A área mapeada está localizada a cerca de 15 km a sul do município de Santa Bárbara, Minas Gerais, na porção leste do Quadrilátero Ferrífero, especificamente na folha Catas Altas. As três unidades litoestratigráficas que a compõem são: a seqüência de rochas metaultramáficas do Grupo Quebra Osso, ocupando a porção ocidental, em contato tectonizado com a sequência de rochas metassedimentares da Serra da Boa Vista (porção central), que está em contato tectônico por falha de empurrão com as rochas do Complexo Gnáissico-Migmatítico, que ocupam a porção oriental. A Serra da Boa Vista, alvo principal deste trabalho, é composta de uma seqüência metassedimentar clástica e subordinadamente química, compreendendo cinco unidades principais, da base para o topo: 1) quartzitos, quartzo-mica-xistos e filonitos do contato; 2) metaconglomerado basal, lenticular e descontínuo; 3) unidade aurífera da Mina do Quebra Osso, composta de quartzo-mica-xistos com fuchsita, grafita e pirita abundante e BiF\'s a metacherts subordinados; 4) metaconglomerados E/W, com estratificação gradacional e 5) quartzitos Serra da Boa Vista, com quartzitos brancos e subordinadamente quartzo-mica-xistos. O modelo evolutivo proposto envolve dois ciclos sedimentares em bacia tectonicamente ativa, sendo o inferior de influência de fan aluvial incluindo as três primeiras unidades supra citadas; e o segundo ciclo de influência de \"braided alluvium\" e planície costeira, composto pelas duas últimas unidades. No contexto geológico regional, envolvendo os supergrupos Minas e Espinhaço, a Seqüência da Serra da Boa Vista é interpretada como um fácies transicional. As paragêneses metamórficas observadas e comparação com o contexto regional indicam fácies metamórfico do grau xisto verde médio a superior. A estruturação é de uma sinforma com aba leste em posição invertida e aba oeste em posição normal, formando uma estrutura homoclinal orientada segundo aproximadamente N20W/70NE. As mineralizações em ouro na área mapeada ocorrem em litotipos pertencentes ao Supergrupo Rio das Velhas e à Seqüênciada da Serra da Boa Vista. Estudos mineralógicos-petrográficos e geoquímicos-estatísticos apontam para mineralização na Seqüência da Serra da Boa Vista como originadas por diferentes processos: para a Mina do Quebra Osso, predominam processos de precipitação química sin-sedimentares a sin-diagenéticas em ambiente redutor, com posterior remobilização metamórfica e fixação de ouro em óxidos hidratados de ferro; para os metaconglomerados a origem do ouro seria por deposição detrítica do tipo \"paleoplacer\". Para as formações ferríferas do Supergrupo Rio das Velhas, a geoquímica e forma de ocorrência indicam depósitos \"stratabound\" sendo, a nível interpretativo, considerados de origem singenética. / The mapped area is located around 15 km South of Santa Bárbara, M.G., in the Eastern portion of the Iron Quadrangle. The three main lithostratigraphic units which compose the area are: the metaultramafic sequence of Quebra Osso Group in the Western portion, in tectonized contact with the metasedimentary sequence of rocks of Serra da Boa Vista (in the center), which is in tectonic contact by thrust fault with the Gnaissic-Migmatic Complex, which occupies the Eastern portion. The Serra da Boa Vista, main aim of the present work, is composed of a metasedimentary clastic sequence, and secondly chemical, involving five main units, from base to top: 1) quartzites, quartz-mica-schists and filonites of the contact; 2) basal metaconglomerates, in lenses and discontinuous; 3) the gold-bearing unit of Quebra Osso mine, composed of quartz-mica-schists with fuchsite, grafite and abundant pyrite, and BiF to metachert in minor importance; 4) metaconglomerates E/W, with gradational stratification and 5) the Serra da Boa Vista quartzites, composed of white quartzites and secondly of quartz-mica-schists lenses. The proposed evolution model involves two sedimentary cicles in a tectonic active basin: the lower one of the alluvial-fan type, and the upper one of the braided alluvium type. In a broad geological context including the Minas and Espinhaço Supergroups, the Serra da Boa Vista sequence is interpreted as a transicional facies. The metamorphic paragenesis observed compared to the regional context points to medium-to-superior greenschist metamorphic facies. The structure is sinformal type with the East limb inverted and the West limb normal, forming a homoclinal structure with strike of N20W and dipping 70 NE. The gold mineralizations of the mapped area occur in linotypes of the Rio das Velhas Supergroup and of the Serra da Boa Vista sequence mineralogical-petrographical and geochemical statistical studies point to different processes generating the mineralizations in the Serra da Boa Vista Sequence: for the Quebra Osso mine predominates sin-sedimentary to sin-diagenetic chemical precipitation process with later metamorphic remobilizations and fixation of gold through lateritic process; for the metaconglomerates, the origin of the gold would be due to detritical deposition of the paleoplacer type. For the Archean iron formations of the Rio das Velhas Supergroup, the geochemistry, and shape of the bodies point to stratabound deposits being, on a interpretative level, considered of sin-genetic filiation.

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).

