Foram sintetizadas cinco amostras de nsutita, com diferentes composições, por oxidação de Mn 2+ com oxigênio gasoso, em meio sulfurico, e adição de base, em condições normais de temperatura e pressão. Foram determinados a seguir, para cada produto sintetizado, os valores de energia livre de Gibbs de formação. Constatou-se que a energia livre de Gibbs para as amostras sintetizadas e função linear dos componentes atômicos de Mn (III) e Mn (IV) podendo ser expressa pelas equações: \'G° IND. F,298, nsutita\' = -966,152 \'\'eta\' IND. Mn (III)\' -541,118 (\'capa\' \'Jmol POT.-1\') \'G° IND. F,298, nsutita\' = -966,152 \'\'eta\' IND. Mn (IV)\' -1.507,270 (\'capa\' \'Jmol POT.-1\'). A correlação existente entre Mn (III), Mn (IV) e H2O permite que se defina a composição química de uma nsutita idealizada (MnO2.0,02 H2O) e seu \'delta\' \'G° IND. F,298\' correspondente, o que possibilita a construção de diagramas pH-Eh e estudos de sua gênese e paragênese com outros óxidos de manganês. / Five nsutite samples of diferente compositions were synthesized form oxidation (purê O2 gas) of Mn 2+ sulfuric solutions, and addition of base, under normal temperatire and pressure conditions. The following Gibbs free energies of formation were determined from the experiments. The \'G° IND. F,298, nsutita\' is a linear function of the number of Mn(III) and Mn (IV) atoms in the formula as following: \'G° IND. F,298, nsutite\' = -966,152 \'\'eta\' IND. Mn (III)\' -541,118 (\'capa\' \'Jmol POT.-1\') \'G° IND. F,298, nsutite\' = -966,152 \'\'eta\' IND. Mn (IV)\' -1.507,270 (\'capa\' \'Jmol POT.-1\'). The correlations among Mn(III), Mn(IV) and H2O allow to define the analytical formula of na ideal nsutite (MnO2 0,02 H2O) and its correspondente \'delta\' \'G° IND. F,298\'. Thermodynamic field of stability between this mineral and \'Mn POT.2+\' in solution were constructed in a pH-Eh diagram. Paragenetic considerations on the coexistence of nsutite and other minerals were discussed.

O presente trabalho objetivou a caracterização petrográfica e litogeoquímica da porção setentrional do Maciço Granítico Morro Redondo e de rochas vulcânicas (ácidas e básicas) associadas ao mesmo, as quais são descritas pioneiramente neste trabalho. Paralelamente, procurou-se reconhecer as relações genéticas entre as unidades plutônicas e vulcânicas. O maciço Morro Redondo aflora no extremo sudeste do Estado do Paraná, já na divisa com o Estado de Santa Catarina. Possui cerca de 300 Km² de área aflorante, com forma grosseiramente retangular e orientação segundo a direção N20-25W. As rochas vulcânicas ocorrem na forma de derrames e diques, recobrindo parcialmente o maciço granítico na sua porção oeste, sendo indeformadas e não metamorfisadas. O estudo petrográfico revelou que os granitos e os riolitos mostram uma mesma paragênese essencial predominante, constituída por quartzo e feldspato pertítico, como fase precoce, e riebeckita, egerina e biotita (+-), como fase tardia intersticial. A presença de faciologia contendo apenas um feldspato (pertita), demonstra a ocorrência de granito tipo hipersolvus neste maciço. Do ponto de vista geoquímico, o conjunto granito-riolito é caracterizado pelos altos teores em SiO2, Na2O + K2O, Fe203, F, Zr, Nb, Y e Th, e baixas concentrações em CaO, MgO, Al2O3, Ba e Sr, sendo este comportamento similar ao dos granitos tipo-A. Os riolitos e basaltos exibem distribuição bimodal nos diagramas de classificação. O índice agpaítico (N=K/Al) varia entre 0,86 e 1,06 para o riolito e 0,86 a 1,22 para os granitos, atestando o carácter alcalino/peralcalino destas rochas. Em relação ao