integrated with petrographic characterization and the interpretation of satellite images and airbone gamma-ray spectrometric maps led to the division of the so called \"Graciosa Massif\" in five independent units: the Capivari Massif, the Órgãos Massif and the Farinha Seca Massif, which, together with the Marumbi and Anhagava Massifs are here designated Graciosa Granites. On general grounds, these massifs appear at surface as ellipses oriented along NE-SW direction with 34 to 100 km² in area. Four distinct petrographic associations were recognized. The alkaline I association is characterized by alkali-feldspar syenites of the Anhagava Massif and isolated occurrences of alkali-feldspar granites of the Farinha Seca Massif, which show mafic paragenesis variable according to the increase in quartz contents. In the more mafic varieties, calcic amphibole +clinopyroxene ±olivine (+allanite +titanite +ilmenite +zircon +apatite) occur, while calcic-sodic or sodic amphibole is the essential mafic phase in the intermediate (bearing chevkinite-perrierite) and the more felsic varieties. Biotite and sodic amphibole form in the post-magmatic stages, substituting calcic-sodic amphibole. Amphibole-bearing alkali-feldspar granites - Farinha Seca and Órgãos Massifs - compose the alkaline // association, which contrasts with the preceding one by presenting a more restricted interval of modal variation, although the compositional range of the amphiboles is similar. Biotite granites (s.s.) bearing amphibole (+titanite +allanite +magnetite +ilmenite) of the Capivari, Órgãos, Anhangava and Marumbi Massifs characterize the aluminous association. In general, the varieties richer in alkali-feldspar also have the lowest quartz contents. The monzodioritic rocks have potassic affinity and are characterized by the paragenesis biotite +calcic amphibole +augitic clinopyroxene +magnetite +ilmenite. They appear as discrete isolated occurrences showing evidence of local mingling with granitic magmas. The mafic minerals present in all associations are, on general, Fe-rich, with correspondingly low Mg and Al contents. The amphiboles are important indicators of the chemical evolution of the magmas, particularly in the case of the alkaline associations, in which they present a large range of compositions, from calcic to sodic. In the alkaline / association, the amphiboles crystallize in progressively more oxidant and alkaline conditions: in the alkaline // association, the initial conditions are somewhat more oxidizing and shift to reducing in the final stages: in the aluminous association, on the other hand, the amphiboles are calcic and comparatively homogeneous, while the Mg-rich amphiboles of the monzodioritic rocks are contrasted, as well as their clinopyroxenes. Plagioclase from the aluminous association varies from oligoclase to calcic albite, while in the monzodiorites it varies from labradorite to oligoclase. Higher contents of Or in the alkali-feldspars are observed in the subsolvus rocks (\'Or IND. 65-97\'), when compared to the hypersolvus ones (\'Or IND. 35-65\'). The crystallization pressures were estimated in 2±0,6 kbar for the monzodioritic rocks (Al-in-hornblende). The liquidus and solidus temperatures of the granitic magmas were 800-900°C and 700-750°C, respectively, both for the alkaline (\'T IND. Zr\' and minimum temperature of stability of ternary feldspars at \'P IND. H2O\' = 2 kbar) and aluminous associations (\'T IND. Ap\' and hornblende-plagioclase). For the monzodioritic rocks, the best values are 1000°C (\'T IND. Ap\') and 750°C (hornblende-plagioclase). The comparison of the Graciosa Granites with analogous provinces suggests the involvement of mantle sources in the genesis of the alkaline / association; however, the connection with plagioclase-bearing basic-intermediate primary magmas is uncertain. The characteristics of the aluminous association seem compatible with sources of the lower crust. The monzodioritic rocks are probably a distinct magmatic series, not directly related to the granitic and syenitic magmas.

Em levantamento recentente realizado, foi constatada a ocorrência de rochas charnokíticas na área situada entre São José do Rio Pardo e Divinolândia, Estado de São Paulo. Estudos petrográficos levados a efeito em nove amostras, evidenciaram uma estrutura granulítica e uma textura granoblástica. Os minerais componentes são quartzo, pertita, oligoclásio e ortopiroxênio (hiperstênio e ferrohiperstênio). Na primeira parte do trabalho são tecidas considerações gerais sobre nomenclatura, coloração, mineralogia e gênese das rochas charnokíticas. Em seguida, são apresentadas descrições petrográficas das amostras coletadas. / Not available.

