Os trabalhos desenvolvidos nesta tese tiveram, como principal objetivo, o estudo das rochas supracrustais dos grupos Serra do ltaberaba e São Roque, o relacionamento litoestratigráfico entre eles e a evolução geológica dos litotipos, visando caracterizar parte da evolução crustal do Pré-Cambriano Paulista. A área estudada situa-se a nordeste da cidade de São Paulo, entre as cidades de Guarulhos e Santa Isabel, e compreende cerca de 540 km2, mapeados na escala de 1:25.000, na qual foram mapeadas duas subáreas nas escalas 1:10.000 e 1:2.000 com, respectivamente, 41,5 e 2,6 km2. Diversos métodos de estudos foram adotados nesta pesquisa, incluindo, além dos mapeamentos geológicos, petrografia de rochas e minérios, através de secções delgadas e polidas, caracterização da composição das rochas graníticas, também através de análise modal em amostras com os feldspatos coloridos seletivamente, análise de minerais residuais, difratometria de raios X de minerais e rochas, petroquímica, análise estrutural macro- e microscópica e estudos metalogenéticos comparativos. Os estudos permitiram caracterizar as rochas supracrustais como polideformadas e polimetamorfisadas, subdivisíveis nos grupos Serra do ltaberaba, mais antigo e basal, formado por seqüências vulcano-sedimentar, clasto-química e clástica, denominadas, respectivamente de formações Morro da Pedra Preta, Nhanguçu e Pirucaia, e São Roque, superior, essencialmente clástico, representado na área exclusivamente pela sua Formação Piragibu, aqui redefinida. Durante o desenvolvimento da foliação \'S IND. 1\' do Grupo Serra do ltaberaba, foram geradas dobras isoclinais, em regime metamórfico do tipo Barrowiano, de grau predominantemente da fácies anfibolito médio, com variações locais para fácies dos xistos verdes superior e anfibolito superior, com condições máximas à P \'QUASE IGUAL A\' 5 - 6 kb e T \'QUASE IGUAL A\' 620°C. O evento associado ao desenvolvimento da \'S IND. 2\', com dobras isoclinais a similares fechadas, foi de intensidade próxima ao anterior, mas de pressão mais baixa, sem cristalização da cianita. Este evento pode ser correlacionado ao que aconteceu quando do desenvolvimento da \'S IND. 1\' do Grupo São Roque, da fácies dos xistos verdes. Eventos de crenulação e retrometamórficos da fácies dos xistos verdes superimpuseram-se a estes. Nota-se, de maneira geral, uma atenuação das deformações e do metamorfismo das unidades basais para as de topo do Grupo Serra do Itaberaba e há, para ambos os grupos, aumento de grau metamórfico no sentido nordeste. O metamorfismo de contato produzido pela intrusão das rochas graníticas foi verificado especialmente em áreas restritas, nas bordas dos Granitóides Serra da Pedra Branca, onde pode ter havido, inclusive, cristalização de granada e de estaurolita nos metapelitos da Formação Morro da Pedra Preta. Entretanto, de modo geral, as intrusões causaram poucas e restritas alterações nas rochas supracrustais, indicando colocação profunda dos corpos ígneos. Metamorfismo dinâmico em condições de P x T máximas compatíveis com a fácies dos xistos verdes inferior a superior ocorreram generalizadamente ao longo das zonas de cisalhamento, que têm também freqüentes rochas produzidas por reativação em temperaturas mais baixas. Os metabasitos do Grupo Serra do Itaberaba incluem tipos com pillow lavas, indicando efusões subaquáticas e neles puderam ser caracterizados processos de alterações magmáticas, tais como fracionamento de olivina, piroxênios, plagioclásio e cromita e hidrotermais-metassomáticas de fundo oceânico, de variável intensidade, incluindo desde espilitos até rochas muito transformadas geradas em zonas de descarga de fluidos hidrotermais no fundo oceânico, que modificaram suas composições químicas. Seus característicos químicos permitiram classificá-los como tholeiítos de fundo oceânico, gerados em segmentos normais (tipo N) de cadeia meso-oceânica, com prováveis gradações para zonas sob influência de plumas mantélicas (tipo E), possivelmente em ambiente geotectônico similar ao do tipo Golfo de Aden. As rochas metaintermediárias foram geradas pela fusão da crosta oceânica, na sua subducção ensimática distante do arco de ilhas e do continente. Rochas com cummingtonita, cordierita, granada, estaurolita, quartzo, biotita, clorita, plagioclásio e rutilo foram caracterizadas como produzidas a partir de vulcanitos e rochas vulcanoclásticas básicas por alterações hidrotermais-metassomáticas causadas pela descarga em fundo oceânico de soluções vulcanogênicas, às quais associam-se mineralizações de ouro. As formações ferríferas são do tipo Algoma e têm variável contribuição de rochas vulcanoclásticas e as rochas cálcio-silicáticas contaminaram, assim como os pelitos, parte das rochas metavulcanoclásticas. Os marunditos foram caracterizados como gerados pela sobreposição de vários processos, incluindo o retrabalhamento de rochas aluminosas geradas em zonas de atividade exalativa vulcanogênica, intemperismo e retrabalhamento mecânico subaquático e redeposição em bacias restritas ultra-salinas, geradas pelas soluções hidrotermais vulcanogênicas. Quanto aos metapelitos finos pôde-se sugerir origem a partir de um arco de ilhas e os mais grossos da Formação Pirucaia de áreas continentais, assim como os do Grupo São Roque. Influência de ambiente evaporítico pode ter ocorrido na Formação Nhanguçu, conforme indicam os metassedimentos (clásticos e vulcanoclásticos) ricos em alumínio, com argilas derivadas provavelmente de zonas de alterações hidrotermais vulcanogênicas. As rochas graníticas lato sensu foram separadas em duas suítes, uma de rochas porfiríticas e outra não-porfiríticas, com tipos petrográficos incluindo granitos (3a e 3b), granodioritos, tonalitos, quartzo-dioritos, quartzo sienitos e quartzo monzonitos. Parte delas pode ter sido introduzida nas seqüências supracrustais do Grupo Serra do Itaberaba em épocas mais antigas e alguns granodioritos e tonalitos muito alterados e deformados podem representar restos do embasamento siálico do Grupo Serra do Itaberaba. A quase totalidade das rochas é, entretanto, Brasiliana, dentre as quais se distinguem granodioritos um pouco mais velhos que os granitos e pequenas intrusões tardias de granitos com muscovita e/ou granada e turmalina. Zonas de cisalhamento e de falhas cortam as seqüências, tendo gerado blastomilonitos, milonitos e cataclasitos em períodos diversos, pré-cambrianos a, inclusive, cenozóicos. Estes estudos incluem, ainda, uma discussão preliminar dos tipos de mineralizações existentes nos grupos Serra do Itaberaba e São Roque, com comparações entre elas, bem como do potencial metalogenético do Grupo Serra do Itaberaba para mineralizações de metais básicos. Os trabalhos permitiram caracterizar a complexa evolução crustal da região, onde são bem individualizáveis os grupos São Roque e Serra do ltaberaba, mais provavelmente gerados em ciclos geotectônicos distintos, com idades mínimas, o primeiro, no Proterozóico Médio-Inferior e, o segundo, talvez, no Proterozóico Superior. / The main objective of this work is to characterize the crustal evolution of Precambrian terrains of a part of the State of São Paulo, particularly considering the lithostratigraphic relationships and the geological evolution of the supracrustal sequences of the Serra do Itaberaba and São Roque Groups. The studied area is located between Guarulhos and Santa Isabel, northeast of the capital São Paulo, and covers 540 km2 that have been mapped on the scale 1:25,000. Two smaller areas of 41.5 and 2.6 km2 were mapped on the scales of 1:10,000 and 1:2,000, respectively. Laboratory studies included rock and ore petrography (thin and polished sections), modal analysis of granitic rocks including selective staining of feldspars, analysis of residual minerals, X-ray diffraction methods applied to the identification of minerals, rock geochemistry, macro- and microstructural analysis and comparative metallogenesis of the Serra do Itaberaba and São Roque Groups. The supracrustal rocks may be characterized as polydeformed and polymetamorphosed. The Serra do Itaberaba Group is older and basal and comprises sequences of volcanosedimentary, clastic-contaminated chemical and clastic rocks, respectively named the Morro da Pedra Preta, Nhanguçu and Pirucaia Formations. The overlying, younger São Roque Group is made up essentially of clastic rocks and represented in the area only by the Piragibu Formation (as redefined). The \'S IND. 1\' foliation of the Serra do Itaberaba Group was accompanied by isoclinal folding and Barrow-type regional metamorphism of mainly medium amphibolite facies grade; local variations ranged from upper greenschist to upper amphibolite facies. The maximum P-T conditions were estimated as P \'QUASE IGUAL A\' 6 kb and T \'QUASE IGUAL A\' 620°C. The \'S IND. 2\' foliation with isoclinal folding similar to the \'S IND. 1\' folds developed under metamorphic conditions nearly as high as those of the previous event, however in a regime of lower pressure, without the crystallization of kyanite. This event caused the main metamorphism of the São Roque Group, of greenschist facies rank, and was accompanied by the development of the São Roque Grup\'s \'S IND. 1\' foliation. Final events included superimposed crenulations and greenschist facies, retrograde metamorphism. In the profiles of the Serra do Itaberaba Group, continuous deformational and metamorphic attenuations are evident from the bottom to the top of the unit. Both groups show increasing regional metamorphism towards the northeast. Restricted contact metamorphism was produced by granitic intrusions, specially in the border zones of the Serra da Pedra Branca Granitoids, possibly augmenting garnet and staurolite formation in Morro da Pedra Preta metapelites. In general, however, the intrusions caused only weak and limited alterations in the supracrustal rocks indicating deep-sited intrusion of the granitoids. Dynamic metamorphism under maximum P-T conditions of the greenschist facies was widespread in deeper parts of shear zones, and cataclastic rocks were produced under shallower crustal conditions. Serra do Itaberaba Group metabasic rocks include pillow lavas indicating subaquatic eruptions. All the basic magmatic rocks suffered olivine, pyroxene, plagioclase and chromite fractionation in the magmatic stage and ocean-floor hydrothermal and metasomatic alteration of varied intensity producing spilites and very strongly transformed rocks in hydrothermal discharge zones. The geochemical characteristics allowed the classification of the metabasic rocks as N-type ocean-floor tholeiites generated in normal segments of a mid-oceanic ridge with possible gradations to types formed under the influence of mantle plumes (E-type MORBs). Similarities exist with the geotectonic environment of the Gulf of Aden spreading center. Metaintermediate rocks were formed by the fusion of oceanic crust in ensimatic subduction zones distant from island arc and continental influences. Rocks with cummingtonite, cordierite, garnet, staurolite, quaftz, biotite, chlorite, plagioclase and rutile were identified as hydrothermal-metasomatic altered volcanics. They were produced by ocean-floor volcanogenic discharge solutions and are associated with gold mineralizations. Algoma-type iron formations show varied contributions of volcanoclastic materials and were partly contaminated by calc-silicate rocks and mudstones. Marundites (margarite-corundum schists) were generated by the superposition of various processes including re-worked aluminous rocks from of volcanogenic exhalative zones, weathering, subaquatic mechanical re-working and redeposition in restricted ultrasaline basins, originated by volcanogenic hydrothermal solutions. Island arc and continental origins are suggested, respectively, for the Pirucaia Formation and São Roque Group metapelites. Evaporitic influences may have occurred in the Nhanguçu Formation as indicated by aluminum-rich (clastic and volcaniclastic) sediments which contain clays derived most probably from zones of volcanogenic hydrothermal alteration. Granitic rocks sensu lato were separated into two suites, one porphyritic and the other non-porphyritic. Both include 3a and 3b granites, granodiorites, tonalites, quartz diorites, quartz syenites and quartz monzonites. Part of the bodies may have intruded the supracrustal sequences of the Serra do Itaberaba Group in earlier periods, and some strongly altered deformed granodiorites and tonalites may represent relics of a still older, pre-Serra do Itaberaba Group sialic basement. However, the overwhelming majority of the granitic rocks are of Brasiliano age, armong which slightly older granodiorites may be separated from small, later, muscovite- and/or garnet- and tourmaline-bearing granite intrusions. Shear and fold zones, in which blastomilonites, filonites, milonites and cataclasites were generated, cut all the Precambrian rocks and were reactivated in different events, from Precambrian through Cenozoic times. The preliminary metallogenic studies include a comparative discussion of the different types of gold mineralizations in the Serra do Itaberaba and São Roque groups and also a reappraisal of the Serra do Itaberaba Group base metal potential.