O maciço alcalino da Ilha de Vitória, situado no litoral norte do Estado de São Paulo a uma distância aproximada de 40 km ao sul daa cidade de Ubatuba, foii objeto de minuciosa investigação geológica e petrológica empregando-se metodologias as mais diversas: fotointerpretação, trabalhos de campo, exames microscópicos, difratometria de raios X, análises químicas de rochas totais, análises de minerais com o auxílio da microssonda e datações radiométricas pelos métodos K/Ar e Rb/Sr. O maciço é composto de um corpo sienítico principal, de forma circular e com diâmetro aproximado de 3 km, além de numerosos diques posteriores. Ele apresenta estrutura zonada, passando gradativamente do núcleo para a borda, de nefelina sienitos e pulaskitos e álcali sienitos. Os diques, de natureza dominantemente tetraquítica e fonolítica, representam duas gerações distintas, com a primeira formando um sistema radial e a segunda um sistema paralelo orientado segundo NE-SW. Do ponto de vista mineralógico, as variedades plutônicas têm como principais constituintes feldspatos alcalinos, nefelina (\'+ OU -\'), sodalita (\'+ OU -\'), quartzo (\'+ OU -\'), clinopiroxênios, anfibólitos, biotita, opacos e clorita (\'+ OU -\'). O teor de nefelina varia com o padrão de zoneamento, 10 a 0\'POR CENTO\' modais; por outro lado, quartzo é às vezes encontrado nas variedades junto à região de contato com as rochas encaixantes. Os minerais coloridos ocorrem como agregados onde piroxênios e opacos, com formas corroídas ou esqueléticas ocupam invariavelmente as porções centrais e anfibólitos e biotitas as marginais. A composição dos piroxênios varia de soda-augita e egirina-augita, enquanto que a dos anfibólitos e da biotita mantém-se mais ou menos homogênea, correspondendo, respectivamente, à barkevikita e annita. Digna de registro é a presença de inclusões acmíticas no interior dos cristais de piroxênios, sobretudo nas rochas correspondentes ao núcleo do corpo ) principal. Os feldspatos alcalinos, com textura antipertítica bem desenvolvida, consistem basicamente de albita de baixa temperatura e ortoclásio. As rochas de dique, exceção feita às diabásicas, exibem textura tranquítica e têm como principais minerais os listados acima. Em geral são porfiríticas, com algumas variedades fonolíticas demonstrando terem sido submetidas a intensa alteração deutérica. Quatro datações pelo método K/Ar indicam idades concordantes, dentro do intervalo de 80 a 90 m.a., para as rochas sieníticas e fonolíticas. Uma única determinação feita pelo método Rb/Sr aponta para uma idade de cerca de 100 m.a. para o álcali sienito, com razão inicial de 0,705. A estrutura zonada do corpo principal é interpretada como resultante da assimilação, pelo magma original nefelina sienítico de composição próxima à do ponto eutético, de rochas encaixantes ricas em Si e Al. Adicionalmente, que o superaquecimento desse magma parece ter sido o fator responsável pela fusão de grande volume, ou no mínimo igual ao do magma original de material encaixante, levando à formação da sequência química característica dessas rochas e à transposição da barreira termal. / Geological and petrological studies of the Vitoria Islands Alkaline Complex, State of São Paulo, have been carried out by means of photointerpretation, field work, thin section studies, whole-rock chemical analyses, X-ray diffractrometry, EPMA mineral analyses, and K-Ar and RB-Sr datings. The alkaline complex is composed of a principal syenitic body and numerous younger dikes. The principal body has a graded zoned structure consisting of, from the centre outward, nepheline syenites, pulaskites, and alkali syenites. These rocks are made up of alkaline feldspar, nepheline (\'+ ou -\'), quartz (\'+ ou -\'), clinopyroxene, amphibole, biotite, apatite, opaque mineral, chlorite, etc. The nepheline mode varies from 10% to 0% in accordance with the zoned structure of the principal body. Occasionally, quartz is found near the contact with the wall rock. Colored minerals occur as aggregates with nuclei of resorbed or skeletal pyroxene and opaque minerals and margins of amphibole and biotite. The pyroxene composition is variable from aegirine-augite to soda-augite. Most of the pyroxene grains have acmitic inclusions, especially the one that occur in the central part of the body. Amphibole and biotite, however, have homogeneous texture corresponding respectively to barkevikite and annite. Alkaline feldspars, with developed antiperthitic texture, consist of low-albite and orthoclase. The are two generations of dikes: the older one comprise a radial system and the younger, a parallel system oriented NE-SW. Both systems consist of trachytic, phonolitic and alkali diabasic rocks. The former two have trachytic texture and are made up of alkaline feldspars, nepheline (\'+ ou -\'), sodalite (\'+ ou -\'), aegirinaugite, barkevikite, annite, opaque minerals, etc. Generally these rocks are characterized by a more advanced stage of magma fractionation than the syenitic one. Some dykes were subjected to intense deuteric metamorphism. Radiometric dating indicates a late Cretaceous age for the Vitória Island Alkaline Complex, which is concordant with the ages of other neighbouring alkaline bodies. Substitution studies for the colored minerals constituent element reveal low Tschermack substitution in pyroxene and amphibole and high Ti \'SETA DIREITA\' \'SETA ESQUERDA\' Mg2 in biotite. The zone structure, whole rock compositions, colored mineral compositions, resorbed pyroxenes and amphibole, and much other evidence suggest that the original magma of the main syenitic body was nepheline syenitic. Super-reheating of this magma may have caused a great deal of wall rock melting which would account for the characteristic chemical trends for these rocks, liyng upon the thermal divide.

