Na primeira etapa dos trabalhos (\"Experiências usando materiais selecionados\"), foram efetuados estudos laboratoriais em 20 amostras de rochas \"granitoides e quartzíticas. Executaram-se análises petrográficas por microscopia óptica. Determinaram-se índices de cristalinidade do quartzo por difratometria de raios X e \"coeficiente de desordem\" do quartzo por espectroscopia de infravermelho; e realizaram-se ensaios de reatividade potencial de agregados pelos métodos: químico e de barra de argamassa (métodos normais a 38 e 60°C e acelerado, com determinações obtidas durante 24 meses e 28 dias, respectivamente). A partir destes estudos, selecionaram-se dezenas de parâmetros mineralógicos-petrográficos considerados possíveis condicionadores de reações álcali-agregado, dos quais se revelou mais importante a quantidade de quartzo microgranular (<0,15 mm). A granulometria da matriz rochosa e dos cristais de quartzo (>= 0,15 mm), e as medidas de ângulos de extinção ondulante do quartzo associadas à quantidade deste mineral, podem, também, ser úteis na previsão do comportamento álcali-reativo desses agregados. Estes três parâmetros são eminentemente texturais e podem constituir, ao menos em parte, indicadores do grau de deformação atingido pela rocha. Dentre os métodos de ensaios de reatividade potencial os que se mostraram mais adequados para avaliar o comportamento de rochas \"granitoides\" deformadas tectonicamente foi o \"Método Acelerado\", desenvolvido pelo National Building Research Institute - NBRI e descrito por OBERHOLSTER & DAVIES (1986). Na segunda etapa, aplicaram-se as conclusões obtidas durante a primeira no concreto da Barragem de Pedro Beicht. Concluíram-se serem as concentrações de quartzo microgranular presentes no agregado \"granitoide\" (deformado e, em parte, recristalizado) os principais responsáveis pela reação álcali-silicato ocorrida. O cimento utilizado no concreto, há 60-65 anos, apresentava alto teor de álcalis (aproximadamente entre 1,3 e 1,6%). Verificaram-se, na porção central da barragem, simultaneamente: maior consumo de cimento; maiores teores em álcalis por metro cúbico de concreto; maior incidência de bordas de reação álcali-agregado e maior quantidade de fissuras no concreto. Presume-se a existência de algum fissuramento relacionado à reação álcali-agregado. Os materiais neoformados presentes nas bordas de reação são representados por gel alcalino, às vezes diferenciado em material de baixa cristalinidade e, localmente, exibindo fases cristalinas bem desenvolvidas de hábito foliar. Compõem-se predominantemente de Si, Ca e K, podendo conter algum Al. / This work was carried out in two parts. In the first one (\"Experiments using selected materials\") 20 samples of \"granitoid\" and quartzitc rocks were submitted to laboratorial studies, including petrographic analysis determination of quartz crystallinity index by x-ray diffraction, and attainment of quartz \"disorder coefficient\" by infrared spectroscopy. Tests of potential alkali reactivity were performed by chemical and mortar bar methods. The last one included the traditional method at 38°C and 60°C and also an accelerated method; measurements were made during 24 months and 28 days, respectively. Several mineralogical and petrographic parameters, selected from the above studies, were related to potential alkali-aggregate reactivity. The studies made it clear that the amount of microcrystalline quartz (<0,15 mm) is by far the most efficient parameter. The grain size of the rock matrix, the quartz crystal sizes (>= 0,15 mm) and the undulatory extinction angle in quartz, if associated with the amount of this mineral, can be useful in the prediction of the alkali-reactivity of aggregates. The last three essentially textural parameters may constitute, at least in part, rock deformation indicators. As judged from the results, the accelerated method is to be considered the most suitable for the evaluation of performances of tectonically deformated \"granitoid\" rock. This method was developed by the National Building Research Institute - NBRI and discussed by OBERHOLSTER & DAVIES (1986). The data obtained in the first phase of the present work were then applied to the case of the Pedro Beicht Dam. It was concluded that microgranular quartz concentrations present in the deformed and partially recrystallized \"granitoid\" of aggregates are the main agent answerable for the observed alkali-aggregate reactions. The cement put to use in concrete, 60 to 65 years ago, was then very rich in alkalis (about 1.3-1.6%). Observations of features in the central part of the dam pointed out: a higher cement consumption; higher content of alkali per m3 of concrete; higher incidence of aureoles of alkali-aggregate reaction and also, larger abundance of concrete fissures. Some relationship between fissuration and alkali-aggregate reaction is presumed. The neoformation material found in reaction aureoles is an alkaline gel which sometimes exhibit low crystallinity or, locally, well developed foliar crystalline phases. In its composition, Si, Ca and K are predominant, but some Al may also appear.

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.

