Turmalinitos do Grupo Brusque na região entre São João Batista e Tijucas, Santa Catarina, Brasil

The Dom Feliciano Belt, in the State of Santa Catarina, is represented by the Itajaí and Brusque groups and the Florianópolis Batholith. The basal Rio do Oliveira Formation of the Brusque Group consists of metabasic/calc-silicate, metavolcanic-exhalative, metapelitic and metapsammitic units. A discontinuous tourmalinite sequence integrating the metavolcanic-exhalative unit stretches out from São João Batista to Tijucas. Two types of tourmalinites were distinguished and named Rio do Oliveira and Morro do Carneiro. The first is very fine-grained, banded, and composed of greenish-yellow or brown tourmaline. The second is coarser-grained, massive to slightly foliated, and composed of color-zoned tourmaline. Microprobe and laser ablation-ICPMS analyses showed that the Rio do Oliveira tourmaline is richer in Al, alkalis, and poorer in Ti, Mg, Fe and Ca when compared to the Morro do Carneiro tourmaline. Rio do Oliveira tourmalinites were formed by selective substitution of pelitic and psammitic sediments by percolation of B-rich fluids through the volcanic-sedimentary unit during diagenesis and metamorphism. Morro do Carneiro tourmaline has detrital cores and rims enriched in Mg, Fe, Ti, Mn, Sr, Co and Ca, when compared to the Rio do Oliveira tourmaline. An intermediate dark zone is Ti- and Fe-rich. The abrupt increase in Ca from core to rim may have resulted from the equilibrium with the surrounding Ca-rich environment (underlying calc-silicate rocks). Even if the REE patterns obtained for Rio do Oliveira and Morro do Carneiro tourmalines are practically identical, it is proposed that the fluids that generated the Morro do Carneiro tourmalinites have also been metasomatic/igneous.O Cinturão Dom Feliciano no Estado de Santa Catarina é representado pelos grupos Itajaí e Brusque e o Batólito Florianópolis. A Formação Rio do Oliveira, basal do Grupo Brusque, constitui-se de unidades metabásicas/cálcio-silicáticas, metavulcânicas-exalativas, metapelíticas e metapsamíticas. Uma sequência descontínua de turmalinitos integrante da unidade metavulcânica-exalativa estende-se desde São João Batista até Tijucas. Dois tipos de turmalinitos foram distintos e denominados Rio do Oliveira e Morro do Carneiro. O primeiro é muito fino, bandado e composto por turmalina amarela-esverdeada ou castanha. O segundo é mais grosso, de textura maciça a levemente foliada, e formado por turmalina zonada. Análises por microssonda eletrônica e laser ablation-ICPMS mostraram que a turmalina do Rio do Oliveira é mais rica em Al, álcalis e mais pobre em Ti, Mg, Fe and Ca quando comparada com a do Morro do Carneiro. Os turmalinitos do Rio do Oliveira formaram-se por substituição seletiva de sedimentos pelíticos e psammíticos resultante da percolação de fluidos ricos em boro pela unidade vulcano-sedimentar durante a diagênese e metamorfismo. A turmalina do Morro do Carneiro possui núcleos detríticos e bordas mais ricas em Mg, Fe, Ti, Mn, Sr, Co e Ca que a turmalina do Rio do Oliveira. Uma zona intermediária escura é mais rica em Ti e Fe. O aumento brusco em Ca do núcleo para a borda pode ter resultado do equilíbrio com o ambiente circunvizinho rico em Ca (rochas cálcio-silicáticas subjacentes). Mesmo que os padrões definidos pelos ETR para as turmalinas do Rio do Oliveira e do Morro do Carneiro sejam praticamente idênticos, propõe-se que os fluidos formadores do turmalinito do Morro do Carneiro possam também ter tido origem metassomática/ígnea

Turmalina e rutilo como indicadores da origem magmática-hidrotermal dos níveis de turmalinito de São José do Barreiro, Cinturão Ribeira, sudeste do Brasil