ambiente tectônico, os vários diagramas, discriminantes utilizados são concordantes em termos de um ambiente intra-placa e anorogênico para geração dos riolitos e granitos. Para os basaltos, também ficou evidenciado um ambiente continental (intra-placa), com base na utilização de diagramas de elementos incompatíveis (Zr/4 x Nbx2 x Y; Zr/Y x Zr). A hipótese de uma vinculação genética entre riolito-granito e basalto-riolito foi testada com base na relação entre elementos incompatíveis (Zr x Ce, Hf x La e Nb x Zr), no padrão de ETR e da paragênese mineral das rochas ácidas. Estes dados, quando interpretados conjuntamente, indicam cogeneticidade entre riolitos e granitos, enquanto a vinculação entre riolitos e basaltos não é conclusiva, sendo ainda necessários dados complementares, principalmente isotópicos. Do ponto de vista geoquímico, petrográfico e tectônico, as rochas plutônicas e vulcânicas aqui estudadas mostram forte semelhança com outras unidades equivalentes do sul e sudeste do Brasil e de outros países. Por outro lado, é importante ressaltar as diferenças geoquímicas entre os basaltos aqui estudados e da bacia do Paraná, descartando-se com isso qualquer similaridade entre eles. / This work presents the petrographic and geochemistry studies of the northern portion the Morro Redondo Granitic Massif and acid and basic vulcanic rocks, that are described here for the first time. The genetic relationship between plutonic and volcanic units is demonstrated. The Morro Redondo massif occur is neigboring regions of Paraná e Santa Catarina States, covering about 300 Km2, with approximately rectangular form and n N20-25W orientation. The volcanic rocks are represented by sills and dikes, partially covering the western portion of the granitic massif. This roks are not deformated and metamorphised. The petrographic study indicated the same essencial mineralogical paragenesis, with quartz and pertithic feldspar as early phases, and riebbckite, aegirine and biotite (+ -) as late phases. The occurrence of facies caracterized by pertithic feldspar alone, is characteristic of hypersolvus granites. Geochemically, the granite and rhyolite are characterized by high concentration of SiO2, Na2O + K2O, Fe2O3, F, Zr, Nb, Y and Th, and low concentration of CaO, MgO, Al2O3, Ba and Sr, a behavior similar to A- type granites. The rhyolites and basalts showed bimodal distribution in the classification diagrams. The agpaitic index variated between 0,86 and 1,06 to rhylites and between 0,86 and 1,22 to granites, showing the alkaline/peralkaline caracter of the rocks. Tectonically, discriminant diagrams are concordant with intraplate and anorogenic enviroments of generation the rhyolites and granites. The basaltic rocks also showed an intraplate environment, based in the utilization of incompatible elements (Zr/4 x Nbx2 x Y; Zr/Y x Zr). The hypothesis of a genetic relation between rhyolite and granite was tested, using the incompatible element ratios (Zr x Ce, Hf x La e Nb x Zr), the rare earth elements and mineralogical paragenesis of acid rocks. The analysis suggested that genetic is a relation between the rhyolites and granites. The tests do not conclusively show any relationship between basalts and rhyolites, and complementary studies (specially isotopic) are necessary. The geochemical, petrographic and tectonic characteristics of the plutonic and vulcanic rocks studied here showed great similarities with others units of southern southeastern of Brazil and other world regions. Geochemically, the basaltic rocks studied here are different of the basaltics rocks of Paraná basin.