Na região de Itariri ocorrem rochas charnockíticas parcialmente migmatizadas, migmatitos, granada-biotita gnaisses, milonitos, da Zona de Cisalhamento de Itariri, além de ocorrências esparsas de gnaisses kinzigíticos, rochas calciossilicáticas, anfibolitos e diques básicos. O contato entre as rochas charnockíticas e os migmatitos é marcado por uma faixa aqui designada \"Zona de Transição\", onde os charnockitos são mais intensamente migmatizados. Já entre os charnockitos e as rochas metassedimentares o contato é brusco. A composição das rochas charnockíticas é predominantemente quartzo norítica a enderbítica, com variações para opdalitos e charnockitos sensu strictu. Frequentemente, essas rochas apresentam enclaves de granulitos básicos, por vezes boudinados, e eventualmente xenólitos de metaclinopiroxenitos. As análises químicas dos piroxênios das rochas charnockíticas e de seus enclaves básicos indicaram que as composições dos ortopiroxênios são pouco variadas, como \'En IND. 47-50\' \'FS IND.48-51\' \'WO IND.2\' enquanto os clinopiroxênios variam no intervalo \'EN IND.34-36\' \'FS IND. 19-21\' \'WO IND.45-47\'. Dados geotermométricos, para valores corrigidos, fornecem temperaturas médias do metamorfismo de grau alto da ordem de 759°C e 763°C, de acordo com os geotermômetros de Wood & Banno e Wells, respectivamente. As análises químicas de rocha total mostram que os charnockitos de Itariri fazem parte de uma sequência calcio-alcalina bimodal, típica de terrenos arqueanos, possivelmente associada a ambiente de subducção. / The dominant rock types in the Itariri region are partially migmatized charnockitic rocks, migmatites, garnet biotite gneisses and Itariri Shear Zone milonites. Sparse occurrences of kinzigitic gneisses, calc-silicate rocks, amphibolites and basic dikes are also found. More intensively migmatized charnockites, here called \"Transition Zone\", mark the contact between the charnockitic rocks and the migmatites. The contact between the charnockites and the metasedimentary rocks is sharp. The composition of the charnockitic rocks is predominantly quartz noritic to enderbitic, with variations to opdalites and sensu strictu charnockites. Basic granulitic enclaves are frequent, usually as boudins. Metaclinopyroxenites xenolites also occur. Mineral analyses of pyroxenes from the charnockitic rocks and their basic enclaves show that the composition of orthopyroxenes hardly differ from \'En IND. 47-50\' \'Fs IND.48-51\' \'Wo IND.2\', whereas clinopyroxenes composition vary in the \'En 34-36\' \'Fs IND.19-21\' \'Wo45-47\' interval. Corrected geothermometric data yield high-grade metamorphism average temperatures of the order of 759° C and 763° C according to Wood & Banno and Wells geothermometers, respectively. Whole rock chemical data show that the Itariri charnockites belong to a bimodal calcalkaline sequence, typical of Archean terrains, possibly associated to a subduction environment.

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.

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 Ilha Monte de Trigo representa uma das manifestações alcalinas intrusivas do Cretáceo pertencente à Província Alcalina Serra do Mar. Ela consiste de uma associação petrológica do tipo sienítico-gabróide, variando de insaturada a quase saturada, com uma diversidade mineralógica que inclui desde tipos hololeucocráticos até ultramáficos. As rochas alcalinas descritas na ilha são delimitadas pela linha de costa, sem a presença \"in situ\" do embasamento Pré-cambriano granítico-gnáissico. A estrutura compõe-se predominantemente de rochas de caráter plutônico, representadas por um stock sienítico, um corpo máfico-ultramáfico cumulático e blocos de um suposto corpo monzossienítico. As manifestações subvulcânicas incluem inúmeros diques de natureza petrográfica diversa, que podem ser subdivididos em dois grupos. Um deles reúne as variedades de microssienitos e microteralitos de afinidade com as rochas plutônicas. O outro compreende os diques efusivos, formados de rochas insaturadas, com variações de lamprófiros a fonólitos, que cortam todas as demais litologias mapeadas. Além disso, inclui-se também uma brecha magmática na forma de um pipe, cortando apenas as rochas máficas. As evidências geológicas e petrológicas coligidas no presente estudo sugerem que as rochas da Ilha Monte de Trigo são de natureza intrusivas e resultaram de sucessivos pulsos magmáticos. O magmatismo alcalino teria seu início com a intrusão e cristalização de um magma parental de composição provável de basanito e/ou basalto alcalino, gerando os corpos das rochas máficas e ultramáficas dentro do embasamento granítico/gnáissico do Complexo Costeiro. O corpo máfico é constituído de melateralitos, olivina melagabros com nefelina e olivina gabros. Situa-se na porção nordeste, representando 7% da área. As rochas são maciças, inequigranulares média a grossa, com grande variação modal. Estratificações magmáticas de atitudes verticais aparecem de forma intermitente e escassa. As rochas ultramáficas são cumulatus de olivina clinopiroxenitos e clinopiroxenitos, perfazendo 3% da área. Geograficamente dispõem-se ao lado das rochas máficas na porção norte da ilha. Exibem granulação grossa e estrutura maciça, com abundante venulações félsicas. Nas rochas máficas e ultramáficas, a seqüência de cristalização dos minerais iniciou-se pela olivina (chrysolita-hyalosiderita), seguindo-se de piroxênio (principalmente diopsídio subsilícico com Fe³+, zonado e com substituições tchermakíticas de Fe³+, Ti e Al VI) e da titanomagnetita. No decorrer da cristalização, estas três fases minerais seriam inicialmente depositadas no fundo da câmara formando as rochas ultramáficas cumuláticas. A evolução prossegue com a cristalização do plagioclásio (bytownita-oligoclásio), culminando com o anfibólio (kaersutita com K) e a biotita intersticiais, por vezes substituindo o piroxênio. A nefelina traduz-se como a última fase magmática a se cristalizar, com