Entre 12 e 4Ma, intensas manifestações vulcânicas explosivas ocorrem associadas a formação de grandes caldeiras no platô dos Andes Centrais, lançando mais de 10.000 km3 de material piroclástico e constituindo o Complexo Vulcânico Altiplano Puna (CVAP). O Cerro Pululus, com aproximadamente 178 km2 e 550 m de altura, é uma colina em forma de escudo constituída por três unidades de fluxo ignimbrítico lançadas por um mesmo centro emissor durante os eventos do CVAP. No cume do cerro aflora um corpo intrusivo sub-vulcânico que elevou e deformou os depósitos piroclásticos na forma de um anticlinal. Pululus está localizado na borda sul da Caldeira Vilama, uma das maiores estruturas de colapso do CVAP, que teria sido responsável pela deposição de mais de 1.200 km3 de material piroclástico. O local de emissão dos ignimbritos de Pululus ainda é desconhecido e sua relação com os depósitos da Caldeira Vilama é considerada incerta. A alta concentração de cristais nos púmices evidencia que os depósitos do Cerro Pululus foram originados por um magma porfirítico, apresentando plagioclásio, biotita, quartzo, ferrossilita, enstatita, augita e hornblenda, como minerais principais. As unidades são de composição dacítica e pertencem à série cálcio-alcalina de alto-K, com características meta a peraluminosas e razões A/CNK variando entre 0,9 e 1,04. As feições texturais dos minerais (e.g. texturas de dissolução no plagioclásio) e os dados químicos obtidos (e.g. presença de dois tipos de púmices) evidenciam recorrentes injeções máficas na câmara magmática. A alta taxa de cristalinidade da fusão (50 a 68%) tornou desfavorável o processo de fracionamento e reduziu a ação de correntes de convecção na câmara, evitando a homogeneização do magma. A presença de bordas de reação nos anfibólios, somada a outras evidências observadas no afloramento, indicam que durante o início do evento eruptivo o magma ascendeu a uma velocidade consideravelmente baixa, permitindo a liberação de uma grande quantidade de voláteis e resultando numa erupção de caráter mais explosivo. Com a abertura do sistema e o abatimento da pressão dentro da câmara, ocorre a aceleração na cristalização do fundido, resultando no progressivo aumento de saturação de água em algumas porções da câmara e a conseqüente estabilização e cristalização de anfibólio antes da última erupção. A comparação entre os ignimbritos da Caldeira Vilama e Cerro Pululus é feita, neste trabalho, utilizando-se características deposicionais, petrográficas e químicas. Ambos são compostos por três unidades de fluxo que apresentam similaridades quanto à cor, grau de soldamento, relações estratigráficas, quantidade e tipos de púmices, quantidade e tipos de fragmentos líticos, assembléia mineralógica e composição química. Todos esses elementos, além da inexistência de qualquer conduto vulcânico no cerro, permitem estimar que os depósitos de Pululus representem uma extensão do Ignimbrito Vilama. / About 12 and 4Ma, ago intense explosive volcanic manifestations occurred associated to the formation of the large calderas in the Andean Central Volcanic Zone plateau, launching more than 10.000 km3 of ignimbrites and constituting the Altiplano-Puna Volcanic Complex (APVC). The Cerro Pululus, of about 178 km2 and 550 m high, is a shield-like hill constituted by three units of ignimbritic flows originated from same emission center during APVC\'s events. A sub-volcanic intrusive body, that elevated and deformed the pyroclastic deposits in the form of an anticline, crops out at the hill top. Pululus is located in the south ring of the Vilama caldera, one of the largest of the APVC\'s collapse structures, which would have been responsible for the deposition of more than 1.200 km3 of pyroclastic material. The emission center of Pululus ignimbrites is still unknown and its relationship with the deposits of the Vilama caldera is considered uncertain. The high crystal concentration in the pumices evidences that the deposits of Cerro Pululus were originated from a porphyritic magma, with plagioclase, biotite, quartz, ferrosilite, enstatite, augite and hornblend as main minerals. The units are of dacitic composition and belong to the high-K calc-alkaline series, with metaperaluminous characteristics and A/CNK reasons between 0.9 and 1.04. The textural features of the minerals (e.g. dissolution textures in plagioclase) and the obtained chemical data (e.g. presence of two types of pumices) evidence recurring mafic injections in the magmatic chamber. The high cristallinity rate by the melt (50 to 68%) turned unfavorable the fractionation process and reduced the convection currents action in the chamber, hindering the homogenization of the magma. The presence of reaction borders in amphibole, besides some evidences observed in the outcrops, indicate that during the beginning of the eruptive event the magma ascended of a considerably low speed, which allowed the liberation of a great quantity of volatiles and resulted in an eruption of more explosive character. With the opening of the system and the pressure surcease inside the chamber, an acceleration in the crystallization of the melt occurred, resulting in progressive water saturation increase in some portions of the chamber and consequent amphibole stabilization and crystallization before the last eruption. A comparison between ignimbrites of the Vilama caldera and Cerro Pululus is made, in this work, using depositional, petrographics and chemical characteristic. They are both composed by three flow units that present similarities regarding color, welding, stratigraphic relationships, quantity and types of pumices, quantity and types of lithic fragments, mineralogical assembly and chemical composition. All of these elements, besides the inexistence of any volcanic conduit on the hill, allow to correlate the Pululus ignimbrites directly with those of Vilama.

O Sill de Limeira possui variação composicional ampla e aparentemente contínua, no intervalo entre basalto nas bordas de resfriamento e quartzo monzodiorito grosso na parte mais central exposta até agora nas pedreiras onde é explorado. Abaixo da borda basáltica do topo encontra-se uma camada bastante rica em amígdalas, preenchidas por minerais de origem hidrotermal, seguida pela ocorrência de ocelos de composição quartzo monzonítica. Por toda extensão do sill ocorrem veios riolíticos (em menor proporção, quartzo monzoníticos), de direção preferencial perpendicular às bordas de resfriamento. As rochas são compostas essencialmente por plagioclásio, clinopiroxênio (augita ± pigeonita) e/ou anfibólio, Ti-magnetita, illmenita, além de quartzo e feldspato alcalino (nos termos mais diferenciados). Os minerais acessórios são apatita, filossilicatos, zircão, badeleíta, esfalerita, pirita e allanita; minerais de alteração hidrotermal são zeólitas, calcita, apofilita. Augita tem composição variada entre Fs~20, nas rochas mais primitivas e Fs40 nas mais diferenciadas (quartzo monzodiorito até riolito). O plagioclásio varia desde labradorita até oligoclásio, com predomínio de andesina An50-30 nas rochas mais abundantes. A química de rocha total revela um trend de diferenciação contínuo de composições entre o basalto de borda (~48% SiO2) e o quartzo monzodiorito (~61% SiO2); um hiato entre quartzo monzodiorito e riolito é identificado no intervalo 61-69% SiO2, no entanto quartzo monzonitos com 63-64% SiO2 aparecem como corpos de pequeno volume (veios e ocelos). O teor de Ca, Mg, Ti e Fe mostra tendência contínua de queda com a diferenciação, enquanto K tem aumento contínuo e Na e Al mantêm-se quase constantes, alcançando seu valor máximo no quartzo monzonito. Ba, Rb e Zr mostram comportamento incompatível, enquanto Co, Cr e Sr são tipicamente compatíveis. Os padrões de ETR são fracionados (LaN/YbN~12), e mostram enriquecimento até o quartzo monzodiorito; em rochas mais diferenciadas passa a haver algum empobrecimento, principalmente dos ETR médios, refletindo a extração de clinopiroxênio.. A diferenciação do Sill de Limeira parece refletir processos de cristalização fracionada, que fornece resultados consistentes em balanços de massa, tanto nos estágios iniciais, como na geração dos líquidos residuais diferenciados (quartzo monzonito e riolito), onde deve ter ocorrido por filter pressing. Em um modelo em que a cristalização ocorre a partir das bordas do corpo, com líquidos residuais sendo gerados nas frentes de solidificação, os ocelos foram possivelmente originados pela migração desses líquidos. Em um estágio posterior de evolução da câmara, os líquidos residuais expulsos dessas frentes teriam percolado fraturas em porções já solidificadas, formando os veios riolíticos. / The Limeira Sill exhibits a wide and continuous compositional variation, between basalt at the chilled margins and coarse-grained quartz monzodiorite in the innermost part currently exposed in the quarried where it is exploited. Below the top basalt border there is a layer rich in amygdales filled by hydrothermal minerals, followed downwards by the appearance of quartz monzonitic occelli. Throughout the sill occur rhyolitic (less often quartz monzonitic) veins oriented preferentially normal to the chilled margins. The rocks are composed mostly of plagioclase, clinopyroxene (augite ± pigeonite) and/or amphibole, Ti-magnetite, ilmenite, plus quartz and alkali feldspar (in the more differentiated rocks). Accessory minerals include apatite, filossilicates, zircon, baddeleyite, sphalerite, pyrite and allanite; hydrothermal minerals are zeolites, calcite and apophylite. Augite compositions vary from Fs~20 in the more primitive rocks to Fs40 in the more differentiated (quartz monzodiorite to rhyolite). Plagioclase varies from labradorite to oligoclase, with predominance of andesine An50-30 in the more abundant rocks. The whole rock chemistry reveals a continuous differentiation trend with compositions between the border basalt (~48 wt% SiO2) and the quartz monzodiorite (~61 wt% SiO2); a gap between quartz monzodiorite and rhyolite is identified in the 61-69 wt% SiO2 interval, but quartz monzonites with 63-64 wt% SiO2 appear as small-volume veins and occelli. The Ca, Mg, Ti and Fe contents show a trend of continuous decrease with differentiation, while K shows a continuous increase, and Na and Al are nearly constant, reaching maximum value in the quartz monzonites. Ba, Rb and Zr show incompatible behavior, while Co, Cr and Sr are typically compatible. The REE patterns are fractionated (LaN/YbN~12), and show enrichment up to the quartz monzodiorite; in more differentiated rocks they begin to decrease, especially the medium REE, reflecting extraction of clinopyroxene. The differentiation of the Limeira Sill appears to be a reflection of crystal fractionation, as suggested by consistent results in mass balance calculations, both for the initial stage (basalt to quartz monzodiorite) and for the generation of residual liquids (quartz monzonite and rhyolite), the latter probably involving some sort of filter pressing. In a model of magma chamber where crystallization occurs at the margins and residual liquids are generated in the solidification fronts, the occelli appear to be products of upward migration of these liquids. Later in the evolution of the chamber, the residual liquids extracted from these fronts would have percolated fractures in portions already solidified, forming the rhyolitic veins.

