Realizaram-se quatro séries de sínteses (2Kbar de pressão total): sanidina a \'930 GRAUS\'C, leucita a \'930 GRAUS\'C e \'1030 GRAUS\'C e de vidro sanidínico a \'1030 GRAUS\'C, em contato com solução hidrotermal contendo KCl e traços de cloretos de metais alcalinos e alcalino-terrosos marcados com seus isótopos radiativos (\'ANTPOT. 86 Rb\',\'ANTPOT. 45 Ca\', \'ANTPOT. 85 Sr\', \'ANTPOT. 133 Ba\'). Em cada série de experimentos, a titulação total da solução foi mantida constante e as concentrações elemento traço/potássio variaram de \'10 POT. -1\' a \'10 POT. -6\'. Foram estabelecidos os vários coeficientes de distribuição dos oligoelementos entre cristais e solução entre vidro (magma) e solução, dentro dos critérios de idealidade (Leis de Henry e Berthelot-Nernst). Esses coeficientes experimentais foram relacionados para obtenção indireta de coeficientes de partição dos elementos trações entre sanidina e \"magma sanidínico\" e entre leucita e esse mesmo \"magma\". Com essas aproximações concluimos que: a) durante a cristalização da leucita, quantidades importantes de Ba e pouco menos importantes de Rb são fixadas na leucita, empobrecendo o líquido residual nesses elementos. O Sr e o Ca apresentam comportamento oposto. b) durante a cristalização da sanidina, o Ba é ainda mais fixado nessa fase, seguido de perto pelo Sr. O Rb concentra-se ligeiramente mais no líquido (vidro) e o Ca, segue o mesmo comportamento, porém, de forma marcante. Os dados experimentais acham-se em perfeito acordo com a história magmática dos complexos alcalinos de Tanguá e de Itaúna no Estado do Rio de Janeiro. / This work shows results of hydrothermal experiments to determine the distribution coefficients of alcali and alcaline earth elements in trace concentrations between sanidine and liquids of same composition and between leucite and liquid. At 2 kb pressure and 930°C for sanidine, 930° and 1030°C for leucite and 1030°C for a melt of sanidine composition the concentration of trace elements (TE) in the coexisting potassium bearing aqueous fluid phase was varied between \'10 POT.-1\' to \'10 POT. -6\' mole to one mol of \'K POT.+\'. By use of radioactive tracers (\'Rb POT.86\', \'Ca POT. 45\', \'Sr POT. 85\', \'Ba POT. 133\') the concentrations in TE of the aqueous phase, the solids and melts has been determined. Under the assumption of Henry-and Bertholet-Nernst law behavior for the trace elements the following distribution coefficient between solids and aqueous fluid phase (HS) and melt and aqueous fluid phase (HS) have been determined (\'KD POT. Solid-HS\' = TE/\'K POT +\'; \'KD POT. Melt-HS\' = TE/\'K POT. +\'). Under the assumption of equal bahaviour of trace elements in the aqueous fluid phase of the experiments with solids and with melts coexisting, the division of the distribution coefficients of \'KD POT. solid-SH\' and \'KD POT. melt-SH\' gives directly the distribution coefficient \'KD POT. solid-melt\'. This indirect method will give a good approximation of the behaviour of TE between a melt and crystallising solids. These aprotimations lead to following conclusions: a) during the crystallisation of leucite, this phase incorporates large quantities of Ba and Rb, depleting the residual melt in those elements. Sr and Ca, on the other hand are enriched in the residual melt. b) the crystallisation of sanidine depletes even more the residual melt in Ba, Sr shows similias behaviour, Rb and Ca, however, are enriched in the residual melt phase. The application of these data to the igneous history of the alkaline rocks de Tanguá and Itaúna, state of Rio de Janeiro showed good correspondence between natural observation and experimental work.

Na borda ocidental da Bacia do Paraná a província central e a que reúne o maior número de ocorrências magmáticas de caráter alcalino. Ela localiza-se na porção centro-leste do Paraguai oriental, correspondendo aproximadamente às coordenadas geográficas 25°39\' a 26°10\' de Latitude Sul e 56°21\' a 57°45\' de Longitude Oeste. Tectonicamente acha-se associada a uma megaestrutura denominada \"rift\" de Assunção, que se estende desde a cidade homônima até as cercanias da cordilheira de Ybytyruzú, cobrindo cerca de 200 km de comprimento e 25 a 40 km de largura. A orientação se dá segundo NW-SEE e a sua história geológica aponta para um regime tectônico de força dupla dextral, dominantemente tensional, e relacionado do ponto de vista genético com a abertura ao Oceano Atlântico. Com base fundamentalmente nos eventos cronológicos magmáticos, é possível distinguir-se quatro estágios principais ligados na sua evolução. Estes abrangem um longo intervalo de tempo, do Mesozóico ao Cenozóico, com pico de máxima atividade tendo lugar no Cretáceo Inferior (135-120 Ma). Evidências texturais, associações mineralógicas e dados de campo permitiram a caracterização de duas suítes litológicas principais, plutônica e vulcânica. Na primeira se incluem rochas com textura eminentemente fanerítica e que ocorrem na maior parte das vezes como \"stocks\", intrudindo discordantemente encaixantes sedimentares (arenitos). Microscopicamente, foram diferenciadas as seguintes variedades petrográficas: essexitos, olivina, sienogabro, malignitos, sienodioritos e nefelina sienitos. Quanto à textura, elas mostram variação do hipidiomórfica a alotriomórfica granular e natureza holocristalina. A segunda aparece freqüentemente como derrames de lavas, \"plugs\", estes representando cerros que se destacam na topografia, e diques de dimensões variadas, de centimétricas a métricas. Aqui se agrupam basaltos alcalinos, tefritos, traquiandesitos, traquifonolitos e fonolitos. Estas rochas apresentam textura marcadamente porfirítica, com mega, feno e microfenocristais dos mais diversos minerais e matriz afanítica de natureza holocristalina. No tocante à composição mineralógica, os termos petrográficos mais máficos contêm, de modo geral, maior riqueza em clinopiroxênios (augita a diopsídio-augita), olivina magnesiana e plagioclásios de natureza cálcica (labradorita-bytownita). Já os membros mais félsicos exibempiroxênio do tipo egirina-augita a aegirina, rara olivina e plagioclásios de composição intermediária (andesita- labradorita. Na suíte plutônica, o feldspato alcalino e do tipo ortoclásio, enquanto que, na vulcânica, parece corresponder a sanidina. Feldspatóides são comuns a ambas as suítes. Dentre eles, nefelina é a fase mais abundante, com leucita e sodalita restritas quase que somente às rochas vulcânicas, tranquifonolitos e tranquitos e, mais raramente, fonolitos. Como acidentais reconhecem-se biotita e anfibólio e como acessórios mais frequentes estão presentes apatita, titanita, opacos e zircão. Geocronologicamente, os dados disponíveis (K/Ar e Rb/Sr) indicam como principal período de colocação dos corpos o intervalo 130-120 Ma (Cretáceo Inferior), guardando, assim boa concordância com as idades obtidas para as ocorrências alcalinas da borda oriental da Bacia do Paraná pertencentes ao cronogrupo de 133 Ma. Por outro lado, as idades de traços de fissão em apatitas evidenciam intervalo de tempo bem mais recente, refletindo, muito provavelmente, o momento de resfriamento dos corpos, ou então, indicando o resfriamento regional da área ligado a um período de equilíbrio isostático após a abertura do \"rift\". A razão inicial 87Sr/86Sr (0,07685-0,70790) para as rochas alcalinas da Província Central se mostra um pouco elevada comparativamente ao material mantélico, sugerindo, assim, fonte do manto mais radiogênica ou, ainda, a existência de eventual processo de contaminação crustal. / At the western border of the Paraná Basin, alkaline rocks are found in great number in the Central Province, of central-eastern Paraguay between 25°39\' to 26°10\' S latitude and 56°21\' a 57°45\' W longitude. Tectonically, those occurrences are related to the Asunción rift, a megastructure