O Batólito Pelotas, situado na porção leste do Escudo Sul-rio-grandense, apresenta um arcabouço definido por um expressivo complexo plutônico multintrusivo e polifásico. Possui uma extensão de cerca de 400km e uma largura entre 80 e 120km. O batólito é composto quase totalmente por suítes e plútons de rochas granitóides, sendo reconhecidas ainda exposições de rochas básicas e septos dos metamorfitos encaixantes. Sua evolução temporal de aproximadamente 70 Ma(620-550) é resultante da adição de distintos processos tectônicos. Com base na constituição interna e na subdivisão estratigráfica do batólito, foram individualizadas seis suítes graníticas. Suíte Intrusiva Pinheiro Machado (SIPM), Suíte Intrusiva Erval (SIE), Suíte Intrusiva Viamão (SIV), Suíte Intrusiva Encruzilhada do Sul (SIES), Suíte Granítica Cordilheira (SGC) e Suíte Granítica Dom Feliciano (SGDF). Associados às rochas graníticas da SIV, SIES e SGDF, ocorrem pequenos corpos de rochas ígneas inermediárias a básicas (Diorito Capim Branco, Gabros Passo da Fabiana e outros corpos não denominados). Destaca-se, ainda, a ocorrência de rochas vulcânicas e subvulcânicas ácidas constituindo pequenos platôs de rochas piroclásticas e enxames de diques. A construção definitiva do Batólito Pelotas é o resultado do desenvolvimento de três ciclos magmáticos principais. Esta evolução iniciou com o magmatismo cálcio-alcalino médio a alto-K da SIPM, com a cristalização de uma associação expandida de dioritos a monzogranitos, relacionada ao Neoproterozóico (620 a 605 Ma). Um segundo ciclo magmático, com evolução temporal vinculada ao fim do Neoproterozóico (595-580 ma), é definido pela formação dos granitos sin a tardi-transcorrência (\'D IND.2\'), representados pela SIE, SIV, SIES e SGC. A contemporaneidade da SIV e SIES contrasta com a natureza geoquímica dos seus magmas, que caracterizam uma zonação definida por granitos de afinidade alcalina (SIES), situados mais a oeste, com uma suíte cálcio-alcalina alto-K (SIV) localizada mas a leste. A SGC, de afinidade cálcio-alcalina e natureza peraluminosa, é constituída por leucogranitos a duas micas, gerados por fusão crustal. Um terceiro ciclo magmático é definido pelos maciços graníticos da SGDF e por manifestações subvulcânicas e vulcânicas tardias. Esta última associação, de idade cambriana (570-550 Ma) representa a evolução final do batólito, e se caracteriza por granitos de afinidade cálcio-alcina alto-K, com proporção reduzida de granitos alcalinos. Manifestações de natureza alcalina e peralcalina são representadas por diques riolíticos e pelo Granito Bela Vista. Os dados isotópicos, caracterizados por razões \'Sr POT. 87\'/\'Sr POT.86\' elevadas e valores de \'\'epsilon\' IND. Nd\' negativos, indicam que as suítes que constituem o batólito foram geradas dominantemente por retrabalhamento crustal, com participação reduzida de material mantélico juvenil. A justaposição destas associações graníticas em grande parte, mantém relações com a formação de extensas zonas de cisalhamento dúctil e rúptil-dúctil. As unidades que compõem o batólito foram afetadas, até sua construção definitiva, por três eventos deformacionais - dois de deformação dúctil (\'D IND.1\' e\'D IND.2\') e um de deformação dúctil-rúptil (\'D IND.3\') A SIPM é afetada pela deformação mais antiga (\'D IND.1\'), caracterizada por zonas de cisalhamento suborizontais, com lineação de estiramento oblíqua indicando movimento de topo para E-SE. As demais suítes foram afetadas somente pelos eventos \'D IND.2 \' e \'D IND.3\' caracterizados pela formação de zonas de cisalhamento dúctil de alto ângulo, com rejeito direcional e deslocamento lateral esquerdo dominante. A evolução estrutural desta região é compatível com um modelo tectônico transpressivo relacionado à convergência oblíqua de placas, ocorrendo um forte encurtamento horizontal, com estiramento vertical no plano de cisalhamento, que propiciou o desenvolvimento de estruturas em flor, positivas (transpressão) ou negativas (transtensão). O modelo transpressivo proposto pode ser dividido em 2 estágios: o primeiro, em que predominaram movimentos suborizontais, e o segundo, onde a movimentação foi direcional. A passagem de um estágio para o outro pode ser explicada através da partição da deformação, implicando a mudança do quadro cinemático regional, onde a ascensão dos magmas graníticos seria favorecida pela componente vertical induzida pela transpressão. Neste sentido, os magmas graníticos ascendem na crosta e são simultânea