Tourmalines from tourmaline-rich layers intercalated with schists of the Rio Una Unit of the Embu Complex and from coarse-grained tourmalinite layers associated with quartzite from São José do Barreiro and Formoso (Central Ribeira Belt, São Paulo State, Brazil) were analyzed for major, trace- and rare-earth elements and boron stable isotopes. Two main phases of tourmaline formation were identified by mineral chemistry. The tourmalines from the schist-hosted tourmaline layers are characterized by relatively low MgO (from 4.7 to 6.5%), Na2O (1.5 to 2.1%) and CaO (from 0.2 to 1.1%) contents and high Al2O3 (from 32 to 35%) and FeO (from 6.7 to 9.0%) contents, and also by two (REE)CN patterns, one represented by (La/Yb)CN from 2.7 to 4.3 and positive Eu anomalies, and the other by (La/Yb)CN from 0.2 to 0.3 and practically no Eu anomaly. The variations in major-element contents reflect the composition of the rock being metamorphosed and in which tourmaline is crystallizing, whereas the (REE)CN patterns indicate the evolution of the metamorphic fluid in face of changing metamorphic conditions. The tourmaline of the tourmalinite layers intercalated in quartzite is characterized by relatively high Al2O3 (from 32.3 to 33.92%), FeO (from 6.54 to 7.3%) and Na2O (from 1.8 to 2.1%) contents and very low total REE (3.5 ppm) contents, in particular of HREE. The (REE)CN pattern for this tourmaline is characterized by a positive Eu anomaly, indicating a high fluid/rock ratio. The δ11B values for this tourmaline fall in the -12.3 and -13.9 interval. On the other hand, the tourmaline of a massive tourmalinite also associated with quartzite has the highest MgO (from 7.3 to 9.7%), CaO (from 0.8 to 2.5%), F, Th, U, Hf, Zr, Y, Sr and total REE (305 ppm) contents and the lowest Al2O3 (from 28.6 to 31.8%) and FeO (from 5.4 to 8.3%) contents, when compared to the other tourmalines analyzed. Differing from all other (REE)CN patterns, the one that characterizes this tourmaline is LREE-enriched [(La/Yb)CN = 5.8] and shows a slightly negative Eu anomaly. Negative δ11B values in the -13.9 and -15.8 interval indicate, as the other interval, filiation with S-type granite magmatism-hydrothermalism. The massive tourmalinite also contains zircon, scheelite, and monazite as accessory minerals and relatively abundant (green and red) rutile. The green rutile is enriched in Nb, Al, Fe and Sn when compared to the red rutile, which is Cr rich. The differences in composition observed in the tourmaline and rutile of the massive tourmalinite indicate the involvement of magmatic-hydrothermal fluids with metamorphic fluids from which tourmaline and other minerals crystallized. The syn-collisional, S-type São José do Barreiro Granite is the possible source for the magmatic-hydrothermal fluids.Turmalinas de níveis ricos em turmalina intercalados com os xistos da Unidade Rio Una do Complexo Embu e de turmalinitos grossos associados a quartzito da região de São José do Barreiro e Formoso (Cinturão Ribeira, SP, Brasil) foram analisadas para elementos maiores, traço e terras raras e isótopos estáveis de boro. Duas fases principais de formação de turmalina foram identificadas pela química mineral. A primeira fase, que corresponde a níveis ricos em turmalina intercalados em xistos, caracteriza-se pelos teores relativamente baixos de MgO (entre 4,7 e 6,5%), Na2O (1,5 e 2,1%) e CaO (entre 0,2 e 1,1%) e altos de Al2O3 (entre 32 e 35%) e FeO (entre 6,7 e 9,0%). Dois padrões de elementos terras raras (normalizados para o condrito C1) são representados respectivamente por razões (La/Yb)NC de 2,7 a 4,3 e anomalias positivas de Eu e razões (La/Yb)NC de 0,2 a 0,3 e anomalias de Eu praticamente ausentes. As variações nos teores de elementos maiores refletem as composições da rocha hospedeira que está sendo metamorfizada e na qual a turmalina está se cristalizando, ao passo que os padrões de ETR indicam a evolução do fluido metamórfico face às condições de metamorfismo. A segunda fase de turmalina, que compõe níveis de turmalinito intercalados com quartzito, caracteriza-se pelos teores relativamente elevados de Al2O3 (entre 32,3 e 33,92%), FeO (entre 6,54 e 7,3%) e Na2O (entre 1,8 e 2,1%) e teores muito baixos de ERT total (3,5 ppm), em particular de ETR leves. O padrão de ETR para esta turmalina caracteriza-se pela anomalia positiva de Eu, o que indica alta razão fluido/rocha. Os valores de δ11B obtidos para esta turmalina caem no intervalo entre -12,3 e -13,9. No extremo oposto, a turmalina do turmalinito maciço, também associado a quartzito, apresenta os teores mais altos de MgO (entre 7,3 e 9,7%), CaO (entre 0,8 e 2,5%), F, Th, U, Hf, Zr, Y, Sr e ETR total (305 ppm) e os mais baixos de Al2O3 (entre 28,6 e 31,8%) e FeO (entre 5,4 e 8,3%), quando comparada às demais turmalinas analisadas. Diferentemente dos demais padrões de ETR, o que caracteriza esta turmalina é o enriquecimento em ETR leves [(La/Yb)NC = 5,8] e leve anomalia negativa de Eu. Valores negativos de δ11B no intervalo entre -13.9 e -15.8 indicam, tal qual o anterior, a filiação com magmatismo-hidrotermalismo granítico do tipo S. O turmalinito maciço também contém zircão, scheelita e monazita como minerais acessórios e rutilo (verde e vermelho) abundante. O rutilo verde é mais enriquecido em Nb, Al, Fe e Sn do que o rutilo vermelho que, por sua vez, é mais rico em Cr. As diferenças nas composições da turmalina e do rutilo do turmalinito maciço indicam o envolvimento de fluidos magmáticos-hidrotermais na evolução dos fluidos metamórficos dos quais turmalina e outros minerais cristalizaram-se. O Granito São José do Barreiro, do tipo S e sin-colisional, é a possível fonte desses fluidos magmáticos-hidrotermais

Rochas ricas em turmalina da formação Morro da Pedra Preta: relações com os turmalinitos portadores de ouro do Grupo Serra do Itaberaba, SP