which extends from that city to the Ybytyruzú hills over an area of up to 200 km in length by 35-40 km in width. The rift, trending NW-SSE, shows a very complex tectonic history, involving a dextral, dominantly tensional, double stress motion. It is also related to the opening of the South Atlantic. On the basis of the chronology of magmatic events, it is suggested that the rift evolved in a complex way in four main stages covering a large span of time (Mesozoic to Cenozoic), with magmatic activity reaching its maximum in the Early Cretaceous, 135-120 Ma ago. Textural features, mineralogical assemblages and field evidence allow the rocks to be grouped into two suites, one plutonic and the other volcanic. In the first group are included rocks commonly cropping out as stocks, intrusive into sandstone country rocks. Microscopically, several petrographic types can be distinguished: essexites, olivine syenogabbros, malignites, syenodiorites and nepheline syenites. These rocks are always holocrystalline and exhibit a phaeneritic granular texture ranging from hypidiomorphic to allotriomorphic. The volcanic suite occurs in general as lava flows, plugs (forming small hills) and dykes with centimetric to metric widths. This suite is made up of alkaline basalts, tephrites, trachyandesites, trachyphonolites, trachytes and phonolites, all tipically porphyritic, with mega-, pheno- and microphenocrystals of various minerals within an aphanitic groundmass. From a mineralogical viewpoint, the mafic rocks are richer in clinopyroxenes (augite to diopside-augite), magnesian olivine and calcic plagioclase (labradorite-bytownite). On the other hand, the more felsic rocks contain pyroxenes of different composition (aegerine-augite to aegerine), rare olivine, less calcic plagioclase (andesine-labradorite) and alkali feldspar. In the plutonic suite the alkali feldspar is orthoclase, whereas in the volcanic suite is represented by sanidine. Feldspathoids occur in both associations, nepheline being the most abundant phase in the plutonic rocks. Leucite and sodalite are only present in volcanic types (trachyphonolites, trachytes and, less commonly phonolites). Biotite and amphibole can be occasionally found while apatite, sphene, opaques and zircon are the most frequent accessory minerals. K/Ar and Rb/Sr data indicate that the rocks belonging to the Central Province were formed for the most part in the Early Cretaceous (130-120 Ma), in agreement with other alkaline occurrences associated with the eastern margin of the Paraná Basin (chronogroup of 133 Ma). On the other hand, apatite fission track ages point to younger values, which probably are related to major regional cooling episodes following the separation of Africa and South America. Initial rations of 87Sr/86Sr for the alkaline rocks cover a narrow interval, 0,70685-0,70790, and are slightly higher than mantellic values, possibly suggesting a more radiogenic source or even the possibility of crustal contamination.

O Grupo Camaquã é composto por unidades vulcânicas e sedimentares de idade no intervalo Neoproterozóico III / Cambriano Inferior que afloram na porção centro-sul do Rio Grande do Sul, registrando importantes eventos tectônicos e deposicionais posteriores ao período orogênico principal do Ciclo Brasiliano na região. A classificação tectônica desta bacia ainda não está definida: se pós-orogênica ou anorogênica. Este grupo é subdividido, da base para o topo, em três formações: Marica, Crespos e Santa Bárbara, expostas em três sub-bacias alongadas segundo a direção NNE-SSW, denominadas Camaquã Ocidental, Camaquã Central e Camaquã Oriental, separadas pelos altos do embasamento de Caçapava do Sul e serra das Encantadas. A área abordada no presente trabalho compreende a região de Bom Jardim, situada no município de Caçapava do Sul-RS, porção norte da Sub-bacia Camaquã Central. Nesta região ocorrem rochas vulcânicas, vulcanoclásticas e siliciclásticas da Formação Crespos e rochas siliciclásticas da Formação Santa Bárbara, objetos de mapeamento e de caracterização de seus sistemas deposicionais através de análises de fácies sedimentares, paleocorrentes e proveniência; análises estruturais e petrográficas foram preliminarmente abordadas. A Formação Crespos na região de Bom Jardim constitui-se de rochas vulcânicas de composição intermediária, bem como rochas piroclásticas e sedimentares que intercalam-se aos derrames. As unidades sedimentares da Formação Crespos nesta região compreendem rochas vulcanoclásticas geradas concomitantemente à atividade vulcânica, bem como rochas siliciclásticas de períodos inter-eruptivos. Os depósitos da Formação Crespos foram gerados em ambiente lacustre, em uma bacia tectonicamente ativa, sob um regime distensivo. As evidências de uma origem tectônica para a bacia são, principalmente, a grande espessura desta unidade (que ultrapassa 3.000 m), seus depósitos sedimentares de águas profundas ) e a presença de fácies de leques subaquosos próximos às margens da bacia. A Formação Crespos na área pesquisada pôde ser subdividida em duas sucessões de fácies intercaladas por uma unidade vulcânica e piroclástica, denominadas como; (i) Sucessão de Fáceis Lacustres e Águas Profundas: é composta na sua porção basal por depósitos turbidíticos proximais desconfinados que transicionam para depósitos de turbiditos distais e de suspensão (siltitos e argilitos); estes últimos intercalam-se e são erodidos por leques subaquosos constituídos por depósitos de correntes de turbidez proximais canalizados (conglomerados a arenitos conglomeráticos) que passam lateral e verticalmente para depósitos distais (arenitos e siltitos) já sob condições desconfinadas. Os depósitos dessa sucessão de fácies apresentam evidências de atividade vulcânica simultânea ou recente, indicada pela presença de piroclastos texturalmente não modificados. (ii) Vulcânicas e Piroclásticas: esta unidade é composta por derrames de composição intermediária e por rochas piroclásticas associadas, de composição predominantemente intermediária a ácida. A colocação destas rochas é interpretada como subaquosa pois intercalam-se no topo aos depósitos de turbiditos e tempestitos da unidade sobreposta e, na base, aos turbiditos distais da sucessão de fácies basal. Petrograficamente, as rochas vulcânicas foram classificadas como andesitos, latitos-basaltos e latitos. Associam-se rochas piroclásticas classificadas como lapilli tufos, tufos finos e brechas piroclásticas, possuindo composições intermediárias e mistas (intermediárias e ácidas). (iii) Sucessão de Fácies Lacustres de Águas Rasas: compõe-se, em sua base, de depósitos de turbiditos proximais (depósitos conglomeráticos e de arenitos conglomeráticos), possivelmente associados a aporte aluvial proveniente de reativações tectônicas, sendo retrabalhados localmente por ondas de tempestade. Para o ) topo predominam tempestitos e depósitos de frentes deltaicas de deltas dominados por rios, gerados em ambientes costeiros proximais (nearshore) com gretas de contração e pequenas incursões de canais fluviais decorrentes de variações do nível de base. Possivelmente estes últimos depósitos representam o preenchimento da bacia em condições de menor atividade tectônica. A interpretação de um ambiente lacustre para a Formação Crespos na região de Bom Jardim decorre das características dos depósitos de topo da unidade, que apresentam marcante influência aluvial sem retrabalhamento por ondas de tempo bom ou marés, em um ambiente de águas calmas, mesmo nas fácies de águas mais rasas. Os depósitos da Formação Santa Bárbara representam, possivelmente, a instalação de um novo período distensivo, provavelmente em uma bacia do tipo rift. Esta unidade, essencialmente siliciclástica, apresenta-se regionalmente em contato erosivo e, aparentemente, angular com a Formação Crespos. Na área de estudo, esta