ou posteriormente deformados num regime com predominância de movimentação transcorrente. / The Pelotas Batholith, situated in the eastern part of the Sul-rio-grandese shield, is a 400 km long, 80-120 km-wide framework of multi-intrusive, poliphasic plutonic rocks. It is mostly constituted by granitic plutons and suites, with minor occurrence of basic rocks and remnants of metamorphic host rocks. The time span of 70 Ma (620-550 Ma) involved in its evolution results from successive and distinct tectonic processes. Based on its internal constitution and stratigraphy, six intrusive suites have been described, namely the Pinheiro Machado Intrusive Suite (PMIS), the Viamão lntrusive Suite (VIS), the Encruzilhada do Sul Intrusive Suite (ESIS), the Cordilheira Granitic Suite (CGS) and the Dom Feliciano Granitic Suite (DFGS) Associated with granitic rocks from the Viamão, Encruzilhada do Sul and Dom Feliciano suites, small intrusions of basic to intermediate rocks have been described (the Capim Branco Diorite, Passo da Fabiana Gabbros and other non-denominated intrusions). Aditionally, acid volcanic and subvolcanic rocks are found as small, pyroclastic rock plateaus and dike swarms. The final assembly of the Pelotas Batholith results from three main magmatic cycles. The first one is related to the Neoproterozoic (620 to 605 Ma), represented by the medium to high-K, calc-alkaline magmatism which formed the PMIS through the crystallization of an expanded association of diorites to monzogranites. During the second magmatic cycle, referred to late Neoproterozoic (595-580 ma), syn-to late-transcurrence (\'D IND.2\') granites have formed, which are represented by the Erval, Viamão, Encruzilhada and Cordilheira suites. The contemporary character of the Viamão and Encruzilhada suites, as opposed to the contrasting geochemical nature of their magmas, establishes a zonation from calc-alkaline affinity granitoids (ESIS) in the west to a high-K, calc-alkaline magmatism (VIS) in the eastern part of the batholith. The Cordilheira Granitic Suite, of calc-alkaline affinity and peraluminous nature, is constituted two-mica leucogranites attributed to crustal-melting processes. The third magmatic cycle is represented in the granite massives of the Dom Feliciano Granitic Suite and late volcanic to subvolcanic episodes. This association, of cambrian age (570-550 Ma), reflects the final evolution period of the batholith, and is composed of high-K, calc-alcaline rocks, with minor amounts of alkaline granitoids. Alkaline and peralkaline terms are represented by the Bela Vista Granite and rhyolite dikes. Isotopic data, namely high \'Sr POT. 87\'/\'Sr POT.86\' rations and negative \'e IND. Nd\' values, indicate that the granitic suites which constitute the Pelotas Batholith have originated mainly though crustal reworking, with minor participation of mantelic sources. The successive emplacement of granitic rock associations is largely related to the activity of extensive, ductile to brittle-ductile shear zones. The constituent suites within the batholith have been aftected by three successive deformational events, from which the first two are ductile (\'D IND. 1\' and \'D IND. 2\') and one is ductile-brittle to brittle (\'D IND. 3). Granitoids from the Pinheiro Machado Intrusive Suite register the oldest deformation event (\'D IND.1\'), which is characterized by flat-lying shear zones with oblique stretching lineations indicating top-to-ESE movement. The remaining suites have been subjected only to \'D IND.2\' and \'D IND.3\', with the formation of steeply-dipping, left-lateral strike-slip shear zones. The structural evolution determined for this region is compatible with a transpressive tectonic model related to oblique plate convergence, giving rise to horizontal crustal shortening and vertical stretching within the main shear plane, thus developping positive (transpressive) and negative (transtenssive) flower structures. The proposed transpressive model may be further dismembered in two stages, the first being dominated by subhorizontal movements and the last by directional ones. The transition from one stage to another may be attributed to deformation partitioning, implying a change in the regional kinematic picture, where the ascention of granitic magmas would be favoured by the vertical component induced by transpression. The granitic magmas would then ascend through the crust and be simultaneous or subsequently deformed in a dominantly transcurrent regime.