Tourmaline is a common mineral in the Serra do Itaberaba Group (Guarulhos-Brazil), especially in its basal, volcanic-sedimentary sequence, the Morro da Pedra Preta Formation. Tourmalinites, basic metatuffs, intermediate to acid metavolcaniclastic rocks, metapelites and quartz veins are among the tourmaline-rich rocks. The presence of gold disseminated in a tourmalinite of the Tapera Grande prospect led to the investigation of the relation between the environments of tourmalinite genesis and mineralizations in the Serra do Itaberaba Group. The investigation was extended to tourmaline-rich basic metatuffs, intermediate to acid metavolcaniclastic rocks, and metapelites that also show some silicification, carbonatization, potassification, chloritization and sulfidation. The tourmaline chemistry showed that even in the regions proximal to the exhalative center, the fluid/rock ratio is low because the tourmaline preserves most of the host rock's characteristics rather than those of the boron-rich fluids themselves. Such hydrothermal-metamorphic fluids promoted the redistribution of synsedimentary or syngenetic gold. The composition (aqueous-carbonic, low-salinity) of these fluids, however, did not favor the formation of massive sulfide deposits.A turmalina é um mineral comum no Grupo Serra do Itaberaba, particularmente na Formação Morro da Pedra Preta. Dentre as rochas ricas em turmalina, destacam-se: turmalinitos, metatufos básicos, metavulcanoclásticas intermediárias a ácidas, metapelitos e veios de quartzo. A presença de ouro disseminado em turmalinito do prospecto Tapera Grande estimulou a investigação da relação entre os ambientes de formação dos turmalinitos e as mineralizações do Grupo Serra do Itaberaba. A investigação é ampliada neste trabalho, incluindo metatufos básicos, metavulcanoclásticas intermediárias a ácidas e metapelitos que, além de conter turmalina, apresentam indícios de silicificação, carbonatização, potassificação, cloritização e sulfetização. A química da turmalina revelou que mesmo nas porções mais proximais ao centro exalativo, a razão fluido/rocha foi baixa, pois a turmalina preserva muitas das características da rocha hospedeira do que propriamente as dos fluidos ricos em boro que a geraram. Os fluidos, de origem hidrotermal-metamórfica, promoveram a redistribuição de ouro sin-sedimentar ou singenético; entretanto, sua composição (aquo-carbônica, baixa salinidade), não favoreceu a formação de depósitos de sulfetos maciços

O Trabalho de Formatura: Forma ou Conteúdo?

This paper discusses the evaluation of the course entitled "Graduation Project", taken by undergraduate students of Geology at the Instituto de Geociências, São Paulo University (USP) in their last year. The course is mandatory, and consists of a year-long individual Project, on subjects chosen by the students, under the guidance of professors from the University, supervised by a Committee of professors with the help of reviewers specialized in the subjects of the various Projects. This course was first offered in 1998, in the wake of the reform of the Geology course started in 1993, and has since been taken by more than 300 students. Apart from the evaluation, suggestions are given for the improvement of the course in the future.Este trabalho faz uma avaliação da disciplina 0440500 - Trabalho de Formatura, do curso de Geologia do Instituto de Geociências da USP, desde a sua implantação, em 1998, até 2006, perí­odo esse no qual mais de 300 alunos se matricularam nela. Trata-se de uma disciplina introduzida quando da reforma da estrutura curricular do curso em 1993, e que tem por objetivo oferecer aos alunos formandos a oportunidade de desenvolverem projetos individuais, de duração anual, orientados por docentes da USP de sua escolha e avaliados por uma Comissão responsável pela disciplina, com a ajuda de Relatores. Além da avaliação da disciplina, o trabalho traz contribuições para uma eventual revisão da sua estrutura

Turmalinitos vulcanogênicos da formação Morro da Pedra Preta do Grupo Serra do Itaberaba (SP): petrografia, composição química da turmalina e implicações metalogenéticas