distribuição intersticial e desenvolvimento poiquilítico. Os olivina gabros representariam os primeiros fracionados dessas rochas, conforme sugerem as principais feições da química mineral, tais como: composição mais magnesiana das olivinas; maiores concentrações de Cr e Mg nos piroxênios; maior concentração de Mg nas titanomagnetitas; e conteúdo mais elevado de anortita nos plagioclásios. Os nefelina monzossienitos aparecem como blocos no extremo SE, ocupando menos de 1% em área. São rochas leucocráticas, com granulação média a grossa. Petrograficamente, assemelham-se aos sienitos, distinguindo-se principalmente pelo hábito euedral da nefelina e pelo feldspato zonado, com plagioclásio no núcleo e feldspato alcalino na borda. O quimismo mineral sugere que essas rochas devem constituir o fracionado mais evoluído do magma basanítico/basáltico alcalino que gerou as rochas máficas e as cumuláticas ultramáficas. No geral, os minerais apresentam um amplo zoneamento com os núcleos com composições assemelhando-se às das rochas máficas, e bordas com composições mais evoluídas que as rochas sieníticas. As rochas sieníticas ocupam as porções central e sul da ilha, representando 90% da área. As variedades petrográficas dispõem-se geologicamente segundo uma estrutura zonada quanto à saturação em sílica, gradando de álcali feldspato sienitos com nefelina (sienito com nefelina) junto às margens do corpo, para nefelina sienitos (nefelina sienitos I e II) mais finos em direção ao centro. São sienitos hipersolvus, castanho-claros, com textura foiaítica a alotriomórfica. Compõem-se de feldspato alcalino mesopertítico tabular, nefelina intersticial, anfibólio (hastingsita-pargasita) e piroxênio (diopsídio-hedenbergita) subedrais zonados, além de biotita anedral. Os acessórios são apatita, titanita e titanomagnetitas. No sistema residual quartzo-nefelina-kalsilita, os dados sugerem que um magma de composição próxima à da barreira termal teria inicialmente cristalizado feldspato alcalino, gerando os sienitos com nefelina nas bordas do corpo. Este magma evoluiu por cristalização fracionada para líquidos residuais no eutético do sistema, com a precipitação simultânea de feldspato e nefelina, formando os nefelina sienitos I no centro do corpo. A sequência evolutiva dessas rochas, traduz-se também pelos zoneamentos irregulares dos minerais máficos, que se caracterizam principalmente pela substituição de Mg por Fe²+, tornando-se progressivamente mais enriquecido em ferro em direção ao centro do corpo. O stock sienítico teria sua origem por fracionamento de magmas básicos alcalinos em câmaras magmáticas profundas. O grupo dos diques de afinidade com as rochas plutônicas compõem-se de rochas faneríticas, de granulação média a fina, representadas principalmente por microssienitos leucocráticos a hololeucocráticos e, subordinadamente, por microteralitos e microessexitos mesocráticos. Esses diques estão alojados nas encaixantes segundo configurações sinuosas, apresentando grande dispersão nas atitudes. Por sua vez, o grupo dos diques efusivos é marcado por rochas afaníticas ou porfiríticas de matriz afanítica, de caráter petrográfico fonolítico, fonólito tefrítico, tefrito fonolítico, tefrítico e lamprofírico (monchiquitos e camptonitos). Distribuem-se cortando as demais litologias de forma rúptil, segundo as direções preferenciais ENE-WSW e N-S, exibindo nos contatos feições de bordas de resfriamento. A brecha magmática é sustentada por uma matriz afanítica, rica em sulfetos, com fragmentos arredondados de rochas máficas/ultramáficas e do embasamento granítico-gnáissico, de até 2m de diâmetro. Sua colocação pode ter ocorrido anteriormente à do stock sienítico, conforme evidenciado pela ausência de fragmentos de rochas sieníticas na brecha. / Monte de Trigo Island represents one of the Cretaceous intrusive alkaline manifestations belonging to Serra do Mar Alkaline Province. It consists of a syenitic-gabbroid petrologic association, varyig from unsaturated to nearly saturated rocks. Its mineralogical diversity includes hololeucocratic to ultramafic types. Precambrian granite-gneiss country rocks are present only as loose blocks along the shoreline and as xenoliths within magmatic breccias. The whole structure is mainly composed of plutonic rocks, represented by a syenitic stock, a maficultramafic cumulate body and blocks of a supposed monzosyenitic body. Subvolcanic manifestations include several dykes of diverse petrographic nature, which may be subdivided into two groups. One includes microsyenite and microtheralite varieties having affinity with plutonic rocks. The other comprises effusive dykes formed by unsaturated rocks, featuring variations from lamprophyres to phonolites, which cut the other mapped lithologies. Moreover, a pipe-shaped magmatic breccia is also included, which only cuts mafic rocks. Geological e petrological evidence collected in the present research suggests that Monte de Trigo island rocks are intrusive, resulting from successive magmatic pulses. Alkaline magmatism may have started with the intrusion and crystallization of a parental magma probably of basanite and/or alkaline basalt compositions, thus generating the bodies of mafic and ultramafic rocks within the granite-gneiss country rocks of the Costeiro Complex. Melatheralites, nepheline-bearing olivine melagabbros and olivine gabbros constitute the mafic body, which is located in the northeastern part of the island, representing 7% of the surface area. These rocks are massive, inequigranular medium to coarse grained, featuring a wide modal variation. A verticaldip magmatic layering shows up scarcely and intermittently. Ultramafic rocks, which constitute 3% of the surface area, are cumulates of olivine clinopyroxenite and clinopyroxenite. They are located in the Northern portion of the island beside mafic rocks. They have a coarse-grained, massive structure, with many felsic veinlets. In the mafic and ultramafic rocks, the mineral