Na realização do presente trabalho, foram utilizados os dados litológicos referetes ao intervalo estratigráfico do Paleozóico superior da Bacia Sedimentar do Paraná - Formações Itararé-Aquidauana, Rio Bonito, Palermo, Irati, Estrada Nova e Rio do Rasto - extraídos de trinta e três perfis compostos de poços, conseguidos junto ao acervo de dados de sub-superfície mantido pela PETROBRAS. Os dados desta sequência sedimentar foram registrados em matrizes de transições litológicas, segundo o modelo das Cadeias de Markov de 1ª ordem, por se entender um processo deposicional de caráter estocástico para a sequência em questão. Em seguida, as matrizes de probabilidade de transições litológicas, derivadas das cadeias Markovianas de 1º grau, para os diferentes perfis de poços, foram utilizadas junto a um programa de análise de agrupamentos (cluster analysis). Também os vetores de probabilidade fixa, representativos de equilíbrio no sistema deposicional foram analisados. Estas metodologias quantitativas, aqui utilizadas com o objetivo primeiro de averiguar sua aplicabilidade à análise comparada de secções estratigráficas, demonstraram-se práticas e eficientes neste tipo de estudo. Como resultado final, a análise de agrupamentos permitiu a individualização de dois conjuntos principais de secções, configurando, em mapa, duas áreas distintas: uma área central, ampla, com alta porcentagem de sedimentos finos, e outra marginal, com elevada porcentagem de arenitos, caracterizando, assim, condições ambientais distintas para cada uma delas, com predomínio de sedimentação marinha, no primeiro caso, e sedimentação continental, no segundo, para o intervalo do Paleozóico superior. / Not available.

O Complexo Metanortosítico de Passira(CMAP) localiza-se no Estado de Pernambuco, Nordeste Brasileiro, numa região que abrange o Município de Limoeiro e distritos do município de Passira. O CMAP situa-se no Terreno Rio Capibaribe, na Zona Transversal da Província Borborema, numa área limitada por falhamentos complexos (Zona de Cisalhamento Paudalho e Limoeiro), a norte do Lineamento Pernambuco, formando um polígono irregular compreendido entre as coordenadas 7° 50\' e 8° 8\' de latitude sul e 35° 21\' e 35° 36\' de longitude oeste de Greenwich. A geologia da área do CMAP é constituída pelas seguintes unidades litoestratigráficas (do topo para a base): Granitóides Indiferenciados/ Complexo Vertentes; Série de Ortognaisses graníticos; CMAP; e o Complexo Gnáissico-Migmatítico(encaixante). O CMAP é formado por um batólito de composição principalmente anortosítica, constituindo um Complexo do tipo Maciço. Subordinamente às rochas metanortosíticas ocorrem metagabros, metagabronoritos, e lentes ultramáticas enriquecidas em óxidos de Fe-Ti. Também inclui um complexo de diques de composição Fe-diorítica enriquecidos em P (apatita-metadioritos), Zr, Ba e elementos terras raras leves. O CMAP acha-se cortado por vários corpos de ortognaisses graníticos (\"sensu latu\") que se comportam como uma unidade tectonicamente associada às rochas metabásicas, interpretados geoquimicamente como anorogênicos. Análises de campo, petrográficas e de química mineral indicam um metamorfismo regional no fáceis anfibolito alto - granulito (anfibólio1 + granada + piroxênio + plagioclásio labradorita) e uma sobreposição metamórfica com recristalização/substituição das fases minerais estáveis neste fáceis para fases minerais da fácies xisto verde a epidoto anfibolito (biotita + anfibólio2 recristalizado + epidoto + carbonato), onde texturas de coronas simplectíticas típicas de retrometamorfismo de rochas básicas do fácies granulito são observadas. O Complexo Gnáissico-Migmatítico encaixante do CMAP apresenta uma idade modelo (TDM) de 2,4 Ga, enquanto a idade isocrônica Rb-Sr em rocha total compilada da literatura aponta consolidação Tranzamazônica. Os melanossomas dos gnaisses encaixantes do CMAP apresentam \'I IND.Sr\'=0702. Os metanortositos foram datados através do método U-Pb em zircão multicristal, e a idade obtida de 1,7 \'+ OU -\' 0,02 Ga é interpretada como de cristalização do CMAP. Esta idade corresponde ao evento Orós-Jaguaribeano na Província Borborema, marcando um episódio extensional no final do Paleoproterozóico - início do Mesoproterozóico, na Zona Transversal desta Província. Os ortognaisses graníticos possuem TDM variando de 2,0 a 2,2 Ga, com \'épsilon\' \'Nd POT.(1.6)\'=.-2 a -3. Estes gnaisses foram datados de 1,58 a 1,68 \' + OU -\' 0,09 Ga. através do método U-Pb em zircão e monazita, utilizando microssonda iônica com \"lazer ablation\". Uma isócrona mista granada e rocha total em metagabros indica uma idade de 612 \'+ Ou -\" 150 Ma, interpretada como de pico metamórfico na área do CMAP, representando um metamorfismo do fáceis granulito com temperaturas da ordem de 750° C e pressões da ordem de 13 Kb durante o ciclo orogenético Brasiliano. A transcorrência tardia associada a este ciclo encontra-se representada através da idade isocrômica U-Pb em zircão (597 \' + OU -\' 131 Ma) obtida em diques dioríticos posicionados em áreas associadas ao mega-cisalhamento Limoeiro que é uma ramificação do Lineamento Pernambuco. O método K-Ar em anfibólios de granada-metagabros indicam idades de 1,0 e 1,2 Ga, interpretadas como idade mista. O CMAP e os ortognaisses graníticos representam manifestações de um episódio extensional (por afinamento crustal, \"underplating\" ou como um rift incipiente) como comumente é atribuído para o ambiente de posicionamento deste tipo de Complexo no mundo. / The Passira Metanorthositic Complex is localized in Pernambuco State of Northeastern Brazil in a region which includes the municipal area of Limoeiro town and districts of Passira Town. It is situated in the Rio Capibaribe terrene in the Transverse Zone of the Borborema Province, in an area delimited by the complexly faulted Paudalho and Limoeiro