O Complexo de Cana Brava corresponde a um corpo ígneo estratiforme, máfico-ultramáfico, anorogênico originado da cristalização fracionada de magma basáltico de composição olivina toleítica. Relações de campo indicam que a massa magmática original intrudiu as rochas pré-existentes já deformadas e metamorfisadas da sequência vulcano-sedimentar de Palmeirópolis. Os dados geoquímicos e petrológicos indicam que a cristalização se processou em condições de pressão inferiores a 7 kbar. O empilhamento original do Complexo é interpretado como tendo sido constituído da base para o topo por microgabros, peridotitos, websteritos e rochas gabróides variadas. Os reequilibrios minerais, o padrão de deformação e as determinações isotópicas disponíveis levaram à interpretação de que o Complexo de Cana Brava evoluiu segundo as seguintes etapas tectônicas: a) separação do manto e residência sublitosférica ou subcrustal do magma progenitor entre 2,25 e 2,62 b.a.; b) intrusão na Sequência vulcano-sedimentar de Palmeirópolis e cristalização subsequente em regime distensivo ao redor de 2,0 b.a.; c) evento principal de deformação dúctil-rúptil, em regime compressivo, ao redor de 1,3 b.a.; d) reequilíbrios metamórficos posteriores em idades Brasilianas ainda não bem estabelecidas. Estes eventos transformaram a sequência original de suas rochas da base para o topo em: anfibolitos, serpentinitos, metawebsteritos e metagabros. / The anorogenic Cana Brava Complex is a stratiform mafic-ultramafic body originated from the fractional crystallization of a olivine-tholeitic magma. Field relationships indicate that the parental magma intruded rocks of the palmeirópolis volcano-sedimentary sequence, which has been previously deformed and metamorphosed. The original igneous stratigraphic sequence can be reconstructed as follows: microgabbros, peridotites, websterites and gabros (from the bottom to the top). Geochemical and petrologic data indicate that the magmatic crystallization occurred at pressures below 7 Kbar. Taking into account the phase reequilibrations, the deformation pattern and the isotopic data, the evolution of the Complex can be interpreted as follows: a) separation of magma from the mantle and sub-lithosferic or sub-crustal settling between 2.25 and 2.62 Ga; b) emplacement into the Palmeirópolis Sequence and subsequent final crystallization in at about 2.0 Ga . The available data indicate that the intrusion occurred in a extensional environment related to a crustal rifting; c) main metamorphic episode and deformation, during compressive tectonism at about 1.3 Ga ; d) subsequent metamorphic recrystallizations at lower temperatures during the Brasiliano cycle. The metamorphic events affected the original igneous stratigraphic sequence, which is actually made up by: amphibolytes, serpentinites, metawebsterites and metagabbros (from bottom to top).

Não disponível. / Not available.

O complexo alcalino-carbonatítico de Juquiá está localizado nas proximidades das coordenadas geográficas 47°21\' de longitude oeste e 24°24\' de latitude sul (SE do estado de São Paulo). Intrudiu no Cretáceo Inferior (133ma) num embasamento regional Pré-Cambriano formado predominantemente por rochas guináissicas e miguimatíticas. Sobre o complexo de Juquiá, assim como em várias outras localidades da região, houve formação de espessos mantos de intemperismo, evoluídos provavelmente a partir do Terciário Superior. Este trabalho observou as feições mais típicas da alteração supérgena do corpo carbonatítico de Juquiá (rico em apatita) sob os aspectos macro e microscópicos e também químicos. As técnicas utilizadas foram basicamente difratometria de raios-X, microscopias óptica e eletrônica de varredura com analisador pontual, análise termodiferencial e espectroscopia infra-vermelho. Algumas dosagens de ETR também foram efetuadas pela técnica da ativação neutrônica. Através dos dados obtidos confirmou-se a característica isalterítica do manto de alteração desenvolvido sobre as rochas carbonatíticas de Juquiá, onde a grande quantidade de apatita primária residual condiciona a sustentação da estrutura original da rocha. Os carbonatos primários, predominantemente dolomíticos, são totalmente durante a alteração do carbonatito e a porosidade gerada é parcialmente ocupada por produtos ferruginosos supérgenos (oxihidróxidos), ricos ou não em manganês, e também por recristalizações de apatita secundária. Outros minerais secundários de menor importância quantitativa caracterizados nos poros da isalterita estudada foram: barita, fosfato rico em ETR e fosfato de alumínio rico em bário, tipo gorceixita. / The late cretaceous Juquiá Alkaline-Carbonatite complex (Southeastern São Paulo State, Brazil) as well as the Precambrian gneissic and migmatitic basement are covered by a thick veneer of weathered products, developed probably since the Late Tertiary. This research emphasizes the most typical macro and microscopic weathering features of the apatite-rich carbonatite rock, using X-ray diffratometry, optical and scanning electronic microscopy, thermodifferential analysis and infrared absortion spectroscopy techniques. Some REE analysis were performed by neutron activation. The data confirm the predominantly isalteritc weathering cover developed over the Juquiá carbonatites rocks with their original fabric preserved due to the great amount of residual primary apatite. The primary carbonates (mainly dolomitic) were completely leached during the weathering, and the resulting porosity is partially filled with ferruginous supergenic oxihydrates (Mn-rich or not), as well as with secondary, recrystallized apatite. Minor amounts of other secondary minerals filling the pores of the isalterite were identified as barite, REE-bearing phosphates and Ba-rich aluminum phosphates, like gorceixite.