crystallization sequence began with olivine (chrysolite-hyalosiderite), followed by pyroxene (mainly zoned Fe³+ subsilicic diopside and with tschermakitic substitutions of Fe³+, Ti and AI VI) and titanomagnetite. Through the crystallization process, these three mineral phases were initially deposited at the bottom of the magma chamber, thus forming the cumulative ultramafic rocks. Magmatic evolution continued with the crystallization of plagioclase (bytownite oligoclase) and culminated with interstitial amphibole (potassian kaersutite) and biotite, eventually replacing pyroxene. Interstitial, poikilitic nepheline crystallized during the last magmatic stage. Olivine gabbros thus represent the first fractionations of these rocks, as suggested by the main features of mineral chemistry, such as more magnesian olivine composition, higher Cr- and Mg-pyroxene concentrations, higher Mg-titanomagnetite concentrations, and higher anortite content in plagioclases. Nepheline monzosyenites appear as blocks on the southeastern end of island, covering less than 1% of the surface area. These are leucocratic medium-to coarse-grained rocks. They are petrographically similar to syenites, being mainly distinguished by the nepheline euhedral habit and by zoned feldspar, with plagioclase cores and alkali feldspar rims. The mineral chemistry of these rocks suggests that they constitute the most evolved fractionation of the basanitic / alkaline basaltic magma, that generated the mafic and cumulative ultramafic rocks. In general, minerals present distinct zoning, having cores with compositions similar to those of mafic rocks and rims with more evolved compositions than those of syenitic rocks. Syenitic rocks are located at the center and southern portions of the island, representing 90% of the surface area. Petrographical varieties are geologically arranged in accordance with a zoned structure regarding silica saturation. Towards the center of the island, they grade from nepheline-bearing alkali feldspar syenite to nepheline syenite (nepheline syenites I & II) and are finer-grained. They are light-brown to light-gray hypersolvus syenites, having foyaitic to allotriomorphic textures. These rocks are made up of tabular mesoperthitic alkali feldspar, interstitial nepheline, zoned subhedral amphibole (hastingsite-pargasite) and pyroxene (diopside-hedenbergite), in addition to anhedral biotite. Acessory minerals include apatite, titanite and titanomagnetites. In the context of the quartz-nepheline-kalsilite residual system, available data of these rocks suggests that within a magma having a composition close to that of the thermal barrier the alkali feldspar initially crystallized, thus generating nepheline-bearing syenites at the margins of the magmatic body. The magma evolved by fractional crystallization to residual liquids at the system\'s eutectic point, with simultaneous precipitation of feldspar and nepheline, thus forming nepheline syenites I at the center of the body. The evolutionary sequence of such rocks is also evidenced by irregular zoning of mafic minerals, mainly characterized by ferromagnesian substitution, becoming gradually richer in iron towards the body center. The syenitic stock would have been generated through alkaline basic magma fractionation in deep magmatic chambers. The dyke group having affinity with plutonic rocks is composed of medium-to fine-grained phaneritic rocks, mainly represented by leucocratic to hololeucocratic microsyenites and, subordinately, by mesocratic microtheralite and microessexites. These dykes are housed in host rocks and follow sinuous patterns, with significant dispersion of their attitudes. On the other hand, the group of effusive dykes is characterized by aphanitic matrix. This group includes phonolites, tephritic phonolites, phonolitic tephrites, tephrites, and lamprophyres (monchiquites and camptonites). Such dykes cut all the lithologies in a brittle fashion, preferentially in ENE-WSW and N-S directions. At the contracts, they feature cooling rims. The magmatic breccia is supported by an aphanitic matrix, with high sulphide contents. Clasts include rounded fragments of mafic/ultramafic rocks and granite-gneiss country rocks, up to 2m in diameter. Its emplacement may have occurred prior to the syenitic stock, as evidenced by the lack of syenitic rock fragments in the breccia.

Este trabalho se ocupa do estudo geológico e petrológico da Ilha de Búzios, litoral norte do Estado de São Paulo. Com menos do que 8 \'km POT.2\' de área, a ilha tem forma irregular e dimensões de aproximadamente 2,5 km (NNE) e 5,0 km (EW), com topos achatados e cume a 400 m de altura, centralmente localizado. É formada por sienitos, que representam mais que 80% de sua área, e encaixantes charnoquíticas. Diques de litologia variada cortam tanto os sienitos como as encaixantes. As rochas encaixantes mostram-se gnissificadas, em parte por cisalhamentos antigos, e apresentaram intercalações de caráter mais diorítico até \"anortosítico\", todos os tipos portadores de ortopiroxênio, semelhantes a outras ocorrências continentais encontradas desde a Serra de Itatins (Peruibe), a sudoeste, até Ubatuba, a noroeste. Os sienitos, variáveis entre tipos finos e de granulação grossa, estes últimos predominates, têm relações complexas com as encaixantes. Sienitos finos, que englobam xenólitos em quantidade variável, passam a tipos mais grossos, também com xenólitos, formando faixa de centenas de metros. Os contatos podem ser gradativos, com os sienitos grossos passando a charnoquitos e dando lugar à formação de prováveis rochas híbridas. Os xenólitos, decimétricos a métricos, são angulosos e subangulosos, de natureza charnoquítica ou \"diabásica\". Com alguma freqüência, os microssienitos xenólitos incluem parcialmente porções de charnoquito com dique diabásico, mostrando relações cronológicas claras. Outros diques ocorrem. Na parte oeste, diques máficos variados, que rareiam nas porções leste e sul. Nas