shear zones, north of the Pernambuco lieament, within an irregular polygon between latitudes 7° 50\' and 8° 8\', and between longitudes 35° 21\' and 35° 36\' W. The geology of the area of the CMAP is composed of the following lithostratigraphic units, from topo to base: Undifferentiated Granitoids; the Vertentes Complex; Granitic Orthogneisses; the CMAP; and the Gneiss-Migmatitic Complex of host rocks. The CMAP is formed by a batholith mainly composed of anorthosites, and is a Massif-type Complex. Subordinate metagabbros, metagabbro-norties, and lenses of ultramatic rocks rich in Fe-Ti oxide minerals also occur. Together with a dyke complex formed by apatite-rich meta-ferrodiorite which is also enriched in Zr, Ba and light rare earth elements. The CMAP is cut by a number of granitic orthogneisses which together with the complex behave as tectonic unit. These granitoids have anorogenic geochemical characteristics. Field, petrographic and mineral chemistry studies show that the regional metamorphism reached high amphibolite to granulite facies conditions, represented by the assemblage The metanorthosites were dated by the U-Pb (zircon multicrystal) method at 1.70 \' +OU -\' 0.02 Ga, which is interpreted as the crystallization age of the complex. It corresponds to the Orós-Jaguaribe event in the Borborema Province, which is an extensional episode at the Paleoproterozoic-Mesoproterozoic transition. The granitic orthogneisses haves Nd TDM ages between 2.0 and 2.2 Ga with \'épsilon\' \'Nd POT.(1.6)\'=.-2 a -3. Their U-Pb age determined on zircon and monazite monocrystals by laser ablation mass spectrometry on an ion microprobe is between 1.58 and 1.68 Ga (the error in both cases is \' + OU - 0.09 Ga). A Brasiliano garnet - whole rock isochronal age of 612 \' + OU -\' 150 Ma was obtained for metagabbros, and is interpreted as marking the metamorphic peak in the CMAP area, which is shown to reach temperatures of about 750° C and pressures of about 13 Kb. Late transcurrent movement during this cycle is probably marked by the U-Pb (zircon multicrystal) age of 597 \' + OU -\' 31 Ma, obtained for diorite dykes intruded along the Limoeiro shear zone, a branch of the Pernambuco Lineament. K-Ar ages between 1.0 and 1.2 Ga obtained for amphiboles separated from metagabbros probably represent a mixed age of no significance. The CMAP and the granitic orthogneisses are products of and extensional episode (through crustal thinning, incipient rifting, or underplating) as is commonly advances for the emplacement environment of these complexes in other parts of the world.

Esta tese teve como principal objetivo a caracterização dos evaporitos da Fm. Muribeca que ocorrem na região de Maceió, Cretáceo Inferior da Bacia de Sergipe/Alagoas, em seus aspectos estratigráficos, mineralógicos e geoquímicos, além da distribuição, geometria e origem do corpo salino. Foram usadas informações de subsuperfície, como perfilagens de poços e testemunhos de sondagens. Verificou-se que os evaporitos são constituídos essencialmente por halita, em camadas de espessuras variáveis, de até 288 m, com intercalações de rochas siliciclásticas e carbonáticas, sendo encontrados em profundidades maiores que 850 m. Não foi constatada a presença de sais mais solúveis, como silvinita ou carnalita. Com base nas análises químicas foi construído um perfil completo para teores de bromo, cujos valores mostram um máximo de 58 ppm, sugerindo recristalização. A ausência de sulfatos é uma característica marcante desses evaporitos. A ausência de ciclos bem marcados, impediu a divisão dos evaporitos em ciclos correlacionáveis. As fases de baixa concentração salina são marcadas pela acumulação de folhelhos e margas, resultantes de novos influxos. A Estratigrafia de Seqüências permitiu a definição das superfícies de inundação máxima e divisão do pacote em tratos de sistema. A geoquímica orgânica mostrou a presença de biomarcadores como o dinosterano, predominância de fitano sobre pristano e teores de \'delta\' \'ANPOT. 13 C\' próximos a -26%, caracterizando ambiente lacustrino/marinho. São registrados teores de TOC de até 33,8%, típicos de meio fortemente redutor. Supõe-se que essa área fazia parte de um sistema de lagunas, parcialmente isoladas do proto-oceano, com periódicos influxos marinhos e ocasionais aportes continentais. / This thesis characterizes the stratigraphical, mineralogical and geochemical aspects of Lower Cretaceous evaporites of the Muribeca Formation, Sergipe/Alagoas Basin in the region of Maceió, Alagoas, as well as the geometry, distribution and origin of this saline deposit on the basis of subsurface information from well logs and core samples. The main evaporite mineral is halite in layers of variable thickness with intercalations of siliciclastic and carbonate rocks. The salt is found in deposits up to 288 m thick at depths of more than 850 m and is probably recrystallized, as suggested by the low values for bromide (\'< OU -\' 58 ppm). More soluble salts (such as silvinite or carnallite) are absent. The absence of sulfates is an important characteristic of these salts, and the lack of well-marked cycles precludes correlation with well-known evaporate cycles. Phases of low salinity are marked by accumulation of shale and marl. Sequence stratigraphic analysis allowed the definition of three maximum flooding surfaces and the identification of system tracts. Organic geochemistry revealed biomarkers such as dinosteranes (marine influence), phytane predominance over pristine (high salinity), \'delta\' \'ANPOT. 13 C\' values near -26% (marine to lacustrine environment) and high TOC values (33,8% - anoxic sedimentary environment). Deposition is interpreted as having taken place within a lagoon system partially isolated from the southern Atlantic proto-ocean, with periodic marine influxes and occasional continental influences.