unidade apresenta cerca de 2.000 m de espessura. Na região de Bom Jardim pudrem ser identificados quatro sucessões de fácies: (i) Sucessão de Fácies Marinhas de Costa-Afora: evidenciando um cilo retrogradacional, depósitos conglomeráticos de turbiditos proximais passam para arenitos de turbiditos distais, que por sua vez transicionam para depósitos de tempestitos de transição de costa-afora. Estes depósitos de tempestitos marcam o início de um ciclo progradacional. (ii) Sucessão de Fácies Marinhas Costeiras: depósitos de tempestitos de face litorânea (shoreface), representando a continuidade do ciclo progradacional iniciado no topo da Sucessão de Fácies Marinhas de Costa-Afora, passam para espessos depósitos de ritmitos de planícies de marés que, possivelmente, caracterizam um ciclo agradacional. (iii) Sucessão de Fácies de Leques Deltaicos e Leques Aluviais: marcando o início de um novo ciclo progradacional, ) depósitos de pró-delta iniciam esta sucessão de fácies, sendo rapidamente sobrepostos por depósitos conglormeráticos deltaicos e, posteriormente, de sistemas aluviais. Estes depósitos são interpretados como resultantes de uma reorganização tectônica da bacia, evidenciada pela grande contribuição de clastos provenientes de fonte proximais do embasamento. (iv) Sucessão de Fácies Marinhas Dominadas por Ondas: constitui-se de depósitos de face litorânea (shoreface) com arenitos gerados principalmente por ação de ondas de tempestades, caracterizando um ciclo agradacional. As formações Crespos e Santa Bárbara são afetadas por conjuntos de falhas predominantemente normais, que basculam suas unidades, não tendo sido encontradas falhas inversas ou transcorrentes de grandes rejeitos deformadoras destas unidades. / The Camaquã Croup is composed of volcanic and sedimentary units of the Neoproterozoic III and Early Cambrian, wich crop out in the south-central region of the state of Rio Grande do Sul, southern Brazil. These units represent important tectonic events that occurred after the main orogenic period of the Brasiliano Cicle in the region. The tectonic classification of the basin is not well defined, if post-orogenic or anorogenic. The group is divided into three formations: Maricá (lower), Crespos (middle) and Santa Bárbara (upper), and is exposed in three NNE-SSW elongated sub-basins, named Camaquã Ocidental (Eastern Camaquã), Camaquã Central (Central Camaquã) and Camaquaã Oriental (Western Camaquã). These Sub-basins are isolated from each other by the basement highlands of Caçapava do Sul and Serra das Encantadas. The present work considers the northern region of the Camaquã Central Sub-basin, an area called Bom Jardim, in the municipality of Caçapava do Sul. This region exposes volcantic, volcaniclastic and siliclastic rocks of the Crespos Formation and siliclastic rocks of the Santa Bárbara Formation. These units have been mapped and characterized in terms of their depositional systems through facies analysis and studies of paleocurrents and provenance. Preliminary petrographic and structural analyses have also been considered in the characterization and interpretation of the evolution of the Camaquã Group in the area. In the Bom Jardim region, the Crespos Formation is constituted by volcanic rocks of intermediate (andesitic) composition as well as pyroclastic and sedimentary rocks interfingered with the flows. Volcaniclastic rocks during volcanic events as well as inter-eruptive deposits compose the sedimentary units of the Crespos Formation in the region. The Crespos Formation deposits were formed in a lacustrine depositional environment, within a tectonically active extensional basin. The evidences for a tectonic origin for the basin are its great thickness (over 3000 m) and the presence of deep-water and sobaquous-fan deposits near the basin\'s margin. The Crespos Formation may be divided, in the considered region, into two facies successions separated by a volcanic and pyroclastic unit: (i) Deep-Water Lacustrine Facies Sucession: composed, in its lower portion, of unconfined proximal turbiditic deposits (fine sandstones) which grade to distal turbiditic and suspension deposits (siltstones and mudstones). These interfiger with and are eroded by subaquous-fan depostis, constituted by canalized proximal turbiditic deposits (conglomerates and conglomeratic sandstones) which pass laterally and vertically to distal unconfined deposits (sandstones and siltstones). Texturally unmodified pyroclasts are found in this facies succession, indicating that volcanic activity have taken place simultaneously or soon before the depositional events. (ii) Volcanic and Pyroclastic Rocks: composed of flows of intermediate (andesitic) composition and related pyroclastic rocks that are of intermediate to acid composition. A subaquous environment of emplacement is interpreted for these rocks as they interfinger with tempestites of the upper facies succession at the top and with turbidites of the lower facies succession at the base. These rocks were petrografically classified as andesites, latite-basalts and latites. The pyroclastic rocks are manly lapillituffs, fine tuffs and pyroclastic breccias, and the composition of their fragments is andesitic or both andesitic and acid (rhyolitic). Shallow-Walter Lacustrine Facies Succession: is composed, in its lower portion, of proximal turbidites (conglomerates and conglomeratic sandstones) possibly related to alluvial input generated by tectonic reactivation. Storm waves have locally reworked these deposits. Towards the top of the succession, neatshore deposits are dominant, composed of tempestites and river dominated delaic sandstones and siltstones. Muderacks and small incursions of fluvial channels indicate changes in the relative base level. Possibly this facies succession represents the infilling of the basin during a period of tectonic quiescence. The interpretation of a lacustrine environment for the Crespos Formation in the Bom Jardim region is based mainly in the facies associations of the upper facies succession, were there is evidence for quiet waters receiving alluvial input, lacking fair-weather waves or tidal reworking even in the shallowest facies. Above the Crespos Formation lies the Santa Bárbara Formation, which represents deposition of siliclastic successions in another period of extensional tectonic subsidence, probably in a rift basin. The contact between these two units is erosional and probably angular. Four facies successions were identified in the Santa Bárbara Formation in the Bom Jardim region: (i) Offshore Marine Facies Succession: composed of proximal conglomeratic turbiditic deposits that pass to distal turbidites (sandy rhythmites), revealing an initial retrogradational cycle, and then to offshoretransition tempestites. This last passage characterizes a progradational cycle. (ii) Coastal Marine Facies Succession: shoreface tempestites (mainly sandstones) complete the progradational cycle iniated at the top of the last facies succession, and are covered by tidal-flat rhythmites that characterize an agradational cycle. (iii) Fan-Delta and Alluvial Fan Facies Succession: pró-delta rhythmites are rapidly overlain by fan-delta conglomeratic deposits, characterizing a progradational cicle continued by the deposition of alluvial conglomerates and sandstones. These conglomeratic deposits are interpreted as an evidence of tectonic rearrangement of the basin, revealed by the great contribution of basement clasts of proximal sources. (iv) Wave Dominated Marine Facies Succession: composed of shoreface deposits, with amalgamated sandstones generated mainly by storm-wave action, characterizing an agradational cycle. The Crespos and Santa Bárbara formations are affected by groups of faults, mainly with normal movement. No reverse or transcurrent faults with great displacement were identified.