Tourmalinites associated with amphibolites, metachert, iron formation, metatuffs, metasedimentary, metavolcaniclastic and calc-silicate rocks were found in the Morro da Pedra Preta Formation, basal metavolcano-sedimentary sequence of the Serra do Itaberaba Group (São Paulo State, Brazil). The syn-sedimentary origin of the tourmalinites is attested by the deformation of the alternating tourmaline-rich and quartz-rich layers, the presence of rip-up clasts, and whole-rock chemistry similar to that of surrounding metassedimentary rocks. Microprobe analyses show that the tourmaline compositions are: 1) within the schorl-dravite series, for the examples associated with metatuffs, iron formation, metachert metavolcaniclastic and metasedimentary rocks, and 2) within the dravite-uvite series, for those associated with amphibolites, metatuffs and calc-silicate rocks. The former are characterized by low Ca and high Na and Al contents, with variable Fe and Mg contents (schorl-dravite series), whereas the latter, a F-bearing tourmaline, has low Na and Al and high Mg and Ca contents. The schorl component of the tourmaline of the proximal tourmalinites is indicative of the potential of Morro da Pedra Preta Formation for gold, which contrasts with the conditions required for the formation of volcanic massive sulphide deposits (hypersaline fluids and association with magnesian tourmalinites). The tourmaline of the various tourmalinites of the Morro da Pedra Preta Formation is not typically magnesian and its composition was more strongly influenced by the composition of the neighboring rocks than that of the hydrothermal fluids, especially when the tourmalinite was deposited in an intermediate to distal position in relation to the volcano-exhalative center.Turmalinitos associados a anfibolitos, metachert, formação ferrífera, metatufos, rochas metassedimentares, metavulcanoclásticas e calciossilicáticas são encontrados na Formação Morro da Pedra Preta, seqüência metavulcano-sedimentar basal do Grupo Serra do Itaberaba (SP - Brasil). A deformação da rocha, que é formada por leitos ricos em turmalina alternados com leitos ricos em quartzo, a presença de clastos do tipo rip-up e a química de rocha total semelhante à das rochas metassedimentares comprovam a origem sin-sedimentar dos turmalinitos. Análises químicas da turmalina por microssonda eletrônica mostram que, para a turmalina dos turmalinitos associados a metatufos, formação ferrífera, metachert e rochas metavulcanoclásticas e metassedimentares, as composições são intermediárias à série schorlita-dravita, enquanto para os turmalinitos associados a anfibolitos, metatufos e a rochas calciossilicáticas, as composições são intermediárias à série dravitauvita. As primeiras apresentam conteúdos baixos de Ca e elevados de Al e Na, com variações nos teores de Fe e Mg (série schorlita-dravita), e as últimas são caracterizadas por teores baixos de Na e Al e altos de Mg e Ca, contendo adicionalmente flúor. A componente schorlita da turmalina dos turmalinitos situados em porções proximais aos centros de atividade vulcano-exalativa de fundo oceânico é indicativa do potencial para ouro da Formação Morro da Pedra, o que contrasta com as condições requeridas para a formação de depósitos de sulfetos maciços (fluidos hipersalinos e associação com turmalinitos magnesianos). A turmalina dos vários turmalinitos da Formação Morro da Pedra Preta não é tipicamente magnesiana e sua composição foi mais fortemente influenciada pela composição das rochas circundantes do que por aquela dos fluidos hidrotermais, especialmente no caso em que o turmalinito se depositou em uma posição intermediária a distal em relação ao centro de atividade vulcano-exalativa

Study of copper mineralization in basalts of the Serra Geral Group, using X-ray diffraction, scanning electron microscopy-energy dispersive spectroscopy, and neutron tomography

Michigan-type copper mineralization occurs in basalt flows of the Serra Geral Group in the Nova Prata do Iguaçu region, southwestern Paraná State, Brazil. Native copper is the main ore mineral in these mineralizations, and its supergene alteration transforms it into copper oxides, malachite and chrysocolla. As a gelatinous precipitate, chrysocolla fills amigdules and impregnates fractures in the basalt, besides covering secondary minerals and other alteration products. In this study, X-ray diffractometry and scanning electron microscopy coupled with energy dispersive X-ray spectroscopy (SEM/EDS) were techniques used to characterize the crystallinity degree and chemical composition of chrysocolla and to identify other hydrogenated materials, in order to aid neutron 3D imaging interpretation. Chrysocolla proved to be an efficient neutron attenuator, yielding linear attenuation coefficients in the 0.8–1.3 cm-1 range, whereas the ore body (basalt) yielded values in the 0.5–0.6 cm-1 range. This contrast between the coefficients contributed to the good resolution of the tomographic images and films, allowing the visualization of the distribution of chrysocolla in the basalt samples and the estimation of the volumetric fraction of chrysocolla, with values in the 0.9–1.4% range, yielding 7.8 vol.% of chrysocolla for one of the sample. The integrated use of the three analytical techniques proved to be a possible tool for mineral potential assessment in the initial phases of mining exploration, especially when the substances of interest are rich in hydrogen.Mineralizações de cobre do tipo Michigan ocorrem nos derrames basálticos do Grupo Serra Geral na região de Nova Prata do Iguaçu, sudoeste do estado do Paraná. Nessas mineralizações, o cobre nativo é o principal mineral de minério e, com a alteração supérgena, transforma-se em óxidos de cobre, malaquita e crisocola, sendo esta encontrada na forma de um precipitado gelatinoso que preenche amígdalas e impregna fraturas no basalto, além de recobrir minerais secundários e outros produtos de alteração. Neste estudo, foram utilizadas as técnicas de difratometria de raios X e microscopia eletrônica de varredura-espectroscopia por energia dispersiva (MEV-EDS) para a caracterização do grau de cristalinidade e composição química da crisocola e a identificação de outros materiais hidrogenados, como subsídio para o imageamento 3D por tomografia com nêutrons. A crisocola destacou-se como um eficiente atenuador de nêutrons, obtendo-se coeficiente de atenuação linear da ordem de 0,8–1,3 cm-1, ao passo que, para o corpo de minério (basalto), obteve-se 0,5–0,6 cm-1. O contraste entre os coeficientes permitiu a obtenção de imagens tomográficas e filmes de boa resolução, em que se pôde visualizar a distribuição da crisocola na amostra de basalto e estimar como fração volumétrica de crisocola no corpo de minério valores entre 0,9 e 1,4%, obtendo-se o valor de 7,8% em volume de crisocola para uma das amostras. A utilização integrada das três técnicas analíticas demonstrou que esta pode ser uma ferramenta para avaliação do potencial mineral nas fases iniciais da prospecção mineral, especialmente quando as substâncias de interesse são ricas em hidrogênio