Este trabalho apresenta os resultados dos estudos sobre os processos metamorfismo/metassomáticos, que ocorrem entre os falhamentos de Caucaia e Cubatão, área equivalente ao Bloco Juquitiba (Hasui 1973). Em termos litológicos foram reconhecidos, entre os metamorfitos, duas unidades distintas, compostas por xistos finos e filitos, e por biotita xistos e gnaisses, correspondentes, respectivamente, aos Complexos Pilar e Embu, tais como definidos por Hasui (1975a). Os estudos petrográficos e químicos revelaram a atuação de um evento metamórfico regional, que operou em condições do fácies xisto verde sobre as rochas do Complexo Pilar, e anfibolito, sobre as rochas do Complexo Embu. No Complexo Embu foi responsável pela recristalização da associação quartzo + plagioclásio + biotita \'+ ou -\' granada \'+ ou -\' opacos, presente em xistos e gnaisses reconhecidos esparsamente por toda a área estudada, mas, mais caracteristicamente, na região da Represa Billings. As transformações de plagioclásio em fibrolita + quartzo e em muscovita, e de biotita em fibrolita/sillimanita e em muscovita, identificadas pela petrografia, levaram à modificação desta rocha, tida como original, em biotita xistos ou gnaisses muscovitizados e/ou fibrolitizados/sillimanitizados, em decorrência de um evento metamórfico metassomático superimposto. As feições petrográficas e a comparação do quimismo dos minerais e rochas mais modificados com os dos mesmos minerais e rochas interpretados como originais, mostram a perda sistemática de sódio e cálcio e ganho de potássio com a transformação, caracterizando um processo metassomático, envolvendo mobilização iônica, segundo modelo semelhante aos de Hemley & Jones (1964), Carmichael (1969), Vernon (1971) e Kwak (1971), entre outros. A aplicação do geotermômetro granada - biotita e do geobarômetro anortita -grossulária - Al2SiO5 - quartzo resultou temperaturas entre 605ºC e 772ºC, e pressões entre 5kbar e 6bkbar, interpretadas como as condições de atuação do evento metamórfico regional, pré metassomático, sobre as rochas do Complexo Embu. Não puderam ser determinadas as temperaturas e pressões metamórficas do evento superimposto, dada a inaplicabilidade dos geotermômetros e geobarômetros conhecidos à associação metassomática. Porém, metodologia alternativa, baseada em parâmetros cristalográficos da muscovita, permitiram estimar, qualitativamente, as condições vigentes à época do metassomatismo, como equivalentes às do campo de estabilidade da sillimanita, o que concorda com as observações petrográficas realizadas. / This Thesis present the results of studies regarding the metamorphism of the proterozoic sequences which occur between the Caucaia and Cubatão fault zones, in the area ascribed to the Juquitiba Block (Hasui 1973). In lithological terms, two distinct metamorphic units were recognized, made up by finegrained schists and phyllites, and by biotite schists and gneisses, which correspond, respectively, to the Pilar and Embu Complexes, as defined by Hasui (1975a). Petrographic studies revealed a regional metamorphic event developed under greenschist facies conditions in the Pilar Complex rocks, and amphibolite facies conditions in the rocks of the Embu Complex, which promoted the recrystallization of the quartz + plagioclase + biotite \'+ ou -\' garnet \'+ ou -\' opaques association found is schists and gneisses scattered all over the studied area and, more characteristically, in the region of the Billings Reservoir. The transformation of plagioclase into fibrolite + quartz and into muscovite, and of biotite into fibrolite/sillimanite and into muscovite, as shown by the petrographic descriptions, led to the modification of these rocks, considered to be the original ones, into muscovitized and/or fibrolitized/sillimanitized schists and gneisses, due to a superimposed metamorphic event. The petrographic features and the comparison of the chemical compositions of the most modified minerals and rocks with those considered to be the original ones show systematic Na and Ca losses and K gains through the transformations, thus characterizing a metassomatic process, with ionic mobility implied, in a fashion similar to those presented by Hemley and Jones (1964), Carmichael (1969), Vernon (1971) and Kwak (1971), among others. The garnet - biotite geothermometer and the anorthite - grossular - Al2SiO5 - quartz geobarometer yielded temperatures between 605°C and 772°C and pressures between 5 and 6 kbar for the rocks considered to be the original ones, interpreted as the conditions under which the regional, pre-metassomatic metamorphic event developed in the Embu Complex rocks. The metamorphic temperatures and pressures could not be obtained for the superimposed event, due to the lack of geothermometers and geobarometers suitable for the metassomatic association. Yet an alternative methodology, based on crystallographic parameters in muscovite, permitted estimating the conditions under which the metassomatic event developed as equivalent to those of the sillimanite stability field.