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.

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.

Este trabalho se constitui na caracterização geométrica e cinemática da Zona de Cisalhamento Major Gercino (ZCMG), no trecho Canelinha - Garcia, região centro-leste do estado de Santa Catarina. Este lineamento faz parte do importante sistema de cisalhamento de direção NE-SW que afeta a região sul-brasileira e uruguaia. Ao longo de toda sua extensão, a ZCMG separa duas áreas geologicamente diferentes que correspondem, em Santa Catarina, aos domínios interno (granitóides) e intermediário (supracrustais) do Cinturão Dom Feliciano (CDF). Esta zona de cisalhamento possui estruturação geral NE, com características dúcteis-rúpteis e movimentação predominantemente dextral. A geração das rochas miloníticas deu-se, principalmente, no grau metamórfico xisto-verde. Na região estudada, a ZCMG caracteriza-se por uma faixa milonítica principal a noroeste (faixa milonítica norte), com cataclasitos até ultramilonitos, predominando rochas com texturas protomiloníticas e miloníticas, e uma faixa milonítica sudeste (faixa milonítica sul), onde predominam rochas miloníticas. Entre essas faixas ocorre um conjunto de granitóides associado ao desenvolvimento da ZCMG. A faixa milonítica norte limita os metassedimentos do Grupo Brusque a noroeste dos granitóides centrais e a faixa milonítica sul faz o contato entre esses mesmos granitóides e os granitoides do Complexo-Granito-Migmatítico (Domínio Interno do CDF). O magmatismo cálcio-alcalino ocorrente na área está representado pelos granitóides da Associação Granitóide Rolador (AGR) e da Associação Granitóide Fernandes (AGF) compreendendo rochas metaluminosas e peraluminosas. A AGR apresenta, predominantemente, biotita-monzogranitos cinzentos, porfiríticos a porfiróides, e na AGF predomina uma série petrográfica de anfibóliosienogranitos róseos, porfiróides. Este magmatismo granítico teve grande expressão no Neoproterozóico, entre 670 e 590 Ma (conforme datações isocrônicas Rb/Sr RT e U/Pb em zircões), denotando adicionalmente, através das razões iniciais (\'Sr POT.87\' / \'Sr POT.86\')i, importante contribuição de material crustal na sua formação. O padrão de resfriamento mostra-se um pouco mais jovem, entre 580 e 560 Ma, conforme dados K-Ar em biotitas. A ZCMG teve uma evolução cinemática complexa, caracterizada pelas estruturas mesoscópicas, análises obtidas pelo método de Fry e pelos eixos-c de quartzo. Tais análises estruturais, mostram uma movimentação predominante dextral, com uma importante componente oblíqua associada. A orientação da faixa milonítica, em relação ao campo de tensores determinados, indica que importante componente da deformação foi por cisalhamento puro, tendo acarretado, em inflexões locais, movimentações sinistrais. Esta componente coaxial é sugerida por petrotramas de concentrações simétricas e elipses de deformação com eixo Z a 90° da foliação milonítica, bem como pela existência de porfiroclastos simétricos em seções delgadas. As rochas miloníticas da ZCMG apresentam orientação cristalográfica desenvolvida sob temperaturas relativamente baixas, indicada pelo metamorfismo na fácies xisto-verde e pelos petrotramas. Apesar da baixa temperatura, esta orientação originou-se em condições de alta taxa de deformação, evidenciada pela presença de minerais