Composição Química da Turmalina de Turmalinitos Estratiformes da Mina de Passagem de Mariana, Sudeste do Quadrilátero Ferrífero (MG)

The Passagem de Mariana Mine in the southeastern part of the Quadrilátero Ferrífero, Minas Gerais, Brazil, is one of the oldest Brazilian gold mines. Gold is associated with stratiform tourmalinites and tourmaline-bearing quartz and carbonate veins and breccias. The highest gold contents (up to 200 g/t) have been recorded in the stratiform tourmalinites, which belong to the Batatal Formation (Caraça Group, Minas Supergroup). Three petrographic types of tourmaline have been defined and analyzed by electron microprobe and ICP-MS. Type 1 corresponds to the very fine-grained tourmaline that composes homogeneous tourmalinites. They occur as continuous levels or boudins, and as fragments in quartz-carbonate veins and breccias. Type 2 zoned tourmaline is coarser-grained and composes both homogeneous and banded tourmalinites. Type 3 coarse-grained, zoned tourmaline grows perpendicularly to the contact between the tourmalinite or its fragments and the quartz-carbonate veins and breccias. The main chemical variations observed in the three tourmaline types are decrease of SiO2 and Al2O3 and increase of MgO, Na2O and F contents with increasing CaO and TiO2 contents. Additionally, types 2 and 3 tourmalines also contain higher concentrations of LREE, Rb, Sr, Y, Cs, Th and U in relation to type 1. These chemical variations are coherent with the geochemical conditions that prevail during diagenesis and metamorphism. No evidence was found of the participation of external (e.g., magmatic) fluids in the generation of the stratiform tourmalinites, for which the main source for boron could have been the Batatal Formation carbonaceous metapelites. Therefore, the syngenetic origin of the tourmalinites cannot be completely ruled out. The tourmalinites could have evolved during the prograde metamorphism of the beginning of the Transamazonian Event. Type-3 tourmaline, grown in the contact between the tourmalinite and quartz-carbonate veins and breccias, could have been generated after the metamorphic peak and during the extensional phase of the Transamazonian Event, with gold remobilization in veins and brecciasA mina subterrânea de Passagem de Mariana é uma das minas de ouro mais antigas do Brasil. O ouro associa-se a turmalinitos estratiformes e veios e brechas de quartzo e carbonato com turmalina. Os turmalinitos estratiformes pertencem à Formação Batatal (Grupo Caraça, Supergrupo Minas) e neles foram registrados os teores mais elevados de ouro (até 200 g/t). Três tipos de turmalina constituintes dos turmalinitos foram analisados por microssonda eletrônica e por ICP-MS. O tipo 1 corresponde à turmalina muito fina que compõe os turmalinitos maciços que ocorrem como níveis contínuos ou boudinados e como fragmentos em veios e brechas de quartzo-carbonato. A turmalina do tipo 2 é um pouco mais grossa que a do tipo 1, é zonada e compõe turmalinitos maciços e bandados. A turmalina do tipo 3 é grossa, zonada, e cresce perpendicularmente ao contato do turmalinito ou fragmentos deste com veios e brechas de quartzo-carbonato. As principais variações composicionais nos três tipos de turmalina são diminuição nos teores de SiO2 e Al2O3 e aumento nos de MgO, Na2O e F, que acompanham aumento nos teores de CaO e TiO2. Quanto aos elementos-traço, nos tipos 2 e 3, além do aumento das concentrações totais de ETR, há enriquecimento de ETR leves, Rb, Sr, Y, Cs, Th e U em relação ao tipo 1. As variações composicionais são condizentes com as condições geoquímicas reinantes durante a diagênese e o metamorfismo. Não foram encontradas evidências de contribuição de fluidos externos (e.g., magmáticos) na geração dos turmalinitos estratiformes, cuja principal fonte de boro pode ter sido os metapelitos carbonáceos da Formação Batatal. Assim, não se descarta totalmente a origem singenética dos turmalinitos, cuja formação pode ter evoluído durante o metamorfismo progressivo do início do Evento Transamazônico. A turmalina do tipo 3, por desenvolver-se no contato entre o turmalinito e veios e brechas de quartzo-carbonato, pode ter sido gerada após o pico metamórfico e durante a fase extensional do Evento Transamazônico, com a remobilização do ouro em veios e brecha

Os diques basicos e ultrabasicos da região costeira entre as cidades de São Sebastião e Ubatuba, Estado de São Paulo