A área investigada (região de Juiz de Fora) está inserida no contexto do segmento central da Faixa Ribeira gerada no Neo-Proterozóico/Cambriano durante a Orogênese Brasiliana, na borda sul/sudeste do Cráton do São Francisco. Três escamas de empurrão, imbricads de SE para NW, cavalgam o domínio autóctone: Domínio Tectônico Andrelândia (escama inferior), Domínio Tectônico Juiz de Fora (escama intermediária); e Domínio Tectônico Paraíba do Sul (escama superior). As seguintes unidades litológicas ocorrem no Domínio Tectônico Andrelândia: a) rochas metassedimentares do Ciclo Deposicional Andrelândia com intrusões de metabasitos mesoproterozóicos; e b) seu embasamento constituído de ortognaisses e metabasitos associados do Complexo Mantiqueira, cuja história evolutiva remonta ao Arqueano. Quatro associações litológicas compõem o Domínio Tectônico Juiz de Fora: a) paragnaisses pelíticos e semi-pelíticos com paragêneses diagnósticas para a fácies granulito (Unidade Jardim Glória); b) ortognaisses e metabasitos na fácies granilito (Complexo Juiz de Fora); c) rochas metassedimentares (correlatas ao Ciclo Deposicional Andrelândia) e metabasitos associados; e d) ortognaisses da Suíte Quirino-Dorândia (Complexo Paraíba do Sul). Duas rochas granitóides/charnockitóides intrusivas ocorrem: a) biotita gnaisses da Suíte Intrusiva Matias Barbosa; e b) grandas charnockito. Com exceção de sua porção nororeste, onde predominam contatos normais entre as unidades litológicas, a grande maioria dos contatos deste domínio é tectônica, configurando uma interdigitação entre escamas de rochas ortogranulíticas e escamas de rochas metassedimentares. Em face dos limites geográficos da área investigada, o Domínio Tectônico Paraíba do Sul tem expressão areal bastante reduzida, não tendo sido possível seu detalhamento. Duas associações distintas de rochas, englobadas no Complexo Paraíba do Sul, ocorrem neste Domínio: a) ortognaisses da Suíte Quirino-Dorândia; e b) biotita gnaisse bandado de provável origem sedimentar. Os dois domínios tectônicos investigados em maior detalhe (Domínio Tectônico Andrelândia e Domínio Tectônico Paraíba do Sul) mostram evolução metamórfica e estrutural semelhantes. No entanto, importantes diferenças em estilo estrutural ocorrem, o que é interpretado como conseqüência da superposição de diferentes níveis crustais durante intenso encurtamento promovido pela Orogênese Brasiliana. A fase principal de deformação (\'D IND.1\' + \'D IND.2\') foi responsável por: empilhamento estrutural dos domínios tectônicos; dobramentos apertados a isoclinais associados à foliação penetrativa (\'S IND.2\' ou \'S IND.1\' + \'S IND.2\'); zonas de cisalhamento associadas à formação de rochas miloníticas; e lineação de estiramento, ora mais, ora menos visível. A fase de deformação tardia (\'D IND.3\' e \'D IND.4\') foi responsável pelo dobramento e arqueamento da foliação principal. Esta fase é bastante heterogênea, gerando zonas de cisalhamento dúcteis-rúpteis que giram e localmente transpõem a foliação penetrativa da fase principal. Falhamentos de componente de movimentação normal também ocorrem associados a esta fase tardia. Dois pulsos metamórficos foram identificados. O mais novo (\'M IND.1\'), impresso em todos os domínios tectônicos estudados, se desenvolveu contemporaneamente à fase principal de deformação, o que é caracterizado pela materialização de sua paragênese na foliação principal, gerada durante a Orogênese Brasiliana. \'M IND.1\' evoluiu sob regime de pressão intermediária e teve ápice térmico durante o desenvolvimento de \'D IND.2\'. Para cada domínio, este metamorfismo mostrou ter evoluído sob condições específicas de temperatura e/ou pressão de fluidos. O Domínio Tectônico Andrelândia é caracterizado pelo desenvolvimento de paragêneses da fácies anfibolito superior (zona da sillimanita). O Domínio Tectônico Juiz de Fora registra evidências de que durante \'M IND.1\' houve gradientes de temperatura e/ou pressão de fluidos: as rochas metassedimentares sofreram reações de desidratação, enquanto que os ortogranulitos do Complexo Juiz de Fora foram hidratados, principalmente ao longo da foliação principal e zonas de cisalhamento referentes a \'D IND.2\'. As rochas metapelíticas (s.s) do Domínio Tectônico Juiz de Fora, em geral não desenvolveram paragêneses inequívocas para fácies metamórfica. Entretanto, nas rochas meta-semipelíticas este metamorfismo desenvolveu paragêneses com ortopiroxênio e processo de fusão parcial a vapor ausente. Com base em dados de campo, análise petrográfica e cálculos geotermobarométricos, o metamorfismo \'M IND.1\' evoluiu sob condições de T &gt; 700 - 750 graus C, P entre 6 e 7 Kb e gradientes de \'P IND. H20\'. A integração dos dados permitiu a elaboração de modelo metamórfico desenvolvido ao longo de caminho P-T-t horário, com período de descompressão isotérmica. O pulso metamórfico mais antigo (\'M IND.o\') é somente registrado do Complexo Juiz de Fora e em alguns litotipos do Complexo Mantiqueira, nos quais uma paragênese granoblástica, diagnóstica para a fácies granulito, é claramente anterior ao desenvolvimento da foliação principal Brasiliana e às paragêneses a ela associadas. Enquanto que no Domínio Tectônico Andrelândia ocorrem faixas de pequena espessura e extensão de rochas granulíticas, as paragêneses de \'M IND.o\' são registradas em todos os litotipos do Complexo Juiz de Fora, inclusive em leucossomas e paleossomas de litotipos migmatíticos. Cálculos termométricos indicam temperaturas entre \'APROXIMADAMENTE\' 800 e 895 graus C para as condições pico do metamorfismo \'M IND.o\'.Em função da inexistência de barômetros adequados, as condições de pressão baixa a intermediária (?) deste pulso metamórfico foram avaliadas a partir da composição química do anfibólito em equilíbrio com a paragênese granulítica de \'M IND.o\'. A integração dos dados levou à elaboração de um modelo de metamorfismo passivo para \'M IND.o\', promovido por fluídos carbônicos e calor provenientes de magma básico acrescionado à base da crosta (underplating) durante um evento distensivo. Foi proposto um caminho P-T-t anti-horário para \'M IND.o\', com período de resfriamento isobárico. Os Complexos Juiz de Fora e Mantiqueira são constituídos de rochas que podem ser agrupadas em três trends distintos: 1) rochas iontermediárias