Localizada a aproximadamente 100 km a sul de Curitiba a área objeto deste trabalho apresenta dois domínios litológicos principais. Um domínio meridional de rochas granulíticas e um domínio setentrional de rochas granitoides cálcio-alcalinas deformadas. Além destes litotipos ocorrem ainda rochas ultrabásicas a básicas, um corpo granitoide isótropo e rochas Vulcano-sedimentares da Bacia de Campo Alegre, sedimentares da Bacia do Paraná e depósitos aluvionares recentes. O domínio das rochas granulíticas está constituído essencialmente por gnaisses granulíticos quartzo-feldspáticos com ou sem hiperstênio, bandados ou listrados, englobando porções menores de piroxenitos e, mais raramente, anfibolitos. O domínio dos granitóides cálcio-alcalinos deformados apresenta dois corpos principais, denominados informalmente de Granitos Sudeste e Noroeste, sendo que o primeiro está subdividido nas fácies 1 (hornblenda quartzo-monzodiorito a quartzo-monzonito) e 2 (biotita monzogranito a granodiorito) e o segundo nas fáceis 3 (biotita-hornblenda quartzo monzodiorito a monzogranito) e 4 (biotita monzogranito). O conjunto destes granitoides apresenta padrões geoquímico, geocronológico e petrográfico correspondente a granitoides originados em ambiente de arco vulcânico maturo e, de forma geral, apresentam claras evidências de metamorfismo de baixo grau (zona da biotita) associado a uma deformação cisalhante. A feição estrutural principal em todos estes corpos de granitoides é uma foliação gnáissica (\'S IND. 1\') mais ou menos desenvolvida, caracterizada pela orientação preferencial de quartzo, dos minerais máficos (biotita e/ou hornblenda) e dos feldspatos, notadamente quando componentes da matriz, e que apresenta como direção modal uma atitude de N43E/71NW. A passagem entre estes dois domínios está marcada por uma zona de cisalhamento resultante do cavalgamento dos granitoides deformados sobre o domínio granulítico. Os corpos ultrabásicos a básicos encontram-se, em geral, deformados e metamorfisados em grau baixo, constituindo-se predominantemente por serpentinitos, talco xistos, tremolita-talco xistos, com porções menores de anfiboliticos, metagabronoritos, metaolivina gabronoritos e metanoritos. Estes corpos são encontrados quer em meio aos litotipos correspondentes ao domínio granulítico, quer em meio granitoides deformados, ou mesmo na zona de transição entre estes dois domínios, podendo representar, pelo menos em parte, restos de um fundo oceânico. Um corpo granitóide isótropo, denominado de Granito Agudos, encontra-se intrudido no domínio granulítico, tendo como limite norte, na área representada pelo anexo 1, a mesma falha de cavalgamento que separa o domínio granulítico do domínio dos granitóides deformados. Dentro deste corpo granítico ocorrem dois corpos básicos, gabro-dioríticos, de cores verdes, escuras a acinzentadas, granulometria média a fina, eventualmente grossa, podendo apresentar megacristais de piroxênios, anfibólios e plagioclásio, mostrando, geralmente, uma desestabilização, mais ou menos intensa, da mineralogia original da rocha - plagioclásio, piroxênio, olivina e anfibólio - em um processo essencialmente hidrotermal. Geocronologicamente, o domínio granulítico apresenta neste trabalho, uma errócrona Rb-Sr com 2107 +/- 69 Ma, com razão inicial de 0,70284 +/- 0,00024 e três idades K-Ar em biotitas, com valores de 1910 +/- 47 Ma, 1672 +/- 77 Ma e 655 +/- 9 Ma, que indicam o metamorfismo e soerguimento destes litotipos no Ciclo Transamazônico, bem como a abertura do sistema K-Ar nas proximidades do contato deste domínio com os granitóides deformados, indicada pela idade de 655 Ma em biotita-piroxenito próximo a este contato. Quanto ao domínio dos granitóides cálcio-alcalinos deformados, a metodologia Rb-Sr forneceu, unindo-se os dados apresentados neste trabalho com dados ainda inéditos de J.M. REIS NETO e O. SIGA JR., duas retas paralelas com idades em torno de 610 Ma e razões iniciais próximas de 0,705 e 0,707, e pelo método U-Pb em zircões, dados preliminares indicaram duas idades, 716 +/- 15 Ma e 797 +/- 158 Ma, sugestivas da geração destes granitoides durante o Ciclo Brasiliano. Pela metodologia K-Ar em biotitas, obteve-se dois valores, um de 592 +/- 30 Ma e outro de 561 +/- 15 Ma, que indicam, em contraste com o domínio granulítico, que o resfriamento regional nessa área deu-se ao final do Proterozóico Superior. / The Piên-São Bento do Sul (PR-SC) area shows two majors contrasted lithological domains separated by a thrust shear zone that carried the deformed granitoids domain from the northern part over the southern granulitic gneissic domain. Associated with these two regional terrains several basic to ultrabasic bodies and isotropic granitoid plutons may be found. The western part of the area is covered by the Paleozoic sedimentary sequences of the Paraná Basin. The granulitic domain is composed by massif to banded (hypersthene) quartzofeldspathic gneissic rocks with enclaves of piroxenites and amphibolites. By its turn, the granitoids domain comprises: amphibole bearing quartz monzodiorites to quartz monzonites; biotite monzogranite to granodiorite; biotite-amphibole quartz monzodiorite to monzogranite and a biotite monzogranite that show different shearing levels. The geochemical data for these granitoids points to a calc alcaline composition related to a mature volcanic arc origin. The basic to ultrabasic rocks located in both domais were, like the granitoids, submited to a regional low grade metamorphic episode. Serpentininites, talc schists and tremolite-talc schists are the most commom rocks. Despite the absence of chemical data, these rocks are interpreted at least partially, as obducted ophiolitic slices representing roots of a previous ocean floor. The geochronological data shows a Rb-Sr errorchron of 2107 Ma for the granulite metamorphism. Late Proterozoic ages - 610 Ma (metamorphism?) on whole-rock Rb-Sr isochron and 716 +/- 15 and 797 +/- 158 Ma (igneos emplacement?) in U-Pb zircon - were obtained for the granitoids in the northern domain. The K-Ar data on biotites display to the granulitic domain ages of 1910, 1670 and 655 Ma, the last one the nearest of the granitoid domain. To this latter one, ages of 592 and 561 Ma were obtained by the same methodology.

Os complexos de Mangabal I e Mangabal II constituem dois pequenos corpos máfico-ultramáficos diferenciados, originados da cristalização fracionada de magma basáltico toleítico a baixa pressão, em câmaras magmáticas individuais, que se posicionaram num determinado nível de um substrato siálico, representado, na área, por rochas gnáissicas e calcossilicatadas, atribuidas ao Complexo Basal Goiano. Embora tectonicamente deformados e parcialmente recristalizados, os complexos preservam feições ígneas reliquiares correlacionáveis às descritas em complexos ígneos estratiformes. Em função das feições ígneas presentes, e dentro do modelo existente para complexos ígneos estratiformes, reconstitui-se o seguinte empilhamento estratigráfico original: a) em Mangabal I, a sequência basal é constituída pelos olivina-cromo espinélio cumulatos (periotitos feldspáticos), à qual se segue os olivina-plagioclásio cumulatos (olivina gabronoritos) sobrepostos aos quais ocorrem os piroxênio-plagioclásio cumulatos (gabronoritos); b) em Mangabal II, a sequência basal é representada pela alternância de dois tipos de cumulatos ultramáficos, os olivina-cromo espinélio cumulatos (harzburgitos feldspáticos), predominantes, e os bronzita cumulatos (bronzititos feldspáticos); a sequência intermediária é representada pelos olivina-plagioclásio cumulatos (olivina gabronoritos) e a sequência superior, pelos piroxênio-plagioclásio cumulatos (gabronoritos). A olivina varia de \'Fo IND. 83\' a \'Fo IND. 77\' nos cumulatos ultramáficos, alcançando composições dee \'Fo IND. 71\' nos olivina gabronoritos. Os ortopiroxênios apresentam composições no campo das bronzitas nos cumulatos ultramáficos, estendendo-se até o campo do hiperstênio nos gabronoritos. O plagioclásio apresenta composições em torno de \'An