A região costeira entre as cidades de São Sebastião e Ubatuba e os costões das ilhas de São Sebastião, Anchieta e Mar virado (Estado de São Paulo) são cortados por numerosos pequenos enxames e diques isolados de direção N55E. Os litotipos principais variam de básicos a intermediários. Entretanto, também ocorre uma variedade de lamprófiros alcalinos lado a lado com o grupo principal. As espessuras dos diques básicos a intermediários é muito variável, desde alguns centímetros a vários metros, enquanto os lamprófiros são menos espessos (algumas dezenas de centímetros). Plagioclásio (labradorita/andesina), piroxênio (augita e rara pigeonita) e minerais opacos constituem os diques básicos a intermediários. Biotita com F e Cl é mineral acessório e edenita-hornblenda pode substituir o piroxênio. As bordas de alguns diques apresentam texturas de resfriamento rápido. Os centros dos diques mais espessos são faneríticos, apresentando cristais de plagioclásio rodeados por intercrescimentos granofíricos de quartzo e feldspato alcalino, dando à composição total da rocha um caráter mais intermediário. As temperaturas mínimas de cristalização dos pares augita-pigeonita são de 1000°- 1100°C. Ilmenita somente aparece nestas rochas; as temperaturas de exsolução desse mineral em espinélios de Fe e Ti são de 740°C ± 30°C e log10fO2 de 16 ± 2. Os lamprófiros, por sua vez, apresentam abundantes megacristais de olivina pseudomorfizada e clinopiroxênio. A matriz é formada por augita titanífera rica em Ca, plagioclásios cálcicos, minerais óxidos e vidro. Kaersutita, flogopita/bioita, analcima e melilita distinguem um tipo de lamprófiro de outro (camptonitos, monchiquitos, lamprófiros picríticos, biotita lamprófiros e um alnöito). calcita é comum e forma, com analcima, estruturas globulares (ocelli), indicativas de altas pressões de H2O, que também favorecem a cristalização de kaersutita. Al tem um papel importante na química mineral do alnöito, pois compensa sua deficiência em sílica. Por exemplo, os cromoespinélios zonados possuem bordas com composições de titanomagnetitas ricas em Al. Flogopitas e cromoespinélios zonados do alnöito e dos biotita lamprófiros mostram comportamentos químicos semelhantes dos núcleos para as bordas, sugerindo que estas variações composicionais ocorreram simultaneamente em ambos os minerais. As composições dos núcleos frescos das olivinas são \'FoIND.84\'\'Fa IND.16\'. A geotermometria aplicada às inclusões de cromoespinélios em megacristais de olivina indicam temperaturas da ordem de 1000° 1200°C. Os Mg# dos diques básicos a intermediários são baixos (\' 7% e com quantidades elevadas de H2O e CO2. Além disso, os lamprófiros picríticos classificados como picrobasaltos apresentam os mais baixos conteúdos de \'TiO IND.2\', \'Al IND.2\'\'O IND.3\', \'FeO IND.t\', \'Na IND.2 O\' e \'K IND.2\' O. A classificação química também distingue um grupo de tefritos composicionalmente intermediários entre os lamprófiros e as rochas básicas a intermediárias. Os diques básicos a intermediários apresentam \'(La/Yb) IND.N\' = l6 e anomalias negativas de Nb, Ta e Sr. O alnöito apresenta \'(La/Yb) IND.N\' = 42 e está enriquecido em P, Ba, Sr, Th, U, Nb, Ta e elementos terras raras leves comparativamente aos outros litotipos. Também difere dos demais lamprófiros por apresentar anomalia negativa de Ti. Os lamprófiros picríticos mostram os perfis menos inclinados nos diagramas multielementares e são os menos enriquecidos em elementos incompatíveis. Análises pelo método dos mínimos quadrados e cálculos de cristalização fracionada mostram que os lamprófiros picríticos são fases cumuláticas na evolução dos lamprófiros. Por outro lado, não foi possível derivar as rochas intermediárias das basálticas, sugerindo contaminação crustal, respaldada pelo hiato composicional de \'SiO IND.2\' de 8-9%. Os diques básicos a intermediários apresentam \'épsilon\' IND.Nd\'\'POT.(i)\' \'quase igual\' -5 e \'ANTPOT.87 Sr\'/\'ANTPOT.86\'Sr inicial de 0,706 a 0,707, caindo num campo intermediário entre os basaltos de baixo e alto Ti da Bacia do Paraná. Por outro lado, os lamprófiros apresentam \'épsilon\' IND.Nd\'\'POT.(i)\' entre +1 e +2 e \'ANTPOT.87 Sr\'/\'ANTPOT.86 Sr\' inicial de cerca de 0,705, que indicam uma fonte mantélica mais profunda com maiores proporções de fusão derivadas da astenosfera. O alnöito está fortemente enriquecido em Pb radiogênico (\'ANTPOT.206 Pb\'/\'ANTPOT.204 Pb\' = 1994). Todas as amostras plotam acima da Linha de Referência do Hemisfério Norte (NHRL) nos diagramas Pb/Pb. Os dados de isótopos de Pb para as rochas básicas a intermediárias (incluindo alguns diorito pórfiros e diabásios da região de Bairro Alto), biotita lamprófiros e um traquito da llha de São Sebastião evidenciam a anomalia DUPAL, o que não é o caso do alnöito e dos camptonitos/monchiquitos. Os dados geoquímicos corroboram, portanto, para contribuições de diferentes componentes mantélicos na geração dos diques básicos a intermediários e lamprofíricos. Enquanto os primeiros parecem estar relacionados com o magmatismo da Bacia do Paraná, os últimos podem estar associados a um evento magmático alcalino de idade intermediária entre a da