A presente dissertação se ocupou da investigação petrográfica e química mineral de rochas ultramáficas, potássica-ultrapotássicas, insaturadas em sílica, de afinidade kimberlítica, das intrusões Indaiá I e Indaiá II, oeste do Estado de Minas Gerais. Estas rochas afloram na Província Ígnea do Alto Paranaíba (PIAP, Cretáceo Superior), dentro de uma área alongada segundo N30W, perfazendo aproximadamente 250 km de extensão e 70 km de largura. As suítes do PIAP encontram-se à margem oeste do Cráton do São Francisco, alojadas em litologias pertencentes próprio Cráton e à Faixa Brasília. Os dados petrográficos, dentro das suas limitações, principalmente no que tange à sobreposição de características entre as rochas dos clãs kimberlitos, lamproítos, kamafugitos, orangeitos e lamprófiros, denotam na intrusão Indaiá I a presença de texturas porfiríticas, compostas de mega e fenocristais anédricos a subédricos de olivina, opacos e mais raramente de enstatita, fixados em matriz afanítica formada de cristais anédricos de olivina (crisolitaforsterita), minerais opacos, monticellita tabular, cristais amarronzados subédricos de perovskita, clinopiroxênio (diopsídio) esverdeado e carbonatos. Já na intrusão II se observa a presença de fenocristais anédricos a subédricos de olivina, fixados em matriz afanítica contendo alguns microfenocristais, prismáticos a subédricos, de clinopiroxênio diopsídico esverdeado, cristais anédricos de minerais opacos associados a espinélio avermelhado, cristais subédricos a anédricos de perovskita, grãos arredondados de olivina e também raro vidro intersticial, embora já devidrificado. A composição mineral observada nas rochas da intrusão Indaiá I é representada essencialmente por cristais de crisolita - forsterita (Mg/Mg+Fe2+ de 83 a 95), enstatita (En85,3Fs12,7Wo1,54), ilmenita magnesiana, Cr-espinélio representados por espinélio e membros da série chromite-magnetite-ulvöspinélio, monticellita (92% do membro final CaMgSiO4 ) e perovskita (93% do membro final CaTiO3). Na intrusão Indaiá II, a assembléia mineral presente é bastante similar à observada na intrusão I, contudo com um piroxênio diopsídico mais enriquecido em cálcio (En39,7Fs10,2Wo48,0) e ausência de minerais espinélio e monticellita. Com base na conjunção das características petrográficas e químicas dos minerais descritas no presente trabalho, propõe-se para as rochas das duas intrusões uma afinidade kimberlítica, pertencente ao clã dos kimberlitos do Grupo I. Apesar das ilmenitas magnesianas possuirem composições indicativas de que o líquido gerador das rochas favorece a preservação de diamantes, posto a inexistência de macrocristais de cromita com alta porcentagem de Cr2O3 e granadas G10 e/ou eclogitícas com altos teores de Na2O, a propensão à mineralização é frustada, isto porque, aparentemente, estas intrusões não amostraram xenólitos e macrocristais situados dentro da região do campo de estabilidade dos diamantes. As rochas de Indaiá I e Indaiá II apresentam uma assembléia mineral com possibilidades de existência de diamantes. As ilmenitas magnesianas presentes nessas rochas possuem uma composição indicativa de um ambiente gerador favorável à preservação de diamantes. Entretanto, a inexistência de macrocristais de cromita com alta porcentagem de Cr2O3 e de granadas do tipo G10 e/ou eclogitícas com altos teores de Na2O frusta essa propensão à mineralização. Isto porque, estas intrusões aparentemente não amostraram xenólitos e macrocristais de alta pressão situados dentro da região do campo de estabilidade dos diamantes no manto. / An integrated petrographic and mineral chemistry study has been carried out on ultramafic, potassic to ultrapotassic and silica-undersaturated rocks of kimberlitic affinity of the Indaiá I and Indaiá II intrusions, Western Minas Gerais State, Brazil. These rocks outcrop at the Alto Paranaíba Igneous Province (PIAP), within a N30W-trending, elongated area, which is 250-km long and 70-km wide. The PIAP suites are located on the western border of the São Francisco Craton and are emplaced in a basement composed of rocks from the Craton itself and late Proterozoic Brasília fold belt. Within the limitations imposed by the overlapping mineralogical characteristics of the kimberlite, lamproite, kamafugite, orangeite and lamprophyre clans, petrographic data show differences in the Indaiá I and II mineralogical compositions. Indaiá I consists of olivine, opaque mineral and orthopyroxene megacrysts and phenocrysts set in an aphanitic groundmass of olivine, opaque minerals, tabular monticellite, subeuhedral brown perovskite, green diopside and carbonates, whereas Indaiá II comprises anhedral to subeuhedral olivine phenocrysts set in an aphanitic matrix of prismatic to subeuhedral greenish diopside microphenocrysts, anhedral opaque minerals and related brownish spinel, perovskite, rounded olivine and occasional interstitial (devitrified) glass. The Indaiá I mineral chemistry comprises chrysolite to forsterite [83 < Mg/(Mg+Fe2+) < 95], enstatite (En85.3Fs12.7Wo1.54), magnesian ilmenite, Cr-bearing spinels from spinel to chromite-magnetite-ulvöspinel members, monticellite (92 mol% CaMgSiO4 end-member), and perovskite (93 mol% CaTiO3 end-member). Indaiá II is similar to Indaiá I, except for the slightly Ca-enriched diopsidic clinopyroxene (En39.7Fs10.2Wo48.0), and the lack of spinels and monticellite. On the basis of petrographic characteristics and mineral chemistry, it is proposed that the rocks from both Indaiá I and II belong to the Group I kimberlites. Both the intrusions are similar to many Group I kimberlites of the world and comprise some minerals that indicate the possible presence of diamonds, such as the magnesian ilmenite, whose composition reflects generation conditions to preserve diamonds. However, the generalized lack of chromite macrocrysts with high Cr2O3 contents and G10 and/or eclogitic garnets with high Na2O contents attests for the lack of diamonds, once these intrusions have not sampled highpressure xenoliths and macrocrysts within the diamond stability field in the mantle.