IND. 64\' nos cumulatos ultramáficos, alcançando teores de \'An IND. 56\' nos gabronoritos. O clinopiroxênio situa-se no campo das augitas, mostrando ) \"trend\" de enriquecimento em ferro, dos cumulatos ultramáficos para os máficos. Os processos tectônicos subsequentes são responsáveis pela atual configuração geológica dos complexos, que se apresentam deformados, com sequências litológicas deslocadas e falhadas. Em Mangabal I, as deformações tectônicas levaram à inversão da sequência estratigráfica original. Após a atuação dos processos tectônicos, seguiram-se os reequilíbrios mineralógicos responsáveis pela recristalização das rochas dos complexos, originando meta peridotitos (coroníticos, a espinélio e clorita), meta harzburgitos (coroníticos, a espinélio e a clorita), meta bronzititos, meta olivina gabronoritos (coroníticos e a espinélio), meta gabronorítos, bronzita xistos e antofilita xistos. Tais reequilíbrios ocorreram em condições metamórficas de alto grau, a temperaturas da ordem de 700 - \'780 GRAUS\'C e a pressões mínimas da ordem de 6,0 e 6,5 Kbar. O estudo do comportamento da fase fluida, fundamentado principalmente na análise de inclusões fluidas, permitiu estabelecer um modelo através do qual se explica a coexistência de paragêneses mais hidratadas, em razão da influência da fase fluida, mais rica em \'H IND. 2\'O, ao lado de associações coroníticas e de associações ígneas reliquiares, causadas pela existência de uma fase fluida mais rica em C\'O IND. 2\' / The Mangabal I and Mangabal II complexes comprise two mafic-ultramafic differentiated bodies, originated in separate chambers by processes of low pressure fractional crystallization of a tholeiitic basaltic magma. They intruded a definite level of the sialic basement, represented in the area by gneissic and calc-silicate rocks, interpreted as belonging to the Goiás Basal Complex. Although tectonically deformed and partially recrystallized, the complexes still preserve relict igneous features, similar to those described for stratiform igneous complexes. In conformity with such features and according to the existing models for igneous stratiform complexes, the original stratigraphyc sequence can reconstructed as follows: (a) in Mangabal I, the basal sequence is represented by olivine-chrome spinel cumulates (feldspar peridotites) followed by a sequence of olivine-plagioclase cumulates (olivine gabbronorites) above which are found pyroxene-plagioclase cumulates (gabbronorites); B) in Mangabal II, the basal sequence is represented by two alternating ultramafic cumulates: (a) predominant olivine-chrome spinel cumulates (feldspatic harzburgites) and (b) subordinate bronzite cumulates (feldspatic bronzitites). An intermediate sequence is represented by olivine-plagioclase cumulates (olivine gabbronorites) while the upper sequence is represented by pyroxene-plagioclase cumulates (gabbronorites). Olivine varies from \'Fo IND. 83\' to \'Fo IND. 77\' in the ultramafic cumulates, reaching compositions of \'Fo IND. 71\' in olivine gabbronorites. Orthopyroxene has bronzite composition in ultramafic cumulates, but becomes hiperstene in gabbronorites. Plagioclase has composition of calcic labradorite (\'An IND. 64\') in the ultramafic cumulates, being as sodic as \'An IND. 56\' in the gabbronorites. The composition of clinopyroxene plots in the augite field, with an iron-enrichment trend from ultramafic to mafic cumulates. Subsequent tectonic processes are responsable for the present geologic configuration of the complexes, as shown by their deformed bodies, and faulted dislocated litologic sequence. At Mangabal I, the tectonic deformations led to the inversion of the original stratigraphic sequence. After the tectonic episode, mineralogical re-equilibrations caused the recrystallization of the mafic-ultramafic suite, originating metaperidotites (coronitic-, spinel- and chloritic-); meta hartzburgites (coronitic-, spinel-, and chloritic-); meta bronzitites, meta olivine gabbroronites (coronitic-, spinel-); meta gabbronorites, bronzite schists and anthophyllite schists. These re-equilibrations occurred at high grade metamorphic conditions, at temperatures of 700-780°C, and at minimum pressures of 6,0-6,5 Kbar. The study of the fluid phase composition, based mainly on fluid inclusion analysis, led to the establishment of a model which explains the coexistence of a more hidrated paragenesis, originated due to the influence of an \'H IND. 2\'O-rich fluid phase, with coronitic and relict igneous associations, which are due to a C\'O IND. 2\'-rich fluid phase.

O Maciço Granítico de Mandira constitui um corpo granítico peralcalino, de aproximadamente 50 \'km POT.2\' de área, nitidamente intrusivo, com forma alongada elipsoidal e eixo maior com direção N4OE, localizado no sul do Estado de São Paulo, na Região Administrativa do Vale do Ribeira. Limita-se a N e NW com as rochas gnáissico-migmatíticas do Complexo Costeiro, as quais são transicionais (a oeste) para os granitos anatéticos ou sintectônicos da Fácies Cantareira. No Extremo NE ocorrem os ectinitos do Complexo Turvo-Cajati. Petrograficamente distinguem-se três unidades do Maciço: Acaraú (\'gama\'A), que ocorre em dois \"stocks\" na porção meridional do plutão e é composta principalmente por mesopertita granito com ferro-hastingsita; Mandira (\'gama\'M), que compõe o corpo principal do Maciço e apresenta composição de mesopertita granito com riebeckita; Mandira 1 (\'gama\'M1), que ocorre em quatro \"stocks\" na peroferia do corpo maior de \'gama\'M e é composta principalmente por granito 3A. Além das três unidades graníticas, ocorrem regiões afetadas em graus variados por processos tardi a pós-magmáticos: greisenização, albitização e feldspatização, por vezes associados a intenso hidrotermalismo. As regiões afetadas pelos processos tardi a pós-magmáticos encontram-se enriquecidas em Zn, Pb e Cu, que geralmente constituem as mineralizações. Esta pesquisa apresenta a caracterização petrográfica, mineralógica e química do maciço a partir de estudos em amostras de rocha (superfície e testemunhos de sondagem). Propõe também uma hipótese para evolução petrogenética do Maciço Granítico Mandira, envolvendo a intrusão e colocação das várias unidades graníticas bem como o estudo dos processos de alteração tardi a pós-magmáticos. / The Mandira Massive is an alkali granitic body covering an area of approximately 50 km² in the Administrative Region of the \"vale do Ribeira\" in the southern of the São Paulo state. It shows clear intrusive realtions, despite its mapped lensoid shape whose longest axis the regional main structural direction. At N and NW the country rocks belong to the gneiss-migmatitic \"Complexo Costeiro\", transitional (to the west) to syntectonic or anatetic granites of Cantareira facies. At the NE end ectinites of the \"Complexo Turvo-Cajati\" occur. Three units are petrographically distinguished in the massive; 1) Acaraú (\'gama\'A), exposed in two stocks at the meridional part of the pluton, made up essentially of ferrohastingsite bearing mesoperthite granite; 2) Mandira (\'gama\'M) that constitutes the main volume of granite present in the Massive and is composed by riebeckite bearing mesoperthite granite: 3) Mandira 1 (yM1), occurring in four stocks scattered along the Massive border zone and showing a granite 3A composition. In the addition to the above cited units regions were detected wich were variously affected by tardi to post magmatic process; greisenization, albitization and k-feldspatization, sometimes associated to intensive hydrothermal action. Such regions prove to be enriched by Zn, Pb and Cu mineralizations. This research substantiates the present chemical, mineralogical and petrografical knowledge about the Mandira Massive and was carried out from studies on bore core and surface samples. It also presents a hypothesis aiming to explain the Massive petrogenetic evolution comprehending intrusion and emplacement of the several granitic units as well as the tardi to post magmatic alteration wich followed this process.