intrusão dos diques básicos a intermediários (130 Ma) e aquela do complexo sienítico da llha de São Sebastião (80 Ma), como indicado pelas isócronas \'ANTPOT.87 Sr\'/\'ANTPOT.86 Sr\'.The coastline between São Sebastião and Ubatuba cities and the shores of São Sebastião, Anchieta and Mar Virado islands (São Paulo State, Brazil) are crosscut by several small swarms and isolated dykes trending N55E. The main rock types range from basic to intermediate, but also a conspicuous variety of alkaline lamprophyres occur side by side with the main group. The thicknesses of the basic to intermediate dykes vary widely, from a few centimetres to several metres, while the lamprophyres are a few tens of centimetres thick. Plagioclase (labradorite/andesine), pyroxene (augite and rare pigeonite) and iron ores are the rock-forming minerals of the basic to intermediate dykes. Cl- and F-bearing biotite is an accessory mineral and edenite-hornblende may substitute for pyroxene. Quenching lextures are found in the rims of some the dykes. The cores of the thicker dykes are usually coarser grained and granophyric intergrowths of quartz and alkali feldspar usually surround plagioclase crystals, Ieading to more intermediate whole-rock compositions. The minimum augite-pigeonite crystallization temperatures are 1000º-1100°C. Ilmenites only appear in these rocks and temperatures of exsolution in Ti-Fe spinel are 740ºC ± 30ºC and log10 fO2 of I6 ± 2. In turn, the lamprophyres present abundant megacrysts of pseudomorphosed olivine and linopyroxene. The groundmass is composed by titaniferous Ca-rich augite, calcic plagioclases, oxide minerals and evitrified glass. Kaersutite, phlogopite/biotite, analcime and melilite distinguish one type of lamprophyre from another (camptonites, monchiquites, picritic lamprophyres, biotite lamprophyres and an alnöite). Calcite is fairly common and forms, with analcime, globular structures (ocelli), indicative of high H2O pressures, which also favours kaersutite crystalIization. Al plays an important role in the mineral chemistry of the alnöite, to compensate for its deficiency in silica. For example, zoned Cr-spinels have rims of At-rich titanomagnetite compositions. Zoned phlogopites and Cr-spinels from the alnoite and biotite lamprophyres show similar chemical behaviour from cores to rims, suggesting that these compositional variations occurred simultaneously in both minerals. Compositions of fresh cores of olivines are Fo84Fa16. Geothermometry applied to the Cr-spinels inclusions in olivine megacrysts indicates temperatures of the order of 1000º-1200°C. The basic to intermediate dykes have low Mg# ( \' 7% and with H2O and CO2 contents. Futhermore, the picritic lamprophyres classified as picrobasalts have the lowest \'TiO IND.2\', \'Al IND.2\'\'O IND.3\', \'FeO IND.t\', \'Na IND.2 O\' and \'K IND.2 O\' contents. The chemical distinguishes a tephrite group, compositionally intermediate between lamprophyres and basic to intermediate rock types. The basic to intermediate dykes have \'(La/Yb) IND.N\' = 16 and negative Nb,Ta and Sr anomalies. The alnoite has \'(La/Yb) IND.N\' = 42 and is enriched in P, Ba, Sr, Th, U, Nb, Ta and LREE comparatively to the other rock types. It also differs from the other lamprophyres by a negative Ti anomaly. The picritic lamprophyres show the flattest profiles in the multielement diagrams and are the least enriched in incompatible elements. Least-square analyses and crystal fractionalion calculations show that the picritic lamprophyres are cumulate phases in the evolution of the lamprophyres. On the other hand, it was not possible to derive intermediate rocks from basaltic ones, suggesting crustal contamination supported by a silica gap of 8-9%. The basic to intermediate dykes have \'épsilon\' IND.Nd\'\'POT. (i)\' of \'quase igual\' -5 and initial \'ANTPOT.87 Sr\'/\'ANTPOT.86 Sr\' of 0.706 to 0.707, falling in a range between the low- and high-Ti Paraná basalts. In contrast, the lamprophyres show \'épsilon\' IND.Nd\'\'POT.(i)\' between +1 and +2 and inicial \'ANTPOT.87 Sr\'/\'ANTPOT.86 Sr\' around 0.705, which indicate a deeper mantle source with greater proportions of asthenospheric-derivedmelts. The alnoite is highly enriched in radiogenic Pb (\'ANTPOT.206 Pb\'/\'ANTPOT.204 Pb\' = 19.94). All samples lie well above the Northern Hemisphere Reference Line (NHRL) on Pb/Ph plots. Isotope Pb data for basic to intermediate rocks (including some diorite porphyries and diabases from the inland Bairro Alto region), biotite lamprophyres and a trachyte from São Sebastião Island put the DUPAL anomaly in evidence for these rocks; it is not the case with the alnoite and the camptonites/monchiquites. The geochemical data support a distinct input of mantle components in the generation of the basic to intermediate and lamprophyric dykes. Whereas the former seem to be related to the Paraná Basin magmatism, the latter may be associated with an alkaline magmatic event intermediate in age between the intrusion of the basic to intermediate dykes (130 Ma) and that of the syenite complex of São Sebastião Island (80 Ma), as indicated by \'ANTPOT.87 Sr\'/\'ANTPOT.86 Sr\' isochrons