Dois corpos de cromititos ocorrem no sudoeste do Estado de Minas Gerais, na região entre Alpinópolis e o distrito de Petúnia, Município de Nova Resende, na faixa limítrofe entre o embasamento arqueano-paleoproterozóico do Cráton do São Francisco, representado pelo domínio autóctone do Complexo Campos Gerais (CCG), a norte, e as unidades alóctones da extensão meridional da Faixa Brasília, representadas pelo Complexo Petúnia (CP), a sul. Um dos corpos, denominado Mumbuca, ocorre na Faixa homônima, no domínio autóctone do CCG; o outro, denominado Petúnia, se situa no Complexo de mesmo nome. Os cromititos de Mumbuca ocorrem em um terreno com predomínio de gnaisses ortoderivados, localmente migmatíticos, fortemente cisalhados, nos quais se distribuem corpos metaultramáficos, compostos principalmente por hornblenditos (metapiroxenitos) e enstatitaclorita-olivina-honblenda fels/xistos e intercalações subordinadas de rochas metamáficas, que exibem orientação NW-SE. Os cromititos ocorrem na extremidade leste do corpo metaultramáfico de maior extensão e se distinguem pelo predomínio de estruturas schlieren, cristais de cromita idiomórficos com variação de tamanho inequigranular seriada e matriz composta principalmente por clorita. Sua composição química segue as tendências Fe-Ti e de tipo Rum, que definem o campo para cromititos de complexos estratiformes, fato ratificado pelos diagramas de ambientação tectono-magmática. Os cromititos do corpo de Petúnia ocorrem em associação litológica mais variada, também com intenso cisalhamento, com predomínio de gnaisses, nos quais se distribuem rochas metaultramáficas, metagabros e anfibolitos, estaurolita-cianita-granada micaxistos e quartzo-mica xistos, em corpos alongados de orientação NW-SE. O cromitito nesta unidade ocorre em um dos corpos metaultramáficos, localizado no extremo SE da área estudada, constituído por variedades de tremolita e/ou clorita e/ou antofilita e/ou talco xistos. Tais cromititos apresentam predomínio de estrutura lenticular, variação bimodal de tamanho de grão nos domínios maciços, ligada à cominuição por recristalização dinâmica, e matriz composta principalmente por talco, além de proporção maior de rutilo intersticial em relação aos cromititos de Mumbuca. A composição química da cromita mostra razões Cr/(Cr+Al) altas, razões \'Fe POT.2+\'/(Mg+\'Fe POT.2+\') altas em intervalos restritos, e uma tendência de Al no diagrama ternário de elementos trivalentes que, junto com o alto conteúdo de Cr, sugerem efeitos de metamorfismo de alto grau para estes cromititos. Não foi possível estabelecer o ambiente tectono-magmático para os cromititos de Petúnia, uma vez que a composição química de sua cromita não apresenta concordância com os campos composicionais definidos para os dois principais tipos de cromititos (de complexos estratiformes e ofiolíticos). / Two chromitite bodies occur in southwestern Minas Gerais State, Brazil, in the region between Alpinópolis and Petúnia (a district of Nova Resende), in the borderline between thearchaean-paleoproterozoic basement of the São Francisco Craton, represented by the autochtonous domain of the Campos Gerais Complex (CGC) to the north and the allochthonous units of the southern extension of the Brasilia Belt, represented by the Petúnia Complex (PC), to the south. One of the bodies, called Mumbuca, occurs in the belt of the same name, in the autochtonous domain of the CGC, whilst the other, named Petúnia, occurs in the homonimous complex. The Mumbuca chromitites occur in a terrain with predominance of strongly sheared, locally migmatitic ortogneisses, which include ultramafic bodies made up by hornblendites (metapiroxenites) and enstatite-chlorite-olivine-hornblende rocks with subordinate interleavings of metamafic rocks, which display a NW-SE orientation. The chromitite body occurs at the easter end of the largest metaultramaphic body and is characterized by the predominance of schlieren structure, idiomorphic chromite crystals with seriated inequigranular size variation, and a matrix composed primarily by chlorite. The chemical composition of its chromite follows the Fe-Ti and Rum-type trends, which define the field for chromites from stratiform complexes, in agreement with diagrams for tectonomagmatic setting for these chromitites. The Petúnia chromitite body occurs in a more varied lithological association, with the predominance of strongly sheared gneisses, in which metaultramafic rocks, metagabros and amphibolites, staurolite-garnet-kyanite-mica schists and quartz-mica schist occur as elongated, sheared bodies with NW-SE orientation. The chromitite in this unit occurs in one of the ultramafic bodies, located in the SE corner of the studied area, consisting of varieties of tremolite and/or chlorite and/or anthophyllite and/or talc schists. Such chromitites exhibit predominance of lenticular structure, bimodal grain size variation in the massive domains, linked to comminution by dynamic recrystallization, and a matrix composed mainly by talc, and greater proportion of interstitial rutile, in comparison to the Mumbuca chromitites. The chemical composition of chromite from this chromitite exhibits high Cr/(Cr + Al) ratios, high\'Fe POT.2+\'/(Mg+\'Fe POT.2+\') in restricted ranges, and an Al trend in the ternary diagram for trivalent elements that, together with the high Cr content, suggest high grade metamorphic reequilibration for these chromitites. It has not been possible to establish the tectono-magmatic environment for the Petúnia chromitites, as their chemical composition does not comply with the fields defined for the two main types of chromitites (chromitite in stratiform complexes and ophiolitic chromitite).

A Suíte Alcalina da llha Monte de Trigo localiza-se no litoral norte do Estado de São Paulo. Representa uma manifestação do tipo sienito-gabróide alcalina mu lti-intrusiva rasa (<1 kbar), do Cretáceo Superior (86,5 Ma), associada à Província Alcalina da Serra do Mar. Aloja-se em rochas granítico gnáissicas neoproterozóicas da Faixa Ribeira, contudo estas não aparecem in situ na ilha. Tal suite é comparável às ocorrências das ilhas de São Sebastião, Búzios e Vitória. O magmatismo inicial é representado por um corpo máfico/ultramáfico cumulático, onde predominam melateralitos, olivina melagabros com nefelina, olivina gabros, clinopiroxenitos e olivina clinopiroxenitos. As rochas são maciças, inequigranulares média a grossa e com grande variação modal, Compõem-se predominantemente de diopsídio a diopsídio subsilíssico com Fe\'POT.3+\' zonado, além de olivina (crisolita a hialosiderita), plagioclásio (bytownita a andesina), magnetita e apatita. Nefelina, kaersutita e biotita têm desenvolvimento intersticial. O caráter cumulático destas rochas é consistente com a natureza ultrabásica (mg# entre 73,4 e 44,7), os baixos conteúdos de Na e K, e as diferenças entre o mg# da rocha e da composição do líquido em equilíbrio com as olivinas, conforme a partição do Ni e do mg#. Associados a estas litologias ocorrem diques sin-plutônicos de microteralito e microessexito, e um pequeno corpo de nefelina monzossienito, representando possivelmente diferenciados magmáticos. São rochas básicas (mg# entre 61,6 e 11,6), mesocráticas, maciças a orientadas, média a fina. Diferem do corpo máfico/ultramáfico pela cristalização inicial de feldspato alcalino, anfibólio (kaersutita a pargasita) e nefelina. No corpo máfico/ultramáfico cumulático e seus diferenciados, as relações texturais, as variações petrográficas e geoquímicas, e os os modelos de balanço de massa indicam o fracionamento de diopsídio e, em menor proporção, de olivina como o principal mecanismo de evolução magmática. O magmatismo segue com a colocação de uma brecha magmática intrusiva, cortando o olivina gabro. O corpo tem forma aproximadamente circular, com diâmetro de 50 a 60 m, compondo aparentemente uma estrutura tipo pipe. Compõe-se de uma matriz afanítica rica em sulfetos e fragmentos arredondados (até 2m) do corpo máfico/ultramáfico e do embasamento granítico-gnáissico. A terceira manifestação magmática resultou na formação de um stock zonado de nefelina sienito e álcali feldspato sienito com nefelina, e de diques sin-plutônicos de nefelina microssienito. Essas rochas ocupam toda a faixa central e sul da ilha, representando a litologia dominante. As variedades nefelina sieníticas são maciças, foiaíticas e hipidiomórficas, de granulometria média a grossa e coloração cinza claro a bege. Predominam os tipos miaskíticos e hipersolvus. Compõem-se de feldspato alcalino mesopertítico, nefelina intersticial, anfibólio subedral zonado (ferropargasita - hastingsita - catoforita), piroxênio subedral zonado (diopsídio - hedenbergita - egirina) e biotita, além dos acessórios apatita, titanita e magnetita. Os dados mineralógicos e geoquímicos indicam uma evolução magmática a partir do álcali feldspato sienito com nefelina para o nefelina sienito e, por fim, os diques de nefelina microssienitos. Durante a cristalização e evolução ocorreram mudanças na \'alfa\'SiO\'IND.2\', fH\'IND.2\', e em menor grau na fO\'IND.2\' e fF, que se traduzem nas variações paragenéticas e texturais observadas. Destacam-se entre os diques de nefelina microssienitos uma variedade de afinidade agpaítica, representando os termos mais evoluídos da associação. A paragênese identificada inclui zirconolita, loparita-(Ce), pirocloro, britholita-(Ce), eudialita, hiortdahlita, wohlerita e lavenita, além de um possível mineral novo denominado \"trigoíta\". À manifestação magmática final pertence uma série de diques de lamprófiros (monchiquitos e camptonitos), tefritos, nefelinitos, fonotefritos, tefrifonólitos e fonólitos, cortando as demais litologias de forma rúptil. São rochas porfiríticas de matriz afanítica contendo principalmente olivina, piroxênio, espinélio, anfibólio, biotita, plagioclásio, feldspato alcalino, nefelina e analcima. Esta paragênese e a composição mineral variam aparentemente num contínuo. Os dados geoquímicos sugerem que estes diques derivaram de um magma parental comum, e assim representando a uma mesma série magmática. O curto intervalo deste magmatismo (<0,5Ma) e o caráter recorrente de magmas primitivos, como os que geraram o corpo máfico/ultramáfico e os diques lamprofíricos, apontam para uma fonte magmática comum para todas as rochas da suíte. Este magma parental parece ter uma composição basanítica similar à dos lamprófiros mais primitivos, gerado pela fusão parcial de <5% de uma paragênese mantélica contendo granada previamente metassomatisada, com limitada influência do CO\'IND.2\', sob condições de aproximadamente 1300°C e de 2 a 3GPa. As razões isotópicas de Sr e Nd e as razões entre elementos traços incompatíveis dos litotipos mais primitivos (lamprófiros), indicam uma fonte litosférica heterogênea, com assinatura do tipo EMI-HIMU. Esta assinatura é coerente com o restante das ocorrências da Província Alcalina da Serra do Mar. As idades modelos de Nd em relação ao manto empobrecido, de aproximadamente 650Ma, para as rochas da Ilha Monte de Trigo, sugerem um enriquecimento metassomático mantélico ligado aos eventos neoprotezóicos que registrados nas rochas encaixantes. Dentre os fatores que teriam contribuído para a fusão mantélica destaca-se: (1) a despressurização da região fonte no manto superior, relacionada à tectônica dos riftes quando da abertura do Atlântico Sul; (2) o aumento generalizado da temperatura no manto relacionado a anomalias termais regionais ou à presença de plumas mantélicas; e (3) a influência de fases voláteis (e.g. anfibólio, flogopita e carbonatos) abaixando a temperatura do solidus