partes sudeste e leste, aparecem mais diqueis félsicos, principalmente fonólitos finos a afaníticos. A maior parte dos diques apresenta direção em torno de N50-55E, subvertical. Diques com direção ortogonal, NW, radiais e mergulhantes, são encontrados na porção sudeste. Algumas feições especiais chamam atenção. As cavidades ) miarolíticas presentes nas porções a oeste, próximas aos contatos, e a presença de bolsões pegmatóides por todo o corpo sienítico. O Saco Grande, enseada aberta na costa sul, tem forma semi-elíptica aberta para o mar. Além dos diques radiais, mostra dique estratificado espesso, paralelo à orla marinha por longa distância e com mergulho centrípeto. Os sienitos posssuem mineralogia monótona, com grande maioria sendo classificável como álcali feldspato sienitos. São rochas predominates, podendo conter quartzo. Com o aumento do quartzo, raramente acima dos 5%, passam aos quartzos-ácali feldspato sienitos, que ocorrem mais na extremidade NW e SW. O feldspato presente é uma micromesopertita, com leve predomínio das fases albíticas, e com padrão variado. Os ferromagnesianos incluem clinopiroxênio, biotita, anfibólio e opacos. As associações mais comuns contêm sempre clinopiroxênio, opacos, além de biotita e/ou anfibólio. Os tipos com mais quartzo tendem a apresentar mais anfibólio, chegando a ausentar-se o clinopiroxênio. Não há registro de nefelina sienitos. Esses sienitos variam para variedades de granulação mais fina, principalmente nas proximidades dos contatos. Os microssienitos formam tratos inteiros, bolsões ou diques, nos sienitos. Os diques félsicos variam desde microgranitos -\"-\"riólititos\", quartzo traquitos, traquitos, traquifonólitos e fonólitos. As variedades mais ricas em Si\'O IND.2\' ocorrem mais nas encaixantes e nas porções ocidentais da Ilha; já os tipos insaturados estão presentes no Saco Grande e na extremidade leste. As variedades com e sem quartzo são semelhantes, e nelas predominam as mesmas micromesopertitas, variando apenas o teor de quartzo. Os traquitos, típicos ou não, são encontrados por toda a Ilha, e se mostram constituídos por micromesopertita\'+ OU -\'clinopiroxênio\'+ OU -\'anfibóio\'+ OU -\'biotita, com pequena fração de opacos. Os tipos insaturados são portadores de ) nefelina\'+ OU -\'sodalita em teores relevantes e compõem, ao lado das micro mesopertitas, 80 a 85% da rocha. Nestas rochas, que podem ser classificadas como fonólitos e nefelina microssienitos, o feldspato potássico pode ocorrer sozinho. Como representantes fêmicos aparecem clinopiroxênio, anfibólio e biotita. Boa parte dessas rochas tem caráter agpaítico e apresenta mineralogia acessória rara (Ti-Zr silicatos). Os diques máficos são de difícil definição no campo. Ao lado das variedades alcalinas e de idade cretácica, reconhecem-se outros tipos, diabásicos e microdioríticos, parte cortando charnoquitos, parte deformados, de filiação duvidosa, ou mesmo brasilianos. Os tipos alcalinos e sincrônicos às associações sieníticas são de basaltos alcalinos, basanitos, tefritos e traquibasaltos e, à exceção dos primeiros, classificados como lamprófiros: camptonitos ou monchiquitos. Os basaltos alcalinos são semelhantes a diabásios comuns, contendo plagioclásio zonado, feldspato alcalino intersticial, piroxênio ou anfibólio, opacos, e com ou sem biotita. A grande maioria dos diques máficos é de filiação lamprofírica, e portadora de olivina, sem clinopiroxênio, kaersutita, biotita e opacos, envolvidos por mineralogia semelhante, mais fina, a menos olivina. Nos interstícios e nos ocelos, que podem representar 40% da amostra, aparecem feldspato potássico, analcima, vidro, material criptocristalino, carbonatos, zeólitas e serpentina. Os feldspato das rochas félsicas mostram lamelas, que variam continuamente do ponto de vista composicional entre \'Or IND.100\' e \'Ab IND.100\', ou grupam-se nos dois extremos composicionais, sempre com teor de An muito baixo. Nas rochas máficas, esses minerais aparecem intersticialmente ou nos ocelos como fase potássica muito pura. Os plagioclásios são zonados e exibem variação dos indivíduos maiores para as matrizes, estas em geral mais sódicas. Sua composição é variável ) entre \'An IND.75\' e \'An IND.15\'. As olivinas, analisadas em apenas duas amostras, têm composição entre \'Fo IND.75\' e \'Fo IND.85\'. os piroxênios incluem tipos mais cálcio-ferromagnesianos, desde diopsídicos (rochas máficas) a hedembergíticos, até tipos mais cálcio-sódicos, nos sienitos. O caráter sódico acentua-se nos diques félsicos chegando às egirinas nos fonólitos. Entre os diques máficos, os mesmos tipos dos sienitos passam a admitir teores elevados de Ti e Al, saindo do campo \"Quad\", com possível molécula Ti-tschermakítica. Os anfibólios nos diques máficos são cálcicos, sendo a maioria, kaersutitas. Nos sienitos, são cálcicos, com composição mais primitivas de Mg-hornblendas, evoluindo para tipos mais cálcio-sódicos, winchitas, barroisitas e catoforitas. Tornam-se sódicos nos diques félsicos, ocorrendo então arfvedsonita e riebeckita. Tanto os clinopiroxênios como os anfibólios evoluem paralelamente das composições mais magnesianas para as mais ricas em ferro, derivando então em direção ao sódio. Essa evolução acompanha o tipo de rocha, mas, nos sienitos, ela pode se apresentar entre núcleos (mais Mg) e bordas (mais Fe, Na) do mesmo grão. As biotitas mostram continuidade composicional, variando desde flogopitas/Mg-biotitas (diques máficos) até Fe-bititas (annita 90%) nos diques máficos. Os opacos são da série Mt-Usp, ou II-Hem, esta mais rara nos diques máficos. As composições aproximam-se dos membros extremos Mt e Ilm nos sienitos; nos diques máficos, elas estão próximas de Ilm variando a outra série de Usp a Mt. A análise química das rochas mostra um \"gap\" composicional particularmente no teor de Si\'O IND.2\', entre 50 e 60%, correspondendo ao intervalo entre diques máficos e sienitos, tefritos e traquibasaltos. As rochas sieníticas correspondem aos sienitos (=traquitos), com composição evoluindo para os sienitos nefelina normativos, traquifonólitos e fonólitos, entre os diques félsicos. ) Os mesmos sienitos evoluem, também, para composições mais ricas em Si\'O IND.2\', culminando nos diques félsicos supersaturados, os quartzo traquitos e riólitos (e riólitos alcalinos). A bimodalidade das rochas de Búzios e ausência composicional entre Si\'O IND.2\'=50-60%, reflete-se em outros elementos químicos, particularmente FeO, MgO, CaO e \'K IND.2\'O. O índice mg#, que varia entre 0 e 60, mostra pequena interrupção em torno de 40. Os outros elementos maiores apresentam distribuição mais contínua, ainda que pouco definida. Já os elementos traços, incluindo-se os TR, têm distribuição contínua e regular, bem definidas. Todas as rochas são alcalinas, com exceção daquelas \"riolíticas\". O caráter potássico é manifesto, mostrando-se sódicos parte dos fonólitos, além de peralcalinos e agpaíticos típicos. Todas as rochas máficas são metaluminosas, e os sienitos dividem-se entre levemente metaluminosos a peraluminosos, com alguns poucos fracamente peralcalinos. Diagramas multielementos, normalizados para o manto primitivo, exibem padrão evoluído para as rochas máficas, com enriquecimento em praticamente todos elementos. Essa característica é compatível com os teores moderados a baixos em Cr e Ni e MgO. Nos sienitos, os padrões se alteram, passando a haver empobrecimento em Ba, Sr e Ti, e acentuando-se o enriquecimento nos outros elementos. As mesmas tendências observadas nos sienitos são ainda mais pronunciadas nos diques, mais nos fonólitos que nos \"riólitos\". Os padrões verificados nas abundâncias relativas dos elementos são compatíveis com processos de cristalização fracionada a partir dos sienitos, com concomitante enriquecimento em álcalis e elementos incompatíveis nos fonólitos e, em menor escala, nos \"riólitos\", com queda nos teores de Ba, Sr e Ti. Alguma química isotópica foi feita, obtendo-se nove idades K/Ar em biotitas e anfibólios (e uma rocha total), com resultados razoáveis. Também ) foram efetuadas cinco análises Rb/Sr, com quatro delas aceitáveis. A idade preferencial K/Ar para os sienitos é de 81,4 \'+ OU -\'2,6 Ma e de 79,0 \'+ OU -\' 2,4 Ma para os diques. \"Errócrona\" ou diagrama isocrônico \'ANTPOT.87 Sr\'/\'ANTPOT.86 Sr\' vs \'ANTPOT.87 Rb\'/\'ANTPOT.86 Sr\' revela idade de 78,0 \'+ OU -\'2,2 Ma e \'R IND. 0\'=0,70500. A utilização do programa ISOJOB, a partir das razões atuais, chega a número semelhante, com \'R IND.0\'=0,70497, mas com alguma diferença para a idade, em torno de 75 Ma. As diferenças individuais para \'R IND.0\' não parecem significativas, sendo o valor médio obtido coincidente com a freqüência máxima para as rochas alcalinas brasileiras. A convivência de rochas supersaturadas e insaturadas em Si\'O IND.2\', entre as alcalinas, parece mais regra geral que exceção. Apesar disso, representa um problema, com várias soluções propostas. Os sienitos de Búzios, recalculados quimicamente, mostram composições sobre o alto termal Ab-Or, na superfície \"liquidus\", do sistema Q-Ne-Ks, a 1 kb de P\'H IND.2\'O (Fig.29). Os fonólitos, por um lado, concentram-se no sentido do eutético granítico. Essa configuração é bastante coerente com a suposta evolução química dessas rochas. Atribui-se à insaturação a evolução normal do magma sienítico, sendo que a supersaturação pode ser resultante de pressões de água moderadas, suficientes para supersaturação nas zonas com temperaturas mais baixas (bordas do corpo), desentabilização do piroxênio e cristalização de anfibólio e/ou biotita, com sobra de Si\'O IND.2\'. Parte da sílica excessiva, caracrística das bordas, pode ter vindo da fusão parcial das encaixantes charnoquíticas. Tal como em outras províncias alcalinas brasileiras, os magmas parentais primitivos mais prováveis estão representados pelas rochas máficas. Entre estas, as mais primitivas incluem basanitos, tefritos e basaltos alcalinos, cada qual podendo ser um derivado ou um representante ) evoluído de líquidos ainda mais primitivos, de origem em fusões mantélicas diferentes (fonte ou taxa), ou o conjunto de rochas máficas pode representar produtos resultantes de graus diferentes de fusão parcial da mesma fonte mantélica. Os tipos mais evoluídos são os traquibasaltos que por fracionamento de fases fêmicas e do plagioclásio, poderiam dar origem a diferenciados mais félsicos (monzogabros/dioritos a sienitos). Estes magmas, por cristalização fracionada e acumulação, formariam líquidos mais enriquecidos em NA e K e empobrecidos em Ca (e em Fe e Mg), chegando-se ao ponto do desaparecimento do plagioclásio. Modas com 90% defeldspato alcalino são características, e até comuns, em rochas de outras províncias, incluindo-se a ILha de Vitória. Em Búzios, não ocorrem essas rochas intermediárias, que aparecem na Ilha de São Sebastião, ao lado de tipos tão evoluídos quanto os sienitos de Búzios e da Ilha de Vitória. / This work concerns the geological ang petrological study of Búzios lsland, on the northern coast of São Paulo State. With a surface less then 8 km², this island has an irregular shape and measures approximately 2,5 km (NNE) by 5,0 km (EW), with flat hilltops and a central peak at 400 m height. lt is made up by syenites, which represent more than 80% of its area, and charnockitic country rocks. Dykes of varied lithology cut both sienites and country rocks.The country rocks are gneissified, partly due to older shearings, and exhibit more dioritic to \"anorthositic\" intercalations in the charnockite, all orthopyroxene -bearing, similar to those which outcrop from Serra do Itatins (Peruíbe), to the southwest, to Ubatuba, to the northeast. The syenites vary between fine-grained, and largelly predominant (except at the contacts) coarse-grained types, and exhibit complex contact patterns with the enveloping country rocks. Fine-grained syenites, which envelope xenoliths in a variable quantity, grade to coarser-grained, also xenolith-bearing