a ácidas calcioalcalinas; b) rochas básicas toleíticas; e 3) rochas básicas de afinidade alcalina. A análise quantitativa, dos dados de litogeoquímica mostrou que, para ambas as unidades, a petrogênese das rochas básicas é dissociada daquela das rochas intermediárias a ácidas. A partir de critérios estatísticos e/ou petrológicos, foi possível individualizar suítes e/ou grupos dentro de cada uma destas unidades e efetuar seu modelamento petrogenético com base nos ETR. As rochas calcioalcalinas do Complexo Mantiqueira formam quatro agrupamentos petrogeneticamente distintos e restritos em termos de variação de \'SiO IND.2\'. A partir de modelamento geoquímico, processo de fusão parcial crustal é atribuído à gênese de cada uma destes agrupamentos. As rochas básicas toleíticas formam um agrupamento muito heterogêneo, o que é interpretado como geração a partir de fontes diversas. Foram encontradas assinaturas do tipo E-MORB e intra-placa continental. As rochas básicas alcalinas têm assinaturas típicas de ambiente intra-placa e dados de campo apontam para um contexto continental. Dentre as rochas calcioalcalinas do Complexo Juiz de Fora, pode ser individualizada uma suíte relativamente expandida de rochas cogenéticas. Sua gênese é atribuída a um complexo processo de diferenciação magmática, através da associação de cristalização fracionada e assimilação simples. As rochas básicas toleíticas desta unidade formam também um grupo petrogeneticamente heterogêneo entre si e em relação às rochas alcalinas. Esta heterogeneidade é interpretada como função do envolvimento de fontes distintas na gênese dos magmas geradores destas rochas. Dentre as rochas toleíticas ocorrem assinaturas de ambiente oceânico (N-MORB e E-MORB) e intra-placa continental (tipo platô e E-MORB).As rochas alcalinas caracterizam ambiente intra-placa oceânica ou continental. As assinaturas geoquímicas das rochas dos Complexos Juiz de Fora e Mantiqueira mostram-se análogas àquelas de ambientes tectônicos modernos. Ambas as unidades apresentam características químicas de ambientes extensionais (oceânicos e/ou continentais) para as rochas básicas e compressivos (arcos vulcânicos e/ou magmáticos) para as intermediárias e ácidas. Os dados obtidos sugerem que as rochas básicas de ambiente intra-placa representam um estágio tardio na evolução destes Complexos. A integração dos dados obtidos com os disponíveis na literatura mostra que os Complexos Juiz de Fora e Mantiqueira representam unidades litológicas distintas. As importantes diferenças geoquímicas e petrogenéticas identificadas são atribuídas à estabilidade do ambiente tectônico que gerou cada uma destas unidades. O ambiente de formação das rochas do Complexo Mantiqueira, de evolução Arqueana a Paleoproterozóica, era incapaz de gerar e manter câmaras magmáticas. Isto caracteriza grande instabilidade e um regime tectônico rápido, promovidos, provavelmente, por um alto fluxo térmico e um padrão turbulento de correntes de convecção mantélicas. Por outro lado, o ambiente de formação das rochas do Complexo de Juiz de Fora, de evolução Arqueana (?) a Paleoproterozóica, apresentava características tectônicas relativamente mais estáveis e, portanto, era capaz de gerar e manter câmaras magmáticas. Esta relativa estabilidade é atribuída a padrões mais organizados e estáveis de correntes de convecção mantélicas, provavelmente instalados no Paleoproterozóico, quando o fluxo térmico era mais baixo. Integrando os resultados obtidos, propõe-se que o Complexo Juiz de Fora tenha evoluído desde um ambiente compressivo de raiz de arco magmático até um ambiente distensivo que acolheu o metamorfismo granulítico destas rochas, promovido por underplating magmático. O cavalgamento do Domínio Tectônico Juiz de Fora (onde ocorre o Complexo Juiz de Fora) sobre o Domínio Tectônico Andrelândia (onde ocorre o Complexo Mantiqueira) ocorreu durante a Orogênese Brasiliana. Entretanto, suas posições relativas em períodos anteriores não são conhecidas. / The study area (Juiz de Fora region) is located within the central segment of the Late Proterozoic (Brasiliano-Panafrican), NE-SW oriented-Ribeira Belt which lies along the SSE border of the São Francisco Craton. Three NW-directed, thrust-driven tectonic domains with cratonward vergence were identified (from bottom to top): Andrelândia Tectonic Domain: Juiz de Fora Tectonic Domain; and Paraíba do Sul Tectonic Domain. The Andrelândia Tectonic Domain is characterised by the Medium Proterozoic metassediments of the so-called Andrelândia Depositional Cycle as well as the Archaeam to Early Proterozoic basement rocks of the Mantiqueira Complex, a typical high-grade metamorphic terrane. The Juiz de Fora Tectonic Domain includes tectonically bounded metasedimentary roks (partially correlated to the Andrelândia Depositional Cycle) and Early Proterozoic to Archaean granulitic orthogneisses of the Juiz de Fora Complex. The metasedimentary units are intruded by granitoid and charnockitoid rocks. The Paraíba do Sul Domain consists of metasedimentary rocks and orthogneisses of the Paraíba do Sul Complex. Owing to the geographic limits of the study area\" this domain was not investigated in detail. The Andrelândia and juiz de fora tectonic Domains present similar structural and metamorphic evolution. However their structural styles vary greatly as a result of different crustal levels stacking caused by extreme crustal shortening during the Brasiliano-Panafrican Orogeny. The main phase of deformation (\'D IND.1\' +\'D IND.2\') is characterised by: a) structural stacking of tectonic domains; b) tight to isoclinal folding associated to penetrative foliation (\'S IND.2\' or \'S IND.1\' + \'S IND. 2\'); c) shear zones associated to the development of mylonitic rocks, and) d) unfrequent mineral lineation. A late phase of deformation (\'D IND.3\' + \'D IND.4\') is related to folding and bending of the penetrative foliation as well as normal faulting and ductile-brittle shear zones which locally transpose the \'D IND.1\'+ \'D IND.2\' -related penetrative foliation. Two metamorphic events were identified in the study area. The late one (\'M IND.1\') can be identified in all the studied tectonic domains, being associated to the main phase of deformation. This is characterised by the growth of its mineral paragenesis within the