O Maciço Alcalino de Itatiaia (MAI) representa uma das maiores ocorrências alcalinas mesocenozóicas do Brasil, com aproximadamente 215 km², situado entre os estados de Minas Gerais e Rio de Janeiro. Ocorre como um corpo alongado com 30 km de comprimento por 4,5 a 11,5 km de largura, orientado segundo SE-NW, e alojado ao longo de zonas de acomodação do Rifte Continental do Sudeste Brasileiro, em metapelitos, ortognaisses e granitos dos cinturões dobrados Ribeira e Brasília. Novos dados de mapeamento geológico sugerem que o maciço evoluiu segundo um centro magmático, que migrou de sudeste para noroeste, gerando um complexo anelar com sucessivas intrusões em forma de meia lua, com idades variando de 71,3 a 67,5 Ma (U-PB em zircão). O MAI pode ser estruturalmente dividido em três setores: Sudeste (S-SE), Central (S-C) e Noroeste (S-NW). Esses setores possuem características litológicas e geomorfológicas distintas, sugerindo diferentes origens e/ou estágios de evolução. O S-SE consiste de nefelina sienitos miaskíticos a agpaíticos onde ocorrem diques de fonolito afíricos, porfiríticos (alguns com pseudoleucita) ou brechóides, além de nefelinitos. A fácies mais insaturada encontra-se na borda em contato com as encaixantes regionais, sendo localmente peraluminosa, com a presença de coríndon modal e hercinita. O S-C é representado por nefelina sienitos miaskíticos a agpaíticos, pulaskitos, nordmarkitos, quartzo álcali feldspato sienitos, um pequeno corpo granítico (alaskito) e traquitos porfiríticos a brechóides. Diques sin-plutônicos de traquitos sustentam o anel externo e diques de traquito e riolito ocorrem em diversos lugares pela área. O S-NW apresenta nefelina sienitos e nordmarkitos, e localmente melagabro cumulático e biotita monzonito. Em sua parte central ocorre traquitos porfiríticos a brechóide e traquibasalto porfirítico. As variedades litológicas nos três setores apresentam-se como possíveis intrusões distintas, cada uma com diferentes características petrográficas, assim podendo ser divididas em cinco grupos: 1) nefelina sienitos sem plagioclásio, caracterizados por uma forte insaturação em sílica e uma tendência de evolução tardi-magmática agpaítica (comumente com låvenita, hiortdahlita, rinkite, dentre outros minerais); 2) nefelina sienitos/pulaskitos com plagioclásio, que mostram-se menos insaturados em sílica e mais máficos, com diopsídio largamente substituído por magnésio-hastingsita e presença de plagioclásio (normalmente com textura anti-rapakivi); 3) série nordmarkito-granito, onde álcali feldspato quartzo sienitos e granito mostram uma variação progressiva nos teores de quartzo, índice de cor e granulação, enquanto os nordmarkitos não mostram uma clara ralação evolutiva; 4) associação anti-rapakivi, caracterizado pela textura porfirítica a glomeroporfirítica antirapakivi nas rochas e presença ocasional de enclaves microgranulares máficos arredondados; a 5) rochas básicas representadas pela ocorrência de um melagabro metassomatizado e um traquibasalto não mostrando relações geológicas claras com os sienitos. Essas rochas foram originadas através da evolução de dois magmas parentais mantélicos distintos, por diferenciação fracionada e com alguma participação de processos de contaminação crustal: I) ankaratrito/basanito, que deram origem aos nefelinitos por fracionamento de diopsídio e aos nefelina sienitos do S-SE por fracionamento de diopsídio, apatita e ±anfibólio; II) basanito/álcali basalto que geraram os traquibasaltos por fracionamento de diopsídio e os sienitos dos S-C e S-NW por fracionamento de plagioclásio, diopsídio e apatita, que por sua vez a) evoluíram para nefelina sienitos e b) para sienitos com quartzo, ultrapassando a barreira termal por processos assimilação crustal. / The Itatiaia alkaline massif (IAM) comprises some of the largest Meso-Cenozoic alkaline igneous occurrences in Brazil, covering over 215 km2 between Minas Gerais and Rio de Janeiro states. It appears as an elongated, 30 km long and 4.5 -11.5 km wide SE-NW-trending body emplaced along accommodation zones of the Continental Rift of Southern Brazil, intruding metapelites, orthogneiss and granites of the Brasília and Ribeira fold belts. New data and geological mapping suggest that the massif evolved from a migratory magmatic center that manifested as ring structures and successive moon-shaped intrusions from SE to NW in three sectors: Southeastern (SE-S), Central (C-S) and Northwestern (NW-S). The distinct lithological and geomorphological characteristics of these sectors could be related to different origin and/or evolution stages. SE-S consists of miaskitic to agpaitic nepheline syenites with dykes of aphiric, porphyritic (some with pseudoleucite) and breccioid phonolites and nephelinites. Its most silica-undersaturated units are in contact with the basement, being locality peraluminous with modal hercynite and corundum. C-S is represented by miaskitic to agpaitic nepheline syenites, pulaskites, nordmarkites, quartz alkali feldspar syenites, a small alaskite body and porphyritic to breccioid trachytes. Sin-plutonic trachytes sustain the external ring and dykes of trachyte and rhyolite occur throughout this sector. NW-S presents nepheline syenites and nordmarkites and locality cumulatic melagabro and biotite monzonite. In its central parts, porphyritic to breccioid trachytes and a trachybasalt body occur. The lithological variants in the three sectors present themselves as discrete intrusive bodies, each one characterized by distinct petrographical features that correspond to five distinct petrographic sets: 1) plagioclase-free nepheline syenites, characterized by strong silica-undersaturation and late agpaitic tendency (commonly with låvenite, hiortdahlite and/or rinkite); 2) plagioclase-bearing nepheline syenite and pulaskite showing weak silica-undersaturation and increased mafic content, with widespread diopside replaced with magnesio-hastingsite and presence of plagioclase (usually with anti-rapakivi texture); 3) a nordmarkite-granite series in which alkali feldspar quartz syenite and granite show progressive variation in quartz content, color index and granulation, whereas nordmarkites do not show a clear common evolution; 4) a quartz syenite association characterized by anti-rapakivi porphyritic to glomeroporphyritic texture and occasional presence of rounded mafic enclaves; and 5) basic rocks represented by metasomatized melagabbro and trachybasalt, with an unclear geological relation to the syenites. These rocks originated through the evolution of two distinct mantellic parental magma, which had some involvement of crustal contamination processes: I) ankaratrite/basanite, which generated the nephelinites of SE-S by fractional crystallization of diopside and the nepheline syenites by fractionation of diopside, apatite and ±amphibole; II) basanite/alkali basalt, with generated the trachybasalt by fractionation of diopside and the syenites of C-S and NW-S by fractionation of plagioclase, diopside, and apatite, which evolved to a) nepheline-bearing syenites and b) quartzbearing syenites, crossing the thermal barrier though crustal assimilation processes.