mantélico. / Monte de Trigo Island Alkaline Suite is located in the north coastal area of the State of Sao Paulo. It represents a Late Cretaceous (86,5Ma) shallow (< 1 kbar) multi-intrusive alkaline syen ite-gabbroid complex, associated with the Serra do Mar Alkaline Province. It is emplaced into Neoproterozoic graniticgneisses of the Ribeira Belt, which do not croop out in situ. This suite is similar to the alkaline suites that occur in the Sao Sebastiao, Buzios and Vitoria islands. The cumulate mafic-ultramafic rocks represent the beginning of the magmatism, comprising melatheralites, nepheline-bearing olivine melagabbros, olivine gabbros, clinopyroxenite and olivine clinopyroxenite. They are massive, medium- to coarse-grained inequigranular with plonounced modal variation. They are mainly composed of pyroxene (zoned diopside to subsilicic ferrian diopside), in addition to olivine (chrysolite to hialosiderite), plagioclase (bytownite to andesine), magnetite and apatite. Nepheline, kaersutite and biotite are interstitial phases. The cumulate character of these rocks is consistent with their ultrabasic nature (mg# 73.4 - 44.7), low Na and K contents, and with differences in composition of the rock and the liquid in equilibrium with olivine, according to the partition of Ni and mg#. Syn-plutonic microtheralite and microessexite dykes as well as a small nepheline monzosyenite body occur in association with the above mentioned lithologies, possibly representing differentiated magmatic rocks. They are basic (mg# 61.6-11.6), mesocratic, massive to foliated, medium- to coarse-grained rocks. They differ from the mafic/ultramafic body due to the early clystallization of alkali feldspar, amphibole (kaersutite to pargasite) and nepheline. In the cumulate mafic/ultramafic body and its differentiated rocks, textural relationships, petrographic and geochemical variations, as well as mass balance models, indicate fractional crystallization of diopside and, to a lesser extent, olivine as the main magmatic evolution mechanism. Magmatism follows with the formation of an intrusive magmatic breccia, which cuts the olivine gabbro. The breccia is apparently a nearly circular-shaped pipe with 50-60m in diameter. It is composed of a sulphide-rich aphanitic matrix with rounded fragments (up to 2m) of the mafic/ultramafic body and granitic-gneisses country rocks. The third magmatic manifestation led to the formation of a nepheline syenite and nepheline-bearing alkali feldspar syenite zoned stock and synplutonic nepheline microsyenite dykes. These rocks are the prevailing lithologies in the island, covering its central and southern portions. Nepheline syenitic varieties are massive, foyaitic to hypidiomorphic, medium- to coarse-grained, and light grey to beige colored. Miaskitic and hipersolvus types prevail. They are composed by mesoperthitic alkali feldspar-, interstitial nepheline, zoned subhedral amphibole (ferro-pargasite - hastingsite - katophorite), zoned subhedral pyroxene (diopside - hedenbergite - aegirine) and biotite, in addition to apatite, titanite and magnetite as accessory phases. Mineralogical and geochemical data suggest a magmatic evolution from nephelinebearing alkali feldspar syenite to nepheline syenite and finally to nepheline microsyenites dykes. Changes in \'alfa\'\'SiO IND.2\', fH\'IND.2\', and to a lesser extent in fO\'IND.2\' and fF occurred throughout the crystallization and magmatic evolution, and were responsible for the observed paragenetic and textural variations. Among the nepheline microsyenite dykes, an agpaitic variety occurs, representing the most evolved terms of this association. The identified paragenesis includes zirconolite, loparite-(Ce), pyrochlore, britholite-(Ce), eudialyte, hiortdahlite, wohlerite and lavenite, as well as a possibly new mineral named \"trigoite\". The last magmatic manifestation comprises lamprophyres (monchiquites and camptonites), tephrites, nephelinites, phonotephrites, tephriphonolites and phonolites, that cross cut the older lithologies. These rocks are porphyritic with aphanitic groundmass, mainly constituted by olivine, pyroxene, spinel, amphibole, biotite, plagioclase, alkali feldspar, nepheline and analcime. This paragenesis and the mineral composition apparently vary in a continuum, Geochemical data suggests that these dykes are derived from a commom parental magma, thus representing a single magmatic series. A common magmatic source for all the rocks of this suite is evidenced by the short magmatic interval (<0.5Ma) and the recurrent nature of primitive magmatic episodes, such as those that originated the mafic/ultramafic body and lamprophyric dykes. This parental magma seems to have had a basanitic composition similar to those of the most primitive lamprophyres, generated by the partial melting (<5%) of a previously metasomatized garnet-bearing mantle, with limited CO\'IND.2\' influence, under approximately 1300°C at 2 to 3GPa. A heterogeneous lithospheric source with EMI-HIMU signature is indicated by \'ANTPOT.87Sr\'/\'ANTPOT.86 Sr\', \'ANTPOT. 143 Nd\'/\'ANTPOT.144Nd\' and incompatible element ratios of most primitive lithologies (lamprophyres). This signature is consistent with other occurrences of the Serra do Mar Alkaline Province. Depleted mantle Nd model ages (\'TIND. DM), of nearly 65OMa, for Monte de Trigo lsland rocks suggest a mantle that was metasomatically enriched during the Neoproterozoic events recorded in the country rocks. Several factors might have contributed to the mantle partial melting, such as: (1) pressure release in the source region on the upper mantle, related to the rift tectonic evolution during the South Atlantic opening: (2) the general mantle temperature increase related to regional thermal anomalies or to the presences of mantle plumes; and (3) the influence of volatile phases (e.g. amphibole, phlogopite and carbonates) lowering the mantle solidus temperature.

O Maciço Granítico Santa Bárbara integra a Suíte Granitos Últimos de Rondônia, que compreende rochas com idades entre 998 e 974 Ma e afinidade geoquímica com granitos rapakivi, intraplaca, do tipo A, intrusivas em embasamento de médio a alto grau metamórfico de idades entre 1,75 e 1,43 Ga. Ocorre como um stock semicircular com cerca de 7 Km de diâmetro médio, localizado no Distrito Mineiro de Santa Bárbara, norte de Rondônia. Apresenta três unidades magmáticas subsolvus: fácies Serra do Cícero, fácies Serra Azul e associação de fácies Santa Bárbara. A fácies Serra do Cícero compreende sienogranito rosa porfirítico de matriz média, com textura wiborgítica e caráter metaluminoso. A fácies Serra Azul é composta por albita-microclínio granito rosa equi a inequigranular de matriz média a grossa e natureza peraluminosa. Duas fácies de albita-microclínio granito de contato transicional fazem parte da associação de fácies Santa Bárbara: uma rosa porfirítica de matriz média com textura piterlítica (fácies Santa Bárbara média); e outra, restrita à porção de cúpula da unidade, de granito equigranular ou microporfirítico rosa-esbranquiçado a branco, de matriz fina (fácies Santa Bárbara fina), todos peraluminosos. Em todas elas, o mineral máfico presente é a siderofilita com teores decrescentes de ferro e crescentes de lítio e flúor da fácies Serra do Cícero para a associação de fácies Santa Bárbara, e ocorrem fluorita e topázio magmáticos como minerais acessórios. Outras fases acessórias são a monazita, o zircão, a xenotima, e a cassiterita. Datações U-Pb convencional em monazita forneceram idades de 933\'+OU-\'5 Ma e 989\'+OU-\'13 Ma para as fácies Serra do Cícero e Serra Azul, respectivamente. A datação U-Pb SHRIMP em zircão da fácies Santa Bárbara fina apontou uma idade média de 978\'+OU-\'13 Ma. Em todas as unidades, reconheceu-se a participação de núcleos herdados com idades mínimas correlacionáveis a Suíte Intrusiva Santa Clara (1042 a 1096 Ma) e aos orto e paragnaisses do embasamento (1335 Ma, 1617 a 1651 Ma, 1979 a 2067 Ma). As idades Sm-Nd \'T IND.DM\' são crescentes da fácies Serra do Cícero (1711 Ma) para a fácies Serra Azul (1846 Ma) e para a fácies Santa Bárbara fina (2220 Ma), enquanto que os valores de \'\'ksi\'IND.Nd(T)\' são de -2,95, -3,69 e -4,58, respectivamente. A mineralização estanífera está hospedada na associação de fácies Santa Bárbara, restrita a uma região de cerca de 500 X 150 m em planta, e ocorre associada a corpos de topázio-siderofilita-quartzo greisens tabulares, com grande extensão lateral e até 40 m de espessura, configurando modelo de greisens acamados. Na fácies Santa Bárbara fina são reconhecidos bolsões pegmatóides de até 2 m de diâmetro compostos por quartzo, siderofilita e topázio, estruturas estratificadas do tipo magmatic layering e unidirectional solidification textures, além de cavidades miarolíticas e as texturas snowball e granofírica, que indicam condições de saturação em H2O durante sua cristalização. Aumento do volume de albita, dos teores de lítio e flúor na siderofilita, e enriquecimento em Y e ETR nos granitos da fácies Santa Bárbara fina relativamente aos da fácies Santa Bárbara média também diferenciam essas fácies. A alteração hidrotermal que afeta essas rochas é subdividida nos estilos pervasivo e pervasivo fissural. O primeiro tem como produtos os corpos de topázio-siderofilita-quartzo greisens tabulares com até 0,5% de cassiterita (greisenização I) e os granitos albitizados salmão (feldspatização sódica), ambos espacialmente associados e dispostos concordantemente, configurando uma estratificação concordante com o contato superior do granito. A alteração pervasiva fissural, representada por greisenização II, silicificação I, muscovitização, silicificação II e argilização, compreende, como tipos morfológicos, stockwork de topázio-siderofilita-quartzo greisen, veios de quartzo-cassiterita, veios de muscovita, veios de quartzo estéreis e stockwork argiloso, os dois primeiros tipos portadores de cassiterita. São predominantemente verticais e subverticais e ocorrem alojados principalmente na fácies Santa Bárbara fian. Os fluidos mineralizantes são de origem principalmente magmática no estágio transicional, aquo-carbônicos, com salinidades de 6 a 14% em peso NaCl eq., observando-se a incidência de misturas com fluidos meteóricos aquosos de baixa salinidade (0 a 13% em peso NaCl eq.) já nas etapas finais desse estágio. Condições de imiscibilidade operaram no sistema no intervalo térmico de 370-390°C. Dados isotópicos de oxigênio apontam temperaturas da ordem de 570 e 500°C para a gênese dos bolsões de quartzo da fácies Santa Bárbara fina e para os corpos tabulares de greisen, respectivamente. Para os veios de quartzo-cassiterita, a temperatura de cristalização foi estimada em cerca de 415°C. As composições isotópicas da água em equilíbrio com os diversos hidrotermalitos (\'\'delta\'POT.18\'\'O IND.H2O\'= 3,3 a 10,4%o) situam-se no intervalo composicional das águas magmáticas, com exceção dos produtos de muscovitização (\'\'delta\'POT.18\'\'O IND.H2O\'= -6,4%o) e silicificação II (\'\'delta\'POT.18\'\'O IND.qz\'= -3,8%o), bem como os mica greisens (\'\'delta\'POT.18\'\'O IND.H2O\'= 1,6%o) e o stockwork argiloso (\'\'delta\'POT.18\'\'O IND.H2O\'= 2,6%o), que sugerem mistura com fluidos meteóricos, aquosos, de baixa salinidade (0 a 13% em peso NaCl eq.). O controle da deposição da cassiterita no sistema estudado em três vias: 1) o processo de imiscibilidade, com alto grau de interação rocha/fluido, no caso dos corpos de greisen tabulares e no sistema stockwork de greisen, 2) o boiling de fluidos aquosos sódicos nos veios de quartzo-cassiterita e 3) a mistura dos fluidos magmáticos