penetrative foliation. \'M IND.1\' has evolved under intermediate pressure conditions, reaching thermal peak during the development of \'D IND.2\'. This metamorphic event evolved differently in each of the aforementioned domains as a result of distinctive temperature and/or fluid pressure conditions. As such, the Andrelândia Tectonic Domain is characterised by amphibolite facies parageneses (sillimanite zone), whereas The Juiz de Fora Tectonic Domain shows evidence for temperature and/or fluid pressure gradients. For instance, the metasedimentary rocks record dehydration reactions whereas retrogressive hydration reactions along the \'D IND.2\' foliation and shear zones appear in the Juiz de Fora Complex granulites. Hardly did the metapelitic gneisses (s.s.) of the Juiz de Fora Tectonic Domain develop metamorphic facies diagnostic parageneses. Nevertheless, the relatively more inmature pelitic gneisses show \'M IND. 1\' olthopyroxene-bearing mineral parageneses and evidence of the evolution of vapor-absent partial melting process. Field, petrographic and geothermobarometric data show that \'M IND.1\' evolved under the following conditions: Temperature &gt; 700 - 750°c, pressure between 6 and 7 Kb and gradients of fluid (\'H IND. 2\'O) pressure. A clockwise P-T-t path is proposed for the evolution of \'M IND. 1\' metamorphic event The early metamorphic event (\'M IND. 0\') is recorded on the Juiz de fora Complex rocks and on some of the Mantiqueira Complex lithotypes Such rocks show a granoblastic mineral fabric and granulite facies parageneses are clearly prior to the Brasiliano-Panafrican-related penetrative foliation. Granulites occur as strips within the Mantiqueira Complex, wheareas \'M IND. 0\' granulitic parageneses are recorded in all of the Juiz de Fora lithotypes, including leucossomes and paleossomes of migmatitic gneisses. Thermometry data indicate \'M IND.0\' thermal peak conditions between ~ 800 - 895°C. Chemical composition of granulitic facies amphiboles point to \'M IND. 0\' low to intemediate (?) pressure conditions. Overall, a \'M IND.0\' passive metamorphic model seems to have resulted from the heat and \'CO IND. 2\' fluids released during an extensional event by underplated basic magma. An anti-clokwise P-T-t path of \'M IND.0\' Metamorphism is proposed on the basis of those observations. The Juiz de Fora and Mantiqueira Complexes comprise rocks that can be associated with three different trends: 1) intermediate to acid calc-alkaline rocks; 2) tholeitic basic rooks; and 3) alkaline to transitional basic rocks. Quantitative analysis of lithogeochemical data shows that the petrogenesis of the basic rocks is unrelated to those of the intermediate and acid rocks within both units. Statistical and/or petrological criteria made it possible to define suites and/or groups within each one of those units and to constrain petrogenetic models based mostly on their REE data. The calc-alkaline rocks of the Mantiqueira Complex comprise four petrogenetic different groups which are characterised by limited silica variation. Geochemical modelling suggests that each one of those groups was generated by partial melting of crustal material. Tholeitic basic rocks comprise a heterogeneous group supporting their generation by distinctive source materials as depicted by their E-MORB and intra-continental chondrite normalized REE patterns. The alkaline basic rocks display within-plate geochemical chondritenormalised REE patterns and field data point to a continental setting for this group. A relatively expanded suite of co-genetic rocks was identified among the calc-alkaline group of the Juiz de Fora Complex. lt is related to complex magmatic diffentiation processes, involving both fractional crystallization antl bulk assimilation. Tholeitic basic rocks comprise a heterogeneous petrogenetic group. This heterogeneity seems to the involvement of distinctive source materials since those tholeites display typical N-MORB and E-MORB as well as intra-continental chondrite-normalised REE patterns. Chondrite-normalised REE patterns of the alkaline rocks point to a within-plate (oceanic and/or continental) setting. The geochemical characteristics of the Juiz de Fora Complex and Mantiqueira Complex rocks and those found in modern tectonic settings are alike. Some of the basic rocks of both units display chemical signatures of extensional tectonic settings whereas intermediate to acid rocks present typical patterns of compressive settings (volcanic and/or magmatic arcs). Some tholeitic basic rocks of the Juiz de Fora Complex seem to be ocean floor basalts. Field data suggest that basic rocks of within-plate settings represent a late stage in the evolution of those complexes. As a result of this research, the Juiz de Fora and Mantiqueira Complexes were defined as distinctive Iithological and petrogenetic units. The main geochemical and petrogenetic differences may have largely resulted from differerences in their respective tectonic regimes. As such, the Archaean to Early Proterozoic Mantiqueira Clomplex seems to have been associated with a tectonic setting unable to maintain long-standing magma chambers. This relatively instability and dynamic tectonic setting could have resulted from high hat flow and a turbulent regime of mantle convection current patterns. On the other hand, the tectonic setting in which the Archaean (?) to Early Proterozoic rocks of the Juiz de Fora Complex were formed seems to have been associated to relatively stable tectonic conditions capable of maintaining longstanding magma chambers. This comparratively stable tectonic setting is thought to have resulted from a relatively more uniform and stable mantle convection current patterns (probably established during the Early Proterozoic, under lower heat flow conditions). Data indicate that the Juiz de Fora Complex evolved from a compressive magmatic arc tectonic setting to an extensional setting where granulite facies metamorphism was caused by magmatic underplating. Thrusting of the Juiz de Fora tectonic Domain over the Andrelândia Tectonic Domain occurred during the Brasiliano-Panafrican Orogeny. Wowever, the relative positions of the Juiz de Fora and Mantiqueira Complexes prior to the thrusting event are unknown.

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