O Complexo Ponta do Morro, constitui uma associação de rochas de caráter dominantemente alcalino, configurando elevações, em forma de meia lua, ressaltadas na Planície do Pantanal Mato-grossense. Ocupa uma área de aproximadamente 7 Km\'QUADRADO\', situada a aproximadamente 150 Km de Cuiabá, no Distrito de Mimoso, Município de Santo Antônio do Leverger, Estado de Mato Grosso. Insere-se em um contexto geológico regional que tem como representante do Pré-Cambriano Superior o Grupo Cuiabá, e do Paleozóico Inferior o Granito São Vicente e as Vulcânicas de Mimoso; sobre essas rochas, depositaram-se em discordância litológica, os sedimentos devono-silurianos da Formação Furnas e os Depósitos Cenozóicos. Litotipos de composição granítica, e sienítica levemente supersaturada, se dispõem neste complexo, em afloramentos não contínuos, apresentando, em suas bordas ocidental e oriental, respectivamente, enclaves microgranulares e diques ácidos. Classificam-se, de acordo com o diagrama QAP, como álcali-feldspato granito, quartzo álcali-feldspato sienito, álcali-feldspato sienito, quartzo sienito e sienito; correspondentes aos granitos peralcalinos e às séries alcalina sódica e alumino-potássica, apresentando características de ambientes intra-placas, da classificação proposta por Bowden et al. (1984). Contexto geotectônico este, também confirmado, através do comportamento de elementos maiores e traços. Os estudos petrográficos e geoquímicos evidenciaram que o Complexo Ponta do Morro é constituído por uma típica associação de granitóides alcalinos, anorogênicos, do tipo A, exibindo uma intensa variação textural e mineralógica, e caráter bimodal. Os sienitos mais primitivos (microssienito, melasienito, sienito médio, sienito fluidal) correspondem às composições metaluminosas e os mais evoluídos (fayalita sienito, sienito grosso, arfvedsonita sienito, riebeckita sienito) às peralcalinas; enquanto que, os granitos, litotipos) mais abundantes, variam desde peraluminosos (biotita-granito) a peralcalinos (egirina-riebeckita granito), passando por termos metaluminosos (ferro-barroisita granito). Os feldspatos estão presentes em todas as variedades litológicas estudadas, constituindo a fase mineral mais importante do ponto de vista quantitativo, estando representados apenas por feldspatos alcalinos, naquelas mais evoluídas, e também por plagioclásios cálcicos, nas mais primitivos. O feldspato alcalino, geralmente mesopertítico, apresenta preferencialmente um caráter hipersolvus. A presença de feldspato sódico, dissociado do potássico, é mais restrita, caracterizando os litotipos subsolvus, coincidentes geralmente, com termos menos evoluídos da série. Intercrescimentos micrográficos são muito comuns, principalmente nos granitos. Os anfibólios representam a fase máfica mais abundante das rochas do Complexo Alcalino Ponta do Morro. No enclave microgranular máfico, eles são cálcicos (tschermakita e hornblenda) e sódico-cálcico (barroisita); nos sienitos primitivos e enclave microgranular félsico eles variam, preferencialmente, de actinolita e tschermakita a ferro-hornblenda; enquanto que, nos sienitos mais como arfvedsonita e riebeckita. Nos granitos, eles variam de ferro-barroisita evoluem para termos alcalinos, tais como arfvedsonita e riebeckita. Nos granitos, eles variam de ferro-hornblenda a riebeckita, passando por ferro-barroisita. Podem ser separados em dois grupos: um constituído por termos ricos em (Ca+\'Al POT. IV\') e pobres em (Si+Na+K), cristalizados num estágio magmático precoce; e um segundo caracterizado por anfibólios pobres em (Ca+\'Al POT. IV\') e ricos em Si+Na+K), tais como arfvedsonita e riebeckita, desenvolvidos em um estágio magmático tardio. Estudos experimentais, a 1 Kb de pressão, indicam para a solução sólida arfvedsonita-riebeckita, cristalização sob baixas fugacidades de oxigênio, e temperaturas de 695\'GRAU\'C, no tampão IW (ferro-wustita) (Ernst, 1962 in: O\'Halloram, 1985). Os clinopiroxênios são encontrados na maioria dos litotipos estudados, exibindo uma extensa variação composicional, indo de termos essencialmente cálcicos até sódicos, passando por termos cálcico-sódicos. Nas rochas mais primitivas, eles possuem composição mais cálcica, correspondentes às salitas, ferrosalitas e augitas; sendo considerados como os piroxênios mais precoces, cristalizados contemporaneamente ou depois da fayalita, antes dos plagioclásios e das mesopertitas, sob condições de baixa atividade de sílica. Os piroxênios cálcico-sódicos se crisatalizaram depois dos cálcicos, contemporaneamente aos antibólios sódico-cálcicos; enquanto que, o piroxênio sódico (egirina) é tardio, caracteriza os litotipos mais diferenciados, e se cristaliza junto com quartzo e anfibólios sódicos, evidenciando a composição alcalina do líquido residual. A paragênese encontrada, bem como o conteúdo de \'P IND. 2\'O IND. 5\', sugerem que as rochas do Complexo Alcalino Ponta do Morro iniciaram sua cristalização por volta de 900-800\'GRAU\'C, sob baixa atividade de Si\'O IND. 2\', com f\'O IND. 2\' entre os tampões QFM e MW, isto é, sob condições redutoras, como também evidenciado pelo baixo valor de mg# dos minerais ferromagnesianos primários. A cristalização de arfvedsonita-riebeckita, egirina e astrofilita pode ter ocorrido a 695\'GRAU\'C; enquanto que, a associação mineralógica tardia (ferro-actinolita, biotita, magnetita) deve ter sido desenvolvida abaixo de 550\'GRAU\'C, sob condições de também baixa f\'O IND. 2\'. O mais provável esquema de cristalização dessas rochas, envolve a formação precoce de piroxênios e anfibólios cálcicos + aenigmatita + fayalita + plagioclásio, seguida pela cristalização de piroxênios e anfibólios cálcico-sódicos e uma posterior solidificação de feldspatos alcalinos + quartzo + anfibólios e piroxênios sódicos + astrofilita (possivelmente) + biotita. Com uma assembléia de cristalização tardia constituída principalmente por ferro-astinolita, óxidos, quartzo e sericita. Dois tipos de enclaves microgranulares foram distinguidos nas rochas estudadas. O mais abundante, apresenta características de enclave microgranular félsico, possuindo as mesmas feições texturais e mineralógicas da fácies marginal hospedeira (microssienito, sienito médio e sienito fino), cuja presença foi interpretada como porções de margens resfriadas, remobilizadas pelo líquido, durante a sua colocação. O segundo, caracterizado como enclave microgranular máfico, ocorre apenas no microgranito, sendo constituído essencialmente por anfibólios e plagioclásio cálcicos; representando segregações de minerais magmáticos precoces. As determinações radiométricas pelo método Rb/Sr, forneceram idade de 100,1\'+OU-\'1,1 Ma e razão inicial de 0,70520\'+OU-\'0,0010 para a colocação deste complexo. Os baixos valores desta razão inicial, muito próximos daqueles da linha de evolução do manto, sugerem que as rochas do Complexo Alcalino Ponta do Morro foram originadas de magmas de derivação mantélica. Provavelmente gerados na litosfera subcontinental, a exemplo do sucedido com outros complexos alcalinos brasileiros (Morro Redondo, Juquiá, Piratini e Tunas). As características químicas, mineralógicas e isotópicas das rochas estudadas indicam uma gênese relacionada com a cristalização fracionada de um magma de derivação mantélica, de composição metaluminosa (semelhante àquela do mela-sienito, microssienito eenclaves microgranulares), envolvendo piroxênios e anfibólios cálcicos e plagioclásio. Cujo fracionamento seria responsável pela condução de magmas metaluminosos, de composição dos sienitos primitivos, à magmas peralcalinos, de composição dos sienitos e granitos mais evoluídos. Infere-se ainda, que a cristalização precoce dos clinopiroxênios cálcicos enriqueceu o líquido em ferro, dos anfibólio cálcicos proporcionou uma maior saturação em sílica; enquanto que, o fracionamento dos plagioclásios cálcicos, foi o principal responsável pelo caráter peralcalino do líquido residual. A remarcável semelhança