de alta temperatura, mais salinos, com grandes proporções de fluidos meteóricos, frios, de baixa salinidade, nos veios de muscovita. / The Santa Bárbara massif is parto f the Younger Granites of Rondônia (998-974 Ma), composed of granitic rocks which show geochemical affinities with within-plate A-type rapakivi granites. The massif is located in the Santa Bárbara mining district, northern Rondônia, and is semicircular in shape with diameter of 7 km. It comprises three subsolvus magmatic units, emplaced into medium to hogh-grade metamorphic rocks (1.75 and 1.43 Ga), such as: Serra do Cícero facies, Serra Azul facies, and Santa Bárbara facies association. The Serra do Cícero facies is a metaluminous pink medium-grained porphyritic syenogranite, with shows wiborgitic texture. The Serra Azul facies is a peraluminous pink medium to coarse-grained albite-microcline-granite. Two albite-microcline granite facies, with transitional contacts, are distinguished in the Santa Bárbara facies association: a pink-medium grains porphyritic pyterlite granite (medium-grained Santa Bárbara facies), restricted to the granite cupola system, and an even-grained or microporphyritic whitish to pink-whitish fine-grained granite (fine-grained Santa Bárbara facies), both described as peraluminous in character. Siderophyllite is the dominant mafic mineral, which exhibit decreasing Fe contents, and increasing Li and F values from Serra do Cícero facies toward the Santa Bárbara facies. Fluorite, magmatic topaz, monazite, zircon, xenotime and cassiterite are the accessory mineral phases. U-Pb monazite conventional dating of the early-stage Serra do Cícero facies and late-stage Serra Azul facies, yielded ages of 993\'+ OU -\' 5 Ma and 989 \'+ OU -\' 13 Ma, respectively. SHRIMP U-Pb ages of Santa Bárbara facies association yielded a weighted-mean age of 978 \'+ OU -\' 13 Ma. Preservation of inherited older zircons are remarkable in all the granite rock units, and the minimum SHRIMP U-Pb zircon ages are correlatable to the Santa Clara Intrusive Suite (SHRIMP U-Pb zircon ages: 1042 to 1096 Ma) , and to the ortho and paragneiss associations of the basement rocks (1335 Ma, 1617 to 1651 Ma, and 1979 to 2067 Ma). Sm-Nd model ages increase from the Serra do Cícero facies (1711 Ma) and Serra Azul facies (1846 Ma) to fine-grained Santa Bárbara facies (2220 Ma), whereas the \'\'ksi\'IND.Nd(T)\' values are -2,95, -3,69 and -4,58, respectively. The tin mineralization is closely related to the Santa Bárbara facies, covers a 500 m by 150 m zone, and is mainly expressed by horizontal to subhorizontal lens-shaped topaz-siderophyllite-quartz greisen (up to 40 m thick) which define a bedded-greisen cupola model. Within the fine-grained Santa Bárbara facies pegmatoid pods (up to 2 m) composed of quartz, siderophyllite and topaz, as well as prominent manifestations of magmatic layering, unidirectional solidification textures, miarolitic cavities, snowball and granophyric textures, have been found in the upper part of the cupola system. They indicate H2O saturation conditions during their formation. Enrichment in albite, F and Li contents is siderophyllite, and Y and REE in the fine-grained Santa Bárbara facies are additional features of importance to distinguish this facies from the medium-grained Santa Bárbara facies. The hydrothermal alteration, which affected the granites, can be divided into: 1)pervasive alteration style which is represented by sheet-like bodies of topaz-siderophyllite-quartz greisens (0.5% SnO\'IND.2\') (greisenization I), and albitized salmon granite (sodic feldspathization). Both metasomatites are spatially associated, denoting a concordant layering in relation to the granite upper contact, 2) pervasive fissural alteration style is well exemplified by greisenization II, silicification I, muscovitization, silicification II and argillization, which encompass morpho-structural bodies, such as: cassiterite-bearing topaz-siderophyllite-quartz greisen stockwork, and cassiterite-quartz veins, muscovite veins, barren-quartz veins and argillic stockwork. These structures are vertical to subvertical and are mainly developed within the fine-grained Santa Bárbara facies. The mineralizing fluids related to the transitional stage, are dominantly magmatic, aqueous-carbonic, have salinities varying from 6 to 14 wt% NaCl eq., but at the end of this stage, low-salinity (1 to 3 wt% NaCl eq.) meteoric fluids partly mixed with magmatic fluids are largely confirmed. Immiscibility conditions prevailed in the system at temperatures varying from 370 to 390°C. Oxygen isotope data for the quartz-pods and sheet-like greisens, of the fine grained Santa Bárbara facies, indicate temperatures of the order of 570° and 500°C, respectively, for the ore genesis. The crystallization temperature for the quartz-cassiterite veins is 415°C. The isotopic composition of the water (\'\'delta\'POT.18\'\'O IND.H2O\'= 3,3 a 10,4permil), in equilibrium with metasomatites, plot in the magmatic water field, save the muscovitization (\'\'delta\'POT.18\'\'O IND.H2O\'= -6.4 permil), and silicification II products (\'\'delta\'POT.18\'\'O IND.qz\'= -3,8permil), as well as mica greisens (\'\'delta\'POT.18\'\'O IND.H2O\'= 1,6 permil) and argillic stockworks (\'\'delta\'POT.18\'\'O IND.H2O\'= 2,6 permil) which suggest mixture with aqueous low-salinity (0 to 3% wt% NaCl eq.) meteoric fluids. Three processes are responsible for cassiterite genesis: 1) immiscibility in conditions of high degree of rock/fluid interaction in bedded-greisen bodies and greisen stockwork, 2) boiling of sodic aqueous fluids in quartz-cassiterite veins, and 3) mixing of saline magmatic fluids with high proportions of cold-low-salinity meteoric fluids, in muscovite veins.

Entre 12 e 4Ma, intensas manifestações vulcânicas explosivas ocorrem associadas a formação de grandes caldeiras no platô dos Andes Centrais, lançando mais de 10.000 km3 de material piroclástico e constituindo o Complexo Vulcânico Altiplano Puna (CVAP). O Cerro Pululus, com aproximadamente 178 km2 e 550 m de altura, é uma colina em forma de escudo constituída por três unidades de fluxo ignimbrítico lançadas por um mesmo centro emissor durante os eventos do CVAP. No cume do cerro aflora um corpo intrusivo sub-vulcânico que elevou e deformou os depósitos piroclásticos na forma de um anticlinal. Pululus está localizado na borda sul da Caldeira Vilama, uma das maiores estruturas de colapso do CVAP, que teria sido responsável pela deposição de mais de 1.200 km3 de material piroclástico. O local de emissão dos ignimbritos de Pululus ainda é desconhecido e sua relação com os depósitos da Caldeira Vilama é considerada incerta. A alta concentração de cristais nos púmices evidencia que os depósitos do Cerro Pululus foram originados por um magma porfirítico, apresentando plagioclásio, biotita, quartzo, ferrossilita, enstatita, augita e hornblenda, como minerais principais. As unidades são de composição dacítica e pertencem à série cálcio-alcalina de alto-K, com características meta a peraluminosas e razões A/CNK variando entre 0,9 e 1,04. As feições texturais dos minerais (e.g. texturas de dissolução no plagioclásio) e os dados químicos obtidos (e.g. presença de dois tipos de púmices) evidenciam recorrentes injeções máficas na câmara magmática. A alta taxa de cristalinidade da fusão (50 a 68%) tornou desfavorável o processo de fracionamento e reduziu a ação de correntes de convecção na câmara, evitando a homogeneização do magma. A presença de bordas de reação nos anfibólios, somada a outras evidências observadas no afloramento, indicam que durante o início do evento eruptivo o magma ascendeu a uma velocidade consideravelmente baixa, permitindo a liberação de uma grande quantidade de voláteis e resultando numa erupção de caráter mais explosivo. Com a abertura do sistema e o abatimento da pressão dentro da câmara, ocorre a aceleração na cristalização do fundido, resultando no progressivo aumento de saturação de água em algumas porções da câmara e a conseqüente estabilização e cristalização de anfibólio antes da última erupção. A comparação entre os ignimbritos da Caldeira Vilama e Cerro Pululus é feita, neste trabalho, utilizando-se características deposicionais, petrográficas e químicas. Ambos são compostos por três unidades de fluxo que apresentam similaridades quanto à cor, grau de soldamento, relações estratigráficas, quantidade e tipos de púmices, quantidade e tipos de fragmentos líticos, assembléia mineralógica e composição química. Todos esses elementos, além da inexistência de qualquer conduto vulcânico no cerro, permitem estimar que os depósitos de Pululus representem uma extensão do Ignimbrito Vilama. / About 12 and 4Ma, ago intense explosive volcanic manifestations occurred associated to the formation of the large calderas in the Andean Central Volcanic Zone plateau, launching more than 10.000 km3 of ignimbrites and constituting the Altiplano-Puna Volcanic Complex (APVC). The Cerro Pululus, of about 178 km2 and 550 m high, is a shield-like hill constituted by three units of ignimbritic flows originated from same emission center during APVC\'s events. A sub-volcanic intrusive body, that elevated and deformed the pyroclastic deposits in the form of an anticline, crops out at the hill top. Pululus is located in the south ring of the Vilama caldera, one of the largest of the APVC\'s collapse structures, which would have been responsible for the deposition of more than 1.200 km3 of pyroclastic material. The emission center of Pululus ignimbrites is still unknown and its relationship with the deposits of the Vilama caldera is considered uncertain. The high crystal concentration in the pumices evidences that the deposits of Cerro Pululus were originated from a porphyritic magma, with plagioclase, biotite, quartz, ferrosilite, enstatite, augite and hornblend as main minerals. The units are of dacitic composition and belong to the high-K calc-alkaline series, with metaperaluminous characteristics and A/CNK reasons between 0.9 and 1.04. The textural features of the minerals (e.g. dissolution textures in plagioclase) and the obtained chemical data (e.g. presence of two types of pumices) evidence recurring mafic injections in the magmatic chamber. The high cristallinity rate by the melt (50 to 68%) turned unfavorable the fractionation process and reduced the convection currents action in the chamber, hindering the homogenization of the magma. The presence of reaction borders in amphibole, besides some evidences observed in the outcrops, indicate that during the beginning of the eruptive event the magma ascended of a considerably low speed, which allowed the liberation of a great quantity of volatiles and resulted in an eruption of more explosive character. With the opening of the system and the pressure surcease inside the chamber, an acceleration in the crystallization of the melt occurred, resulting in progressive water saturation increase in some portions of the chamber and consequent amphibole stabilization and crystallization before the last eruption. A comparison between ignimbrites of the Vilama caldera and Cerro Pululus is made, in this work, using depositional, petrographics and chemical characteristic. They are both composed by three flow units that present similarities regarding color, welding, stratigraphic relationships, quantity and types of pumices, quantity and types of lithic fragments, mineralogical assembly and chemical composition. All of these elements, besides the inexistence of any volcanic conduit on the hill, allow to correlate the Pululus ignimbrites directly with those of Vilama.