deformados e estirados e pela geração de rochas miloníticas e ultramiloníticas, onde comumente ocorre, total paralelização das superfícies S e C. Idades K-Ar obtidas em biotitas e muscovitas destas rochas, concentram-se no intervalo 570 e 540 Ma, representando épocas relacionadas ao resfriamento destas, a temperaturas inferiores a 250-300°C. Reativações rúpteis tardias (com direções em torno de N-S e N50W) são indicadas por estruturas lineares bem caracterizadas em fotografias aéreas e imagens de radar, por fraturamentos repetitivos em afloramentos, bem como pela presença, em seções delgadas, de faturamentos transgranulares de minerais. Estas movimentações tardias são também indicadas pelas informações geocronológicas obtidas através do método K-Ar em frações finas, que acusaram idades entre 230 e 206 Ma (Triássico médio a superior e Jurássico inferior). Tais dados obtidos em frações finas minerais, forma interpretados como relativos a condições metamórficas de baixo grau ou muito baixo grau (transição rúptil-dúctil). / This work describes the geometric and kinematic characteristics of the Major Gercino Shear Zone (MGSZ) in the Canelinha - Garcia área. This shear zone is one of the major lineaments that affect all southern brazilian precambrian terrains. In Santa Catarina State it separates, along is whole extension, the supracrustal rocks of the Brusque belt (northern part) from the Granitoid belt (southern). This zone is characterized by a regional NE trend and a dextral sense of movement where ductile-brittle structures predominate. The MGSZ is composed of two mylonitic belts separated by granitoid rocks probably associated to the development of the shear zone. Both shear zones show cataclastic to ultramylonitc rocks, but mylonites and protomylonites predominate. Most of mylonitic rocks were produced under green schist metamorphic conditions at high strain rate. The calc-alkaline granitoids present in the area can be grouped in two granitoid associations with meta to peraluminous affinities. The Rolador Granitoid Association (RGA) is characterized by greyish porphyritic biotite-monzogranites and the Fernandes Granitoid Association (FGA) by coarse-grained to porphyritic pinkish amphibole-syenogranites. The U-Pb and Rb-Sr ages range from 670 to 590 Ma with the \'Sr POT. 87\' / \'Sr POT.86\' initial ratios suggesting a crustal contribuition in the generation of these rocks. Despite the sinistral displacement often observed, most of the mesoscopic structures and kinematic indicators show predominance of dextral movement with an important oblique component. The results of the c-axes analyses in quartz-rich rocks are in good agreement with this interpretation also indicating a coaxial deformation produced by pure shear strain as can be seen in the symmetric pattern of the preferred orientations of the c axes in many of the diagrams obtained in the MGSZ. The importance of the pure shear component is also emphasized by the results of the Fry method. Many z axes of the strain ellipses are at high angle to the shear foliation. Symmetric porphyroclasts also corroborate this hypothesis. The micaceous minerals formed during the shear development indicate K-Ar ages around 555 \'+ OU -\' 15 Ma. Brittle reactivations of the shear zone have been placed by K-Ar in fine-fraction materials at Triassic time (215 \'+ OU -\'15Ma).