varieties, forming a hundreds of meters wide belt. The contact may be gradational, and the coarse-grained syenites are substituted imperceptibly by charnockites, with the formation of probable hybrid rock types. The decimetric to metric xenoliths are angulose to subangulose, mainly of charnockitic to \"doleritic\" charachter. Quite often, the xenolithic microsyenite zones partially enclose larger portions of doleritic dyke-bearing charnockites, exhibiting dear chronological relationships. Other dykes also occur. ln the western part, varied mafic dykes, which become rarer in the eastern and southern parts. ln the southeastern and eastern parts mostly felsic dykes, mainly fine-grained to aphanitic phonolites. Most dykes are subvertical, with directions around N50-55E. Ortogonally oriented (NW), radial and dipping dykes appear in the southeastern part. Some special features draw the attention. The miarolitic cavities which occur in the portions to the west, dose to the contacts, and the presence of pegmatoid domains through the whole syenitic body. The Saco Grande, a cove on the southern coast, has a semi-elliptical shape opened to the sea. Apart from the radial dykes, it shows a wide stratified dyke, parallel to the sea-shore through a long distance, and with centripetal dip. The syenites have a monotonous mineralogy, and the large majority can be classified as alcali feldspar syenite. They are the predominant rocks, and may exhibit quartz. With the increase in quartz, rarely above 5%, they grade into quartz alcali feldspar syenites, which occur mostly at the NW and SW extremities. Their feldspar is a micro-mesoperthite, with a slight predominance of the albitic phases, and with varied patterns. The ferromagnesians indude clinopyroxene, biotite, amphibole and opaque oxides. The commonest associations always include the clinopyroxene, the opaques, with biotite and/or amphibole. The more quartz-rich types have a tendency to bear more amphibole, to the exclusion of clinopyroxene. There is no report of nepheline syenites. These syenites vary to the micro-varieties, mainly dose to the contacts. The micro, syenites make up whole tracts, domains, or dykes in the syenite. The felsic dykes vary from micro-granites - \"rhyolites\", quartz trachytes, trachytes, trachyphonolites, and phonolites. The more SiO2-rich varieties occur mostly in the enveloping country rocks and in the parts to the west, and the undersaturated types in the Saco Grande cove and in the eastern extremity. The micro-varieties, with and without quartz, are similar, and the same micro-mesoperthites predominate in them, with a variable quartz content. The trachytes, either typical or not, occur all through the island, and are made up by micromesoperthite \'+ ou -\' clinopyroxene \'+ ou -\' amphibole \'+ ou -\' biotite, with a small fraction of opaques. The undersaturated rocks are nepheline \'+ ou -\' sodalite bearing, in considerable contents, which make up, together with the micro-mesoperthites, 80 to 85% of these rocks. ln these rocks, which can be classified as phonolites and micro - nepheline syenites, the potassic feldspar can occur alone. As femic representatives, clinopyroxene, amphibole and biotite appear. A great part of these rocks has agpaitic character, and exhibits rare accessory mineralogy (Ti-Zr silicates). The mafic dykes are difficult to be characterized in the field. Together with the alkaline varieties of cretaceous age, other types occur, doleritic and microdioritic, in part cutting across the charnockites, in part deformed, of doubtfull affiliation, or else of brasiliano age. The alkaline types, synchronous to the other alkalines, are of alkali basalts, basanites, tephrites and trachi-basalts and, with the exception of the first ones, are classified as lamprophyres: camptonites and monchiquites. The alkali basalts are similar to the common dolerites, with zoned plagioclase, intersticial alkaline feldspar and pyroxene or amphibole, opaques, with or without biotite. The large majority of the mafic dykes is lamprophyric, olivine-, clinopyroxene-, kaersutitebiotite and opaque-bearing, which are enveloped by a similar, finer-grained mineralogy, with the exception of olivine. ln the intersticial spaces and in the ocelli, which might represent 40% of the samples, potassic feldspar, analcime, glass, cryptocrystalline material, carbonates, zeolites and serpentines occur. The feldspar of the felsic rocks exhibits lamellae, which vary in composition between \'Or IND. 100\' and \'Ab IND. 100\', either continuosly, or grouping in the two compositional extremes, always with very low An contents. ln the mafic rocks these minerals appear interstitially or in the ocelli as a very pure potassic phase. The plagiodase is zoned, and shows variation from the larger individuals to the matrix ones, which are more sodic. Their composition varies between \'An IND. 75\" and \'An IND. 15\'. The olivine, analized in only two samples, has compositions between \'Fo IND. 75\' and \'Fo IND. 85\'. The pyroxene varies between the more calcic ferromagnesian types, from those more diopsidic (in the mafic rocks) to hedenbergitic, and from those towards more calcic-sodic ones, in the syenites. The sodic character becomes more pronounced in the felsic dykes, extending as far as aegirines in the phonolites. ln the mafic dykes, the same types encountered in the syenites become richer in Ti and Al, falling out from the \"Quad\" field, possibly with Ti-Tschermakitic substitutions. The amphiboles of the mafic dykes are calcic, and are, in their majority, kaersutites. ln the syenites, they are calcic, with more primitive, Mg-hornblende compositions, evolving towards more calcic-sodic types, winchites, barroisites and catoforites. They become sodic in the felsic dykes, and than arfvedsonites and riebeckites occur. Both clinopyroxenes and amphiboles evolve in parallel, from more magnesian towards more iron-rich compositions, deviating towards more