O Sill de Limeira possui variação composicional ampla e aparentemente contínua, no intervalo entre basalto nas bordas de resfriamento e quartzo monzodiorito grosso na parte mais central exposta até agora nas pedreiras onde é explorado. Abaixo da borda basáltica do topo encontra-se uma camada bastante rica em amígdalas, preenchidas por minerais de origem hidrotermal, seguida pela ocorrência de ocelos de composição quartzo monzonítica. Por toda extensão do sill ocorrem veios riolíticos (em menor proporção, quartzo monzoníticos), de direção preferencial perpendicular às bordas de resfriamento. As rochas são compostas essencialmente por plagioclásio, clinopiroxênio (augita ± pigeonita) e/ou anfibólio, Ti-magnetita, illmenita, além de quartzo e feldspato alcalino (nos termos mais diferenciados). Os minerais acessórios são apatita, filossilicatos, zircão, badeleíta, esfalerita, pirita e allanita; minerais de alteração hidrotermal são zeólitas, calcita, apofilita. Augita tem composição variada entre Fs~20, nas rochas mais primitivas e Fs40 nas mais diferenciadas (quartzo monzodiorito até riolito). O plagioclásio varia desde labradorita até oligoclásio, com predomínio de andesina An50-30 nas rochas mais abundantes. A química de rocha total revela um trend de diferenciação contínuo de composições entre o basalto de borda (~48% SiO2) e o quartzo monzodiorito (~61% SiO2); um hiato entre quartzo monzodiorito e riolito é identificado no intervalo 61-69% SiO2, no entanto quartzo monzonitos com 63-64% SiO2 aparecem como corpos de pequeno volume (veios e ocelos). O teor de Ca, Mg, Ti e Fe mostra tendência contínua de queda com a diferenciação, enquanto K tem aumento contínuo e Na e Al mantêm-se quase constantes, alcançando seu valor máximo no quartzo monzonito. Ba, Rb e Zr mostram comportamento incompatível, enquanto Co, Cr e Sr são tipicamente compatíveis. Os padrões de ETR são fracionados (LaN/YbN~12), e mostram enriquecimento até o quartzo monzodiorito; em rochas mais diferenciadas passa a haver algum empobrecimento, principalmente dos ETR médios, refletindo a extração de clinopiroxênio.. A diferenciação do Sill de Limeira parece refletir processos de cristalização fracionada, que fornece resultados consistentes em balanços de massa, tanto nos estágios iniciais, como na geração dos líquidos residuais diferenciados (quartzo monzonito e riolito), onde deve ter ocorrido por filter pressing. Em um modelo em que a cristalização ocorre a partir das bordas do corpo, com líquidos residuais sendo gerados nas frentes de solidificação, os ocelos foram possivelmente originados pela migração desses líquidos. Em um estágio posterior de evolução da câmara, os líquidos residuais expulsos dessas frentes teriam percolado fraturas em porções já solidificadas, formando os veios riolíticos. / The Limeira Sill exhibits a wide and continuous compositional variation, between basalt at the chilled margins and coarse-grained quartz monzodiorite in the innermost part currently exposed in the quarried where it is exploited. Below the top basalt border there is a layer rich in amygdales filled by hydrothermal minerals, followed downwards by the appearance of quartz monzonitic occelli. Throughout the sill occur rhyolitic (less often quartz monzonitic) veins oriented preferentially normal to the chilled margins. The rocks are composed mostly of plagioclase, clinopyroxene (augite ± pigeonite) and/or amphibole, Ti-magnetite, ilmenite, plus quartz and alkali feldspar (in the more differentiated rocks). Accessory minerals include apatite, filossilicates, zircon, baddeleyite, sphalerite, pyrite and allanite; hydrothermal minerals are zeolites, calcite and apophylite. Augite compositions vary from Fs~20 in the more primitive rocks to Fs40 in the more differentiated (quartz monzodiorite to rhyolite). Plagioclase varies from labradorite to oligoclase, with predominance of andesine An50-30 in the more abundant rocks. The whole rock chemistry reveals a continuous differentiation trend with compositions between the border basalt (~48 wt% SiO2) and the quartz monzodiorite (~61 wt% SiO2); a gap between quartz monzodiorite and rhyolite is identified in the 61-69 wt% SiO2 interval, but quartz monzonites with 63-64 wt% SiO2 appear as small-volume veins and occelli. The Ca, Mg, Ti and Fe contents show a trend of continuous decrease with differentiation, while K shows a continuous increase, and Na and Al are nearly constant, reaching maximum value in the quartz monzonites. Ba, Rb and Zr show incompatible behavior, while Co, Cr and Sr are typically compatible. The REE patterns are fractionated (LaN/YbN~12), and show enrichment up to the quartz monzodiorite; in more differentiated rocks they begin to decrease, especially the medium REE, reflecting extraction of clinopyroxene. The differentiation of the Limeira Sill appears to be a reflection of crystal fractionation, as suggested by consistent results in mass balance calculations, both for the initial stage (basalt to quartz monzodiorite) and for the generation of residual liquids (quartz monzonite and rhyolite), the latter probably involving some sort of filter pressing. In a model of magma chamber where crystallization occurs at the margins and residual liquids are generated in the solidification fronts, the occelli appear to be products of upward migration of these liquids. Later in the evolution of the chamber, the residual liquids extracted from these fronts would have percolated fractures in portions already solidified, forming the rhyolitic veins.

Na porção centro-sul do estado do Rio Grande do Sul, sobre rochas metamórficas e ígneas do Escudo Gaúcho, afloram coberturas não metamorfizadas do Neoproterozóico III-Eopaleozóico reunidas no Supergrupo Camaquã. Esta unidade é formada, da base para o topo, pelas seguintes unidades: (i) Grupo Maricá (siliciclástico), (ii) Grupo Bom Jardim (vulcano-sedimentar), (ii) Formação Acampamento Velho (vulcânica), (iii) Grupo Santa Bárbara (siliciclástico), (iv) Grupo Guaritas (siliciclástico) e (v) Suíte Intrusiva Rodeio Velho. O Supergrupo Camaquã aflora em três sub-bacias de direção preferencial NNE-SSW (sub-bacias Camaquã Ocidental, Central e Oriental), separadas pelos altos de embasamento de Caçapava do Sul e da Serra das Encantadas, com espessura superior a 6000 m. O objetivo desta tese foi o estudo da evolução tectono-sedimentar do Grupo Santa Bárbara com base a dados de mapeamento geológico (em escalas regional, de semi-detalhe e de detalhe), litoestratigráficos, sedimentológicos de proveniência e paleocorrentes, de sistemas deposicionais, de evolução paleogeográfica, de estratigrafia de seqüências, petrográficos e estruturais. O Grupo Santa Bárbara aflora nas três sub-bacias que compreendem o Supergrupo Camaquã no RS e é caracterizado por uma espessa sucessão siliciclástica (superior a 6000 m de espessura) posterior à atividade vulcânica principal. Este grupo subdivide-se em: (i) Formação Estância Santa Fé, restrita à Sub-Bacia Camaquã Ocidental; (ii) Formação Passo da Capela; dominando a Sub-Bacia Camaquã Oriental e alcançando a base da Sub-Bacia Camaquã Central; (iii) Formação Seival, com exposições na Sub-Bacia Camaquã Ocidental e na Sub-Bacia Camaquã Central; (iv) Formação Rincão dos Mouras, discordante sobre a Formação Passo da Capela na Sub-Bacia Camaquã Oriental e sobre a Formação Seival nas demais sub-bacias e (v) Formação João Dias, exposta apenas na Sub-Bacia Camaquã Central cobrindo a Formação Rincão dos Mouras. A Formação Estância Santa Fé ocorre em discordância erosiva e levemente angular tanto sobre unidades do Grupo Bom Jardim quanto da Formação Acampamento Velho. Compõe-se de conglomerados e arenitos, subordinadamente siltitos e arenitos finos, com até 1200 m de espessura. Estes depósitos são interpretados como sistemas de leques aluviais dominados por processos de enchentes em lençol e canais fluviais de rios entrelaçados. A análise de paleocorrentes indica dois padrões de transporte sedimentar: um transversal à bacia, associado aos leques aluviais; e outro paralelo ao eixo da bacia, com transporte axial para norte em planícies de rios entrelaçados. A Formação Passo da Capela apresenta a maior espessura já verificada dentro do Grupo Santa Bárbara, alcançando cerca de 4000 m na Sub-Bacia Camaquã Oriental. A principal associação litofaciológica compreende conglomerados e arenitos grossos depositados por fluxos gravitacionais de massa subaquosos e arenitos e ritmitos gerados por correntes de turbidez, representativos de ambiente de leques submarinos. Estes depósitos de leques intercalam-se com arenitos e ritmitos de ambiente marinho (indicado por minerais de glauconita), dominado por ondas de tempestades. A Formação Passo da Capela apresenta, ainda, intercalações de dois níveis de sismitos indicativos de atividade tectônica normal sin-sedimentar, e quatro camadas pouco espessas de tufitos félsicos nos intervalos estratigráficos basais. A análise de paleocorrentes indica padrão longitudinal às bordas da bacia com sentido preferencial para NNE. A Formação Seival (até 1000 m) ocorre diretamente sobre a Formação Estância Santa Fé na Sub-Bacia Camaquã Ocidental e na Sub-Bacia Camaquã Central, em contato tectônico com a Formação Passo da Capela. Constitui-se de arenitos médios a muito finos com subordinada contribuição de arenitos grossos, além de siltitos, depositados em ambiente marinho de: (i) baía estuarina e planície litorânea, (ii) tempestitos de costa-afora e (iii) planície de mares. As paleocorrentes indicam transporte principal para N. A Formação Rincão dos Mouras (até 2000 m), comum a todas as sub-bacias, constitui-se de conglomerados e arenitos conglomeráticos depositados principalmente por sistemas de leques aluviais e fluviais entrelaçados. As análises de proveniência e paleocorrentes indicam que os altos de Caçapava do Sul e da Serra das Encantadas serviram como área fonte para esses depósitos aluviais, sugerindo o soerguimento destes altos durante a evolução do preenchimento sedimentar desta unidade. Desta forma, a Formação Rincão dos Mouras marca a compartimentação tectônica da Bacia do Camaquã em sub-bacias através do soerguimento de altos internos. A Formação João Dias, restrita à Sub-Bacia Camaquã Central engloba espessos depósitos (>500 m) de arenitos marinhos costeiros dominados por ondas. Esta unidade caracteriza-se pelo predomínio de arenitos médios bem selecionados, apesar de localmente ocorrerem arenitos finos e camadas pouco espessas de conglomerados finos (níveis com seixos residuais). São os depósitos de maior expressão areal na região das Minas do Camaquã, limitando-se por discordância angular e erosiva com os arenitos e arenitos conglomeráticos do Grupo Guaritas, sobrepostos. A Formação João Dias compreende depósitos de antepraia, de face litorânea superior e tempestitos litorâneos. A análise estratigráfica de fácies e sistemas deposicionais permitiu a individualização de três seqüências deposicionais nas sub-bacias Camaquã Oriental e Central e duas seqüências na Sub-Bacia Camaquã Ocidental. O reconhecimento de tratos de sistemas