mineralógica dos litotipos, sugere que os sienitos e granitos são consangüíneos; no entanto, o comportamento geoquímico diferenciado dos biotita-granitos evidencia que, apenas para eles, ocorreu uma provável atuação de contaminação crustal, responsável pelo maior enriquecimento em Si\'O. IND. 2\', pela diminuição relativa de Zr, MnO, \'Na IND. 2\'O e \'K IND. 2\'O, e pelo caráter peraluminoso desses granitos. Outros processos além de fracionamento e contaminação crustal, tais como modificações subsolidus estão envolvidos na cristalização das rochas do Complexo Alcalino Ponta do Morro. Isto é, durante a sua colocação, fluidos juvenis derivados da cristalização do magma, e fluidos crustais reciclados devem ter reagido com a rocha sólida, formando os produtos de alteração hidrotermal. / The Ponta do Morro Complex consists of na alcaline-dominated association outcropping as half-moon like elevations in marked contrast with the lowlands of the Matogrossense Pantanal basin realm. It covers an area up to 7 km² located 150 km from Cuiabá in the Mimoso District of Santo Antônio do Leverger Town, Mato Grosso State. The regional geological framework consists of the Neoproterozoic Cuiabá Group, the Early Paleozoic São Vicente Granite and Mimoso Volcanics which are overlain by the Devonian-Silurian Furnas Formation and Cenozoic sedimentary deposits. Granites and slightly oversatured syenites with microgranular enclaves and cut by acidic dykes occurs as dismembered outcrops, respectively in the estern and western borders of the Complex. QAP classification encompass alkali-feldspar granites, quartz-alkali-feldspar syenites, alkali-feldspar syenites, quartz syenites and syenites wich correspond to the peralkaline granites and the alkaline-sodic to alkaline-potassic series. Following the proposal of Bowden et al. (1984), the Complex is considered to have developed in an intra-plate tectonic environment which is also confirmed through the geochemical behavior of major and trace elements. Petrographic and geochemical studies showed the Complex to consist of a bi-modal, alkaline, anorogenic, A-type granitic association with strong textural and mineralogical variations. The more primitive syenites (microsyenite, mela-syenite and fluidal syenites) correspond to the meta-aluminous compositions and the more evolved ones (fayalite ayenite, coarsed-grained syenites, arfvedsonite syenites, riebeckite syenites) to the peralkaline compositions whereas the granites, by far the most abundant rock type, vary form peraluminous (biotite granite) to peralkaline (aegerine-riebeckite granite) with minor metaluminous Fe-barrosite granite. Feldspar are the most important mineralogical phase being represented by alkaline-feldspar in the more evolved types and also by calcium-plagioclase in the more primitive ones. Alkaline mesoperthitic feldspar is typically hipersolvus while sodic-feldspar alone is more restricted characterizing the subsolvus types. Micrographic overgrowths are common specially in granite compositions. Amphibole is the most abundant mafic phase in the Ponta do Morro Alkaline Complex. Its composition varies from calcic (tschermakite and hornblende) to sodic-calcic (barroisite) in the mafic microgranular enclaves; from actinolite to to tschermakite to Fe-hornblende in primate syenites and felsic microgranular enclaves and from Fe-winchite and Fe-barroisite to arfvedsonite and riebeckite in the more evolved syenites. In the granites, the amphibole varies from Fe-hornblende to Fe-barroisite to riebeckite which can be separated into two groups. The first one is (Ca+\'Al POT.IV\'rich, (si+Na+K)-poor crystallized in an early magmatic episode while the second one consists of (Ca+\'Al POT.IV\')-poor, (Si+Na+K)-rich amphiboles such as arfvedsonite-riebeckite developed in a late magmatic stage. Experimental studies indicated low fO2 and temperatures at about 695°C for the crystallization of the arfvedsonite-riebeckite solid-solution. Clinopyroxenes are widespread in most studied rocks presenting large compositional variations from calcic to calcic-sodic. In the more primitive rocks, clinopyroxene is calcic corresponding to salite, Fe-salite and augite and is considered the earlier pyroxene which crystallized together with or son after fayalite and before the crystallization of plagioclase and meso-perthites, under low Si activity conditions. The calcic-sodic pyroxene crystallized after the calcic one along with the calcic-sodic amphibole while the sodic pyroxene (aegerine) crystallized together with quartz and sodic amphibole in the more evolved types from an alkaline residual liquid. The mineralogical assemblages along with the \'P IND.2\' \'O IND.5\' contents suggest that the Ponta do Morro Alkaline Complex started crystallizing at temperatures about 900-800°C under low Si activity and \'fO IND.2\' between QFM and MW buffers, i.e., under reducing conditions as evidenced by the low mg# values for Fe-Mg primary phases. Crystallixation of arfvedsonite-riebeckite, aegerine and astrophyllite may have occurred at temperatures around 695°C, whereas the late mineralogical assemblage (Fe-actinolite, biotite, magnetite) may have developed below 550º under low \'fO IND.2\' conditions as well. The more likely crystallization path may have been as follows: early crystallization of calcic pyroxene and amphibole plus aenigmatite, fayalite and plagioclase which was succeeded by the crystallization of calcic-sodic pyroxenes and amphiboles and ending with the crystallization of alkaline-feldspar plus quartz, sodic pyroxene and amphibole, astrophyllite (probably) and biotite. Two kinds of microgranular enclaves were distinguished in this study. The most common is of felsic composition with similar textural and mineralogical characteristics to that of its marginal facies host (microsyenite, medium and fine-grained syenites) which was interpreted as fragments of cooled margins engulfed during liquid ascent. The second one, the mafic enclaves, is restricted to the microgranite facies and consists of amphiboles and plagioclases. These enclaves are interpreted to have developed from the segregation of the earlier mineral phases. Radiometric determinations by Rb/Sr systematics yielded an age of 100,1\'+OU -\' 1,1 Ma, with an initial ration of 0,70520\'+OU -\'0,0010; for the magmatic event. The low initial ratio found is close to those of the mantle evolution line suggesting the Ponta do Morro Alkaline Complex to have been generated from subcontinental mantle derived magmas as happened with other Brazilian alkaline complexes (Morro Redondo, Juquiá, Piratini and Tunas). Chemical, mineralogical and isotopic characteristics of the Ponta do Morro Alkaline Complex suggest its origin from the fractional crystallization of a meta-aluminous subcontinental mantle derived magma involving amphibole, plagioclase and pyroxene. This process would be responsible for the observed trend, i.e., from meta-aluminous (primitive syenites) to peralkaline liquids (more evolved syenites and granites). It is also suggested that early crystallization of calcic clinopyroxene is responsible for iron enrichment, whilst amphibole fractionation is for raising silica saturation and calcic plagioclase for the peralkaline character of the residual liquid. The remarkable similarity among the rock types of Ponta do Morro Alkaline Complex suggests syenites and granites being co-sanguineous, however the differentiated geochemical behavior of biotite granites suggests crustal contamination to account for Si enrichment, relative depletion in Zr, MnO, \'Na IND.2\'O and \'K IND.2\'O and its peraluminous character. A process other than fractional crystallization and crustal contamination are also involved in the formation of the Ponta do Morro Alkaline Complex. It is suggested that during the emplacement, magmatic juvenile fluids and recycled crustal fluids interacted with solid rocks giving rise to hydrothermally altered products.