O complexo máfico-ultramáfico do Vermelho, localizado na Província Mineral da Serra dos Carajás, foi afetado por importante processo de serpentinização. Compõem-se de dois corpos de configuração litológica semelhante, constituídos por peridotitos e dunitos serpentinizados no centro e piroxenitos e gabros nas bordas. O complexo está encaixado nas rochas do Complexo Xingu. Através do uso de variadas técnicas analíticas como a difratometria de raios X, ATD-ATG e microssonda eletrônica, foram caracterizados os minerais que resultaram da serpentinização, bem como os minerais primários residuais. Os resultados mostraram que as rochas originais eram harzburgitos e olivina-piroxenitos, compostos essencialmente por olivina, ortopiroxênio, cromita e flogopita. A olivina está presente na rocha serpentinizada como relictos de composição forsterítica. Relictos de ortopiroxênio não foram encontrados nas rochas estudadas, mas sua presença é inferida através das bastitas. As Alcromitas originais encontram-se alteradas nas bordas dos cristais para Fecromita e Cr-magnetita. A flogopita encontra-se geralmente vermiculitizada. A serpentina, mineral dominante nas rochas alteradas, ocorre nas texturas mesh e hourglass, pseudomórficas sobre olivina, e como bastita, pseudomórfica sobre ortopiroxênio. Há ainda serpentina de textura ribbon, não pseudomórfica. Entre essas variedades, não foi possível estabelecer uma ordem de formação, de modo que elas são referidas e conjunto como serpentinas de primeira geração. Ocorrem ainda uma segunda e uma terceira geração de serpentina em veios. Do ponto de vista mineralógico, as serpentinas são predominantemente lizarditas, acompanhadas de pequenas quantidades de antigorita e alguma crisotila. Quimicamente, as serpentinas de primeira geração são serpentinas com baixo teor de \'Al IND.2\'\'O IND.3\', razões Mg/Fe+Mg em torno de 0,94, FeO em torno de 4-5%, e com teores de NiO entre 0,1 e 0,4% e de \'Cr IND.2\'\'O IND.3\' entre 0 e 0,06%. As bastitas apresentam teores maiores de Al e Cr. As serpentinas de veios de segunda e terceira geração distinguem-se das demais por apresentar teores de FeO respectivamente menores e maiores. Outro traço químico que distingue os veios de segunda geração é o menor teor em NiO. Em íntima associação com a serpentina, ocorrem a magnetita e a piroaurita, tanto nas serpentinas de primeira geração, como nos veios. Esses dois minerais nunca se encontram associados à bastita, sendo produtos da serpentinização apenas da olivina. A piroaurita é um hidróxi-carbonato de Mg e Fe, com razão Mg/Mg+Fe em torno de 0,75. A clorita ocorre freqüentemente bordejando as cromitas, ou em grupos de cristais dispersos na rocha. Composicionalmente situa-se nos campos do clinocloro, peninita e talco-clorita. Sua gênese está relacionada à alteração da cromita. / The mafic-ultramafic Vermelho complex belongs to the Mineral Province Serra dos Carajás, State of Pará, Brazil. The complex consists of two similar bodies made up of dunites and peridotites surrounded by pyroxenites and gabbros. The ultramafic rocks have been strongly serpentinized. Analytical techniques as X-ray diffraction, differential thermal analysis and microprobe analysis were used in order to characterize the products of serpentinization and the residual original phases as well. The original rocks were harzburgites and olivine-pyroxenites, composed essentially of olivine, orthopyroxene, chromite and phlogopite. Olivine is present in the serpentinized rocks as relicts of forsteritic composition. Orthopyroxene is completely replaced by bastite. The original Al-chromites are surrounded by rims of Fe-chromite and Cr-magnetite. Phlogopite is often transformed into vermiculite. Serpentine is the dominant phase in the altered rocks. Serpentine textures can be divided into four types: mesh and hourglass after olivine, bastite after pyroxene and non-pseudomorfic ribbon. All these types can be found cut by a second and a third generations of serpentine veins. From the mineralogical point of view serpentines are mainly lizardite. Antigorite and chrysotile are rarely found. Chemically, the first generation serpentines present low Al contents, Mg/Fe+Mg around 0.94, FeO around 4-5o/o, NiO between 0.1 andO.4o/o and CrzOg between 0 and 0.60/0, except for bastites which are richer in Al and Cr. Second and third generation veins are characterized by lower and higher Fe contents, respectively. Second generation serpentine veins are slightly depleted in Ni. lntimately intergrown with serpentine after olivine and serpentine veins are magnetite and pyroaurite. Pyroaurite is a Mg-Fe hydroxi-carbonate with Mg/Mg+Fe around 0.75. Chlorite occurs surrounding chromite crystals, or as grains disseminated in the serpentinite. Chemically they can be classified as belonging to the clinochlore, pennine and talc-chlorite varieties. The origin of chlorites is related to the alteration of chromite.