possibilitou a correlação espacial e temporal dos diversos sistemas deposicionais nas diferentes sub-bacias. Basicamente estas seqüências marcam a evolução de três eventos deposicionais associados a variações tectônicas e eustáticas. A sucessão basal (Seqüência Santa Bárbara 1 - SB1) compreende sistemas aluviais que passam lateralmente para sistemas de leque submarino (trato de mar baixo), recobertos por uma sucessão marinha caracterizada por depósitos rasos na borda ocidental e profundos na oriental (trato transgressivo e de mar alto). A Seqüência Santa Bárbara 2 (SB2) é caracterizada por depósitos de planícies fluviais de canais entrelaçados na Sub-Bacia Camaquã Ocidental e por depósitos marinhos nas sub-bacias Camaquã Central e Oriental. A seqüência de topo (Seqüência Santa Bárbara 3 - SB3) marca a reorganização tectônica da Bacia do Camaquã que passa a ser individualizada em sub-bacias separadas pelos altos de embasamento de Caçapava do Sul e da Serra das Encantadas. O soerguimento destes altos internos propiciou a instalação de sistemas de leques aluviais e de planícies fluviais que caracterizam as sucessões basais desta seqüência (trato de mar baixo). O topo desta seqüência registra o último evento de ingressão marinha no Grupo Santa Bárbara, caracterizado por depósitos costeiros da Formação João Dias (trato transgressivo e de mar alto). A integração das análises de proveniência de clastos com as interpretações dos ambientes deposicionais e as análises de paleocorrentes levaram a duas conclusões. Em primeiro lugar, constatou-se que existe correlação direta entre os fragmentos presentes na bacia e os litotipos do embasamento atualmente adjacente, indicando assim que movimentações laterais nas falhas de borda da bacia não ocorreram ou, caso aconteceram, não foram importantes na deposição do Grupo Santa Bárbara. Além disso, identificou-se que a contribuição detrítica de altos de embasamento (e.g. Caçapava do Sul), passa a acontecer somente na última seqüência deposicional, sugerindo que o isolamento entre as sub-bacias Camaquã Ocidental, Central e Ocidental ocorreu apenas em um período tardio de evolução do Grupo Santa Bárbara. Tais evidências, aliadas às análises da tectônica sin-sedimentar, indicam que a atividade tectônica responsável pela formação da bacia foi predominantemente de caráter normal, sem deslocamento lateral das áreas fontes em relação aos depósitos delas derivados. As evidências estruturais de transcorrência provavelmente refletem deformações anteriores do embasamento, ou posteriores que moldaram a configuração atualmente verificada. A integração dos dados obtidos aponta que o Grupo Santa Bárbara e, por extensão todo o Supergrupo Camaquã, depositou-se em uma bacia extensional tipo rift, com falhas de borda de rejeito normal ou oblíquo, sem grandes rejeitos direcionais, cujo preenchimento sedimentar foi controlado sobretudo pela subsidência tectônica, aporte clástico e padrões de transporte sedimentar, sob influência das variações relativas do nível do mar. / In the central southern part of Rio Grande do Sul state, unmetamorphosed cover rocks of the Neoproterozoic III-Early Paleozoic Camaguã Supergroup overly metamorphic and igneous rocks of the Gaúcho shield. The supergroup is formed by the following units, from base to top: (i) the siliciclastic Maricá Group; (ii) the volcano-sedimentary Bom Jardim Group; (iii) the volcanic Acampamento Velho Formation; (iv) the siliciclastic Santa Bárbara Group; (v) the siliciclastic Guaritas Group; and (vi) the Rodeio Velho intrusive suite. The supergroup, with a thickness of over 6,000m, crops out in three NNE-SSW oriented sub-basins - Western, Central and Eastern Camaquã, separated by the Caçapava do Sul and Serra das Encantadas basement highs. The aim of this thesis was a study of the tectono-sedimentary evolution of the Santa Bárbara Group using data obtained through regional, semi-detailed and detailed mapping, lithostratigraphic and sedimentological data, studies of provenance and paleocurrents, depositional systems, paleogeographic evolution, sequence stratigraphy, and petrographic and structural studies. The Santa Bárbara Group crops out in the three Camaquã sub-basins and is composed of over 6,000m of siliciclastic sediments deposited after the main volcanic activity. The Group may be subdivided into: the Estância Santa Fé Formation, restricted to the western sub-basin; (ii) the Passo da Capela Formation which dominates the eastern sub-basin, and reaches the baseof the central sub-basin; (iii) the Seival Formation, exposed in the western and central sub-basins; (iv) the Rincão dos Mouras Formation which discordantly overlies the Passo da Capela Formation in the western sub-basin, and the Seival Formation in the other sub-basins; and (v) the João Dias Formation, exposed only in the central sub-basin where it overlies the Rincão dos Mouras Formation. An erosive and slightly angular unconformity separates the Estância Santa Fé Formation from units of the Bom Jardim Group and the Acampamento Velho Formation. It is composed of up to 1,200m of conglomerates and arenites with subbordinate siltites and fine-grained arenites. These deposits are interpreted to be of alluvial fans dominated by sheet floods, and channel deposits in braided rivers. Paleocurrents show that two transport directions existed, one across the basin, responsible for the alluvial fans, the other northwards along the basin axis in the floodplains of the braided rivers. The Passo da Capela Formation is the thickest unit of the Santa Bárbara Group, reaching a thickness of about 4,000m in the eastern sub-basin. The main lithofacies is composed of conglomerates and coarse-grained arenites deposited by subaqueous gravity flows, and arenites and rhythmites deposited by turbidity currents, in submarine fans. The fan deposites are intercalated with marine arenites and rhythmites containing glauconite deposited by storm waves. This formation also contains two main levels of seismic deposits which indicate the action of syn-sedimentary tectonics, a four thin layers of felsics tuffites within the basal levels. Paleocurrent analysis shows that transport was preferentially north-northeastwards, parallel to the borders of the basin. The Seival Formation, with a thickness up to 1,000m, was deposited directly over the Estância Santa Fé Formation in the western sub-basin, and in tectonic contact with the Passo da Capela Formation in the central sub-basin. It is composed of medium- to very fine - grained arenites with subordinate coarse-grained arenites and siltites, deposited in marine environments of: (i) estuary bay and shoreline plain; (ii) estuary bay and shoreline plain; (ii) off-shore storm deposits; and (iii) tidal platform. Transport was mainly northwards. The Rincão dos Mouras Formation, up to 2,000m thick, is present in all sub-basins, and is composed of conglomerates and conglomeratic arenites deposited mainly in alluvial fans and braided rivers. Paleocurrent analysis shows that the Caçapava do Sul and Serra das Encantadas basement highs must have been the source areas for these alluvial deposits, which suggests that these areas were up-lifted during the course of sedimentation of this unit. The Rincão dos Mouras Formation therefore records the separation of the Camaquã Basin into sub-basins through uplift of internal highs. The João Dias Formation, restricted to the central sub-basin, includes more than 500m thick deposits of marine arenites formed in a wave-dominated coastal environment. Well-sorted medium-grained arenites predominate in this unit. though fine-grained arenites and thin conglomerates with lags occur locally. The deposits are most expressive around the Camaquã Mines, and are separated from arenites and conglomeratuc arenites of the overlying Guaritas Group by an angular uncoformity. The formation corresponds to foreshore, upper shoreface and storm deposits in a shallow coastal environments. Stratrigraphic facies and depositional system analysis showed that the depositional sequences are present in the eastern and central sub-basins, and two in the western sub-basin. The recognition of tracts of systems lead to spatial and temporal correlations of the different depositional systemas in the different sub-basins. In essence these sequences record the evolution of three depositional events related to tectonic and eustatic variations. The basal sucession (Santa Bárbara Sequence 1- SB1) is composed of alluvial systems which grade laterally to submarine fan systems - the lowstand tract - overlain by marine sucession with shallow-water deposits at the western border and deep-water deposits in the east - transgressive and highstand tracts. The Santa Bárbara Sequence 2 - SB2 - is formed by braided channell river flood plains in the western sub-basin, and marine deposits int he central and eastern sub-basins. The upper sequence, Santa Bárbara Sequence 3 - SB3- registers the tectonic reorganization of the Camaquã Basin which becomes separated into the three sub-basins by the elevation of the Caçapava do Sul and Serra das Encantadas basement highs. This uplift lead to the installation of alluvial fans and flood plains which are typical of the lower successions of this sequence, during the lowstand tract. The top of this sequence, during the lowstand tract. The top of this sequence registers the last marine ingression in the Santa Bárbara Group on the form of the coastal deposits of the João Dias Formation (the transgressive and highstand tracts). The integration of studies of the provenance of clasts with the interpretations of the depositional systems and the paleocurrent analysis leads to two main conclusions. The first is that there is a direct correlation between the fragments present within the basin and the rock types which are now adjacent to the basin, indicating that lateral movement did not occur along the basin margin faults, or, if they did occur, then they did not have an important influence on the deposition of the Santa Bárbara Group. It was also shown that the contribution of detritus by the basement highs only occurred in the last depositional sequence, suggesting that the isolation of the three sub-basins only occurred at a late stage of the evolution of the group. Such evidence, taken together with the analysis of syn-depositional tectonics, shows that the tectonic activity responsible for basin formation was essencially normal, with no lateral movement of source areas in relations to the sediments derived from them. Structural evidence for transcurrent movements probably reflected earlier or later deformations which produced the presently observed configuration of the basin. The integration of the data also shows that the Santa Bárbara Group and, by extension, the entire Camaquã Supergroup, was deposited in an extensional rift, whose border faults had normal or oblique throw without large slip movements, and whose sedimentary infilling was controlled mainly by tectonic subsidence, the clastic supply and the sedimentary transport under the influence of sea level variations.