sodium-rich ones. This evolution follows the rock-types, but in the syenites it might appear in the same grain, between cores (more Mg-rich) and borders (more Fe, Na). The biotites exhibit compositional continuity, varying from phlogopites / Mg-biotiies (in the mafic dykes) to Fe-biotites (90% annite) in the felsic dykes. The opaque oxides are either from the Mt-Usp series, or from the llm-Hem, this last one less common in the mafic dykes. The compositions are dose to the Mt-llm extreme compositions in the syenites, and in the mafic dykes have compositions dose to llm, with the other series varying between Usp and Mt. The chemical analyses of the rocks show a compositional gap, mainly in SiO2 contents, between 50 and 60%, which corresponds to the interval between mafic dykes and syenites. The mafic rocks, represented by the alkali basalts, basanites, tephrites and trachybasalts, are basic to ultrabasic. The syenitic rocks are, in general, represented by the syenites (=trachytes), with compositions evolving towards those of the normative nepheline syenites, trachyphonolites and phonolites, among the felsic dykes. The same syenites evolve also towards more SiO2-rich compositions, ending up in the oversaturated felsic dykes, the quartz trachytes and rhyolites (and alkali rhyolites). The bimodal distribution of the Búzios rocks and the absence of compositions between SiO2 = 56-66 is reflected also by other chemical constituents, in particular by FeO, MgO, CaO and K2O. The mg# index, which varies between 0,0 and 60,0, exhibits a small interruption around 40,0. The other major elements show a more continuous, but less defined distribution. The trace elements, including the REE, have a continuous, regular and well defined distribution. All rocks are alkaline, with the exception of the \"rhyolitic\" ones. The potassic character is manifest, with part of the phonolites being sodic, apart from typically peralkaline and agpaitic. AII mafic rocks are metaluminous, and the syenites are divided between slightly metaluminous to peraluminous, and a few weakly peralkaline. Multielemental diagramms, normalized to the primitive mantle, show evolved patterns for the mafic rocks, with enrichment in practically all elements. This characteristic is is compatible with the low to moderate contents in Cr, Ni and MgO. ln the syenites, the patterns are modified, with depletion in Ba, Sr and Ti, and a more pronounced enrichment in the other elements. The trends found in the syenites are even more pronounced in the dykes, more in the phonolites then in the \"rhyolites\". The trends observed in the relative abundance of elements are compatible with fractional crystallization processes operative over the syenite compositions, with a concurrent enrichment in alkaline and incompatible elements in the phonolites, and, in lesser degree, in the \"rhyolites\", with a decrease in the Ba, Sr and Ti contents. Some isotopic chemical analyses where also made, with 9 K/Ar determinations in biotites and amphiboles (and one in whole-rock), with acceptable results. Also 5 Rb/Sr analyses where undertaken, with 4 of them acceptable. The preferential K/Ar age for the syenites is 81,4 + 2,6 Ma, and for the dykes, 79,0 + 2,4 Ma. An 87Sr/86Sr - 87Rb/86Sr diagram, or \"errochron\" reveals an age of 78,0 + 2,2 Ma, with \'R IND.0\' = 0,70500. The ISOJOB program, based on presentday ratios, obtains similar reasults, with \'R IND.0\' = 0,70497, but with a somewhat different age, around 75 Ma. The individual differences for \'R IND.0\' do not seem to be significative, and the average value coincides with the maximal frequency for brazilian alkaline rocks. The coexistence of rocks oversaturated and understurated in SiO2, among the alkalines, seems to represent the rule, and not exceptions. Yet it represents a problem, with various possible solutions proposed. The Búzios syenites, chemically recalculated, exhibit compositions over the Ab-Or thermal height, on the liquidus surface, in the system Q-Ne-Ks, at 1 Kbar PH2O (figure 29). The phonolites, on one hand, fall towards the undersaturated eutectic, whilst the \"rhyolites\", on the other, concentrate towards the granitic eutectic. This pattern is coherent with the supposed chemical evolution of these rocks. The undersaturation is possibly due to the normal evolution of the syenitic magma, whilst the oversaturation might be the result of moderate water pressures, enough for oversaturation in the lower temperature zones (margins of the body), with unstabilization of pyroxene and crystallization of amphibole and/or biotite, with excess SiO2. Part of the excess SiO2, characteristical at the margins, might be accounted for through the partial melting of the charnockitic country rocks. As in other brazilian alkaline provinces, the most probable primitive parental magmas are represented by the mafic rocks. Among these, the most primitive ones include basanites, tephrites, and alkali basalts, which could be each either a derivative, or an evolved representative of more primitive liquids, onginated by different mantle meltings, or else the mafic rock set might represent derivatives at various evolutionary stages of the same partial mantle melting episode. The more evolved types are the trachybasalts, which could originate more felsic differentiates (monzogabros / diorites to syenites), through the fractionation of the femic phases and of plagiodase. These magmas, through fractional crystallization and mineral accumulation, would have originated the more K and Na enriched, and Ca (and Fe and Mg) depleted liquids, to the point of plagioclase disappearence. Modal compositions with up to 90% alcali feldspars are a common characteristic in other provinces, including Vitória Island. In Búzios, these intermediate rocks, which in the São Sebastião lsland appear following more evolved types, like the syenites from Búzios and Vitória lsland, do not occur.

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.