A mina de areia da Sibelco Mineração Ltda., localizada no Município de Analândia, Estado de São Paulo, foi estudada visando a definição dos principais parâmetros utilizados para caracterizar areias para uso em indústrias de fundição e de vidro. Os trabalhos de campo na área de estudo permitiram o reconhecimento de quatro unidades operacionais: Formação Pirambóia unidade inferior, Formação Pirambóia unidade superior, Formação Botucatu intemperizada e solo de alteração. Ênfase especial foi dada ao solo de alteração que é delimitado por uma linha de seixos (stone line) que, geralmente, é confundida com o início da deposição do cenozoico por separar solos com algumas características distintas (cor, porcentagem de óxido de ferro contido e estruturas presentes). Descreve-se aqui a metodologia empregada para análise em laboratório e para a realização de prospecção mineral. Durante os trabalhos de laboratório foram desenvolvidos dois métodos para determinação do teor da argila AFS, que fornecem resultados similares aos métodos empregados pela Associação Brasileira das Indústrias de Fundição (ABIFA) e um método mais eficiente para a verificação do pH da areia em relação ao empregado pela ABIFA. Estudou-se também alguns fatores que influenciam no pH da areia e em sua determinação. Com base nos ensaios realizados verificou-se que os sedimentos das formações Pirambóia e Botucatu, após beneficiamento, prestam-se para uso em indústrias de fundição e de vidro. Recomenda-se o abandono do termo Formação Santa Rita do Passa Quatro por tratar-se do solo de alteração do Grupo São Bento. Finalmente sugere-se que as características distintivas destas quatro unidades informais, descrita nesta dissertação, possam vir a ser empregadas em áreas geologicamente similares. / Sibelco Mining Company sand mine, in Analândia district, São Paulo, was studied to define the main parameters thet have been utilized to characterize sand to be used in foundry and glass industries. The field work has showed us the existence of four useful areas: Pirambóia formation inferior member, Pirambóia formation superior member, Botucatu wheathering formation and alteration soil Special attencion was paid to the alteration soil that is delimited by a stone line. This stone line is normally confused with the beginning of the Cenozoic sedimentation, because it divides soils with some different features such as: color, enclosed iron oxide percentage and handy structures. The methodology that is used in laboratory analysis wil be described in this work. During the laboratory work, two methods were developed to establish the rate of AFS clay; these methods afford similar results to those that Associação Brasileira das Indústrias de Fundição (ABIFA) has used, and a method much more efficient to verify the sand pH, than that ABIFA has used. Some factors that has influenced the sand pH and its determination are also studied. The essays have slowed us that if Botucatu and Pirambóia formation sediments are treated, they can be used in foundry and glass industries. We recommend the abandonment of Santa Rita do Passa Quatro term, in fact, it is São Bento group alteration soil. Finally, we suggest the utilization of distinctive characteristics of these four informal described units to similar geological areas.

Corpos de rodingitos ocorrem em meio a serpentinitos mineralizados a amianto da mina de Cana Brava, situada na extremidade sudeste do complexo de Cana BRava, Goiás. São derivados da alteração metassomática de metaleucogabros que constituem provavelmente camadas de diferenciação dentro da unidade ultramáfica do maciço. Os rodingitos são constituídos essencialmente por granadas da série grossulária-andradita, vesuvianitas zonadas e clinopiroxênios bastante cálcicos. Clorita, zoisita e apatita são minerais subordinados. Pectolita e xenotlita desenvolvem-se em veios. Os metaleucogabros residuais encontram-se albitizados. Os serpentinitos associados aos rodingitos são derivados de harzburgitos, e compostos por antigorita e lizardita, contendo veios tardios de crisotilo; apresentam-se cloritizados no contato com os rodingitos. a unidade ultramáfica contém ainda metapiroxenitos parcialmente serpentinizados e rochas talco-carbonáticas. Quimicamente os rodingitos de Cana Brava são comparáveis a outros descritos na literatura, embora ligeiramente mais cálcicos. Com relação aos leocogabros originais, mostram-se enriquecidos em Ca, e mais pobres em Si e Al, sendo sendo particamente isentos de álcalis. Uma relação genética entre a serpentinização e a formação dos rodingitos foi estabelecida. Fluidos ricos em Ca liberado pela alteração das ultramáficas migraram até os corpos básicos, possivelmente por força de um gradiente de pressão, provocando reações e a substituição das fases originais por uma assembléia calco-silicática. Os álcalis deslocaram-se para além da zona de reação reoingítica, causando a albitização dos leucogabros. O Al sofreu difusão para os serpentinitos, originando as zonas cloríticas. Os processos de rodingitização e serpentinização ocorreram durante a fase inicial de um episódio metamórfico regressivo que afetou as rochas marginais e encaixantes do complexo de Cana Brava. Temperaturas de 400-500 ) \'GRAUS\'C e pressões (\'P IND. \'H IND. 2\'O\'\'APROXIMADAMENTE IGUAL A\'Pt) baixas, inferiores a 5 Kb, foram estimadas para esta fase. Num segundo evento de serpentinização, formaram-se veios de amianto nos serpentinos e pectolita e xenotlita nos rodingitos. Falhas, fraturas e deformações acompanham esta fase, para a qual temperaturas da ordem de 200-300 \'GRAUS\'C foram admitidas. Rochas talco-carbonáticas e veios de carbonato que cortam ultramafitos e rodingitos desenvolveram-se num último estágio, durante o qual C\'O IND. 2\' teve acesso às rochas através de falhas e fraturas. Os rodingitos de Cana Brava diferem da maior parte dos rodingitos descritos na literatura por não se encontrarem associados a um complexo do tipo ofiolítico, e por terem-se formado a temperaturas mais elevadas, associados a serpentinos portadores de antigorita. / Rodingites have been found in association with asbestos-bearing serpentinites of the Cana Brava mine, which is located in the southeastern edge of the Cana Brava Complex, Goiás. The rodingites were formed by the metasomatic alteration of leucocratic metagabbros which probably constitute differentiated layers of the ultramafic unit of the complex. The rodingites are essentially made up of garnets of the grossular-andradites series, zoned vesuvianites and strongly calcic pyroxenes. Additional minerals include chlorite, zoisite and apatite. Pectolite and xonotlite occur in associated veins. The residual leucocratic metagabbros are albitized. The serpentinites associated with the rodingites are derived from harzburgites. They are composed by antigorite and lizardite as well as chrysotile in late formed veins, and are chloritized along the contact with the rodingites. The ultramafic unit also contains partially serpentinized metapyroxenites as well as talc-carbonate rocks. The rodingites of Cana Brava are chemically comparable to but slightly more calcic than similar rocks described in the literature. With respect to the original leucogabbros, they are enriched in Ca, depleted in Si and Al, and almost devoid of alkalis. A genetic relationship between serpentinization and generation of the rodingites has been established. Ca-rich fluids released by the alteration of the ultramafics migrated towards the basic layers, possibly in response to a pressure gradient, causing reactions and the replacement of the original minerals by a calc-silicate assemblage. The alkalis moved to a distance from the rodingitic reaction zone and provoked the albitization of the leucogabbros. Al was diffused towards the serpentinites and produced the chloritic borders. The processes of rodingitization and serpentinization took place during the initial stage of a retrogressive metamorphic episode which affected the margins and country rocks of the Cana Brava Complex. Temperatures of 400-500°C and pressures (\'P IND. \'H IND. 2\'O\'\'APROXIMADAMENTE IGUAL A\'Pt) below 5 kb were estimated for this phase. In a second serpentinization event, crysotile asbestos veins, and pectolite and xonotlite were formed in the serpentinites and rodingites, respectively. Folding, fracturing, and deformation occurred during this phase, for which temperatures around 200-300°C were assumed. Talc-carbonate rocks, along with carbonate veins that cut the ultramafics and rodingites, were formed at a later stage during which C\'O IND. 2\' - bearing fluids percolated the rocks through faults and fractures. The Cana Brava rodingites differ from the bulk of similar rocks reported in the literature in the sense that they are not related to an ophiolitic-type complex, and that they were formed at somewhat higher temperatures, in association with antigorite-bearing serpentinites.

O trabalho aborda, inicialmente, o histórico do método de ATD, remontando o ano de 1877 (quando Hannay apresentou os primeiros resultados obtidos com um método térmico de exame de minerais) até os anos atuais. Discorre sobre as aplicações de método nos campos da Ciência e da Tecnologia, estendendo-se mais no tocante às aplicações em Mineralogia. Em seguida descreve as partes essenciais de um equipamento para ATD, analisando as diversas variações sobre tais elementos, bem como as limitações e vantagens do seu emprego. Focaliza os fatores que influem nos resultados apresentados pelas curvas de ATD, discutindo as vantagens e desvantagens de uso de determinantes técnicas. Faz referência a um equipamento montado pelo autor no próprio Departamento onde trabalha e apresenta algumas inovações que introduziu para melhoria dos resultados obtidos. A seguir dá uma relação das análises executadas com esse equipamento, faz considerações a respeito de análises de sulfetos e suas dificuldades, apresentando, no final, a bibliografia consultada. / Not available.