Os diques basicos e ultrabasicos da região costeira entre as cidades de São Sebastião e Ubatuba, Estado de São Paulo

A região costeira entre as cidades de São Sebastião e Ubatuba e os costões das ilhas de São Sebastião, Anchieta e Mar virado (Estado de São Paulo) são cortados por numerosos pequenos enxames e diques isolados de direção N55E. Os litotipos principais variam de básicos a intermediários. Entretanto, também ocorre uma variedade de lamprófiros alcalinos lado a lado com o grupo principal. As espessuras dos diques básicos a intermediários é muito variável, desde alguns centímetros a vários metros, enquanto os lamprófiros são menos espessos (algumas dezenas de centímetros). Plagioclásio (labradorita/andesina), piroxênio (augita e rara pigeonita) e minerais opacos constituem os diques básicos a intermediários. Biotita com F e Cl é mineral acessório e edenita-hornblenda pode substituir o piroxênio. As bordas de alguns diques apresentam texturas de resfriamento rápido. Os centros dos diques mais espessos são faneríticos, apresentando cristais de plagioclásio rodeados por intercrescimentos granofíricos de quartzo e feldspato alcalino, dando à composição total da rocha um caráter mais intermediário. As temperaturas mínimas de cristalização dos pares augita-pigeonita são de 1000°- 1100°C. Ilmenita somente aparece nestas rochas; as temperaturas de exsolução desse mineral em espinélios de Fe e Ti são de 740°C ± 30°C e log10fO2 de 16 ± 2. Os lamprófiros, por sua vez, apresentam abundantes megacristais de olivina pseudomorfizada e clinopiroxênio. A matriz é formada por augita titanífera rica em Ca, plagioclásios cálcicos, minerais óxidos e vidro. Kaersutita, flogopita/bioita, analcima e melilita distinguem um tipo de lamprófiro de outro (camptonitos, monchiquitos, lamprófiros picríticos, biotita lamprófiros e um alnöito). calcita é comum e forma, com analcima, estruturas globulares (ocelli), indicativas de altas pressões de H2O, que também favorecem a cristalização de kaersutita. Al tem um papel importante na química mineral do alnöito, pois compensa sua deficiência em sílica. Por exemplo, os cromoespinélios zonados possuem bordas com composições de titanomagnetitas ricas em Al. Flogopitas e cromoespinélios zonados do alnöito e dos biotita lamprófiros mostram comportamentos químicos semelhantes dos núcleos para as bordas, sugerindo que estas variações composicionais ocorreram simultaneamente em ambos os minerais. As composições dos núcleos frescos das olivinas são \'FoIND.84\'\'Fa IND.16\'. A geotermometria aplicada às inclusões de cromoespinélios em megacristais de olivina indicam temperaturas da ordem de 1000° 1200°C. Os Mg# dos diques básicos a intermediários são baixos (\'<OU=\' 39), contrapondo-se aos dos lamprófìros (Mg# = 51-73, ca. 80 para os lamprófiros picríticos). Os primeiros são classificados como basaltos, traquibasaltos, traquiandesitos basálticos e traquiandesitos. As quantidades de \'Al IND.2\'\'O IND.3\', \'Na IND.2 O\' e \'K IND.2 O\' aumentam, enquanto as de \'TiO IND.2\', \'FeO IND.t\', MgO e CaO diminuem dos tipos básicos aos intermediários. Os lamprófiros são classificados como foiditos, com \'SiO IND.2\' < 47%, \'Al IND.2\'\'O IND.3\' variando entre 5% a 14%, MgO > 7% e com quantidades elevadas de H2O e CO2. Além disso, os lamprófiros picríticos classificados como picrobasaltos apresentam os mais baixos conteúdos de \'TiO IND.2\', \'Al IND.2\'\'O IND.3\', \'FeO IND.t\', \'Na IND.2 O\' e \'K IND.2\' O. A classificação química também distingue um grupo de tefritos composicionalmente intermediários entre os lamprófiros e as rochas básicas a intermediárias. Os diques básicos a intermediários apresentam \'(La/Yb) IND.N\' = l6 e anomalias negativas de Nb, Ta e Sr. O alnöito apresenta \'(La/Yb) IND.N\' = 42 e está enriquecido em P, Ba, Sr, Th, U, Nb, Ta e elementos terras raras leves comparativamente aos outros litotipos. Também difere dos demais lamprófiros por apresentar anomalia negativa de Ti. Os lamprófiros picríticos mostram os perfis menos inclinados nos diagramas multielementares e são os menos enriquecidos em elementos incompatíveis. Análises pelo método dos mínimos quadrados e cálculos de cristalização fracionada mostram que os lamprófiros picríticos são fases cumuláticas na evolução dos lamprófiros. Por outro lado, não foi possível derivar as rochas intermediárias das basálticas, sugerindo contaminação crustal, respaldada pelo hiato composicional de \'SiO IND.2\' de 8-9%. Os diques básicos a intermediários apresentam \'épsilon\' IND.Nd\'\'POT.(i)\' \'quase igual\' -5 e \'ANTPOT.87 Sr\'/\'ANTPOT.86\'Sr inicial de 0,706 a 0,707, caindo num campo intermediário entre os basaltos de baixo e alto Ti da Bacia do Paraná. Por outro lado, os lamprófiros apresentam \'épsilon\' IND.Nd\'\'POT.(i)\' entre +1 e +2 e \'ANTPOT.87 Sr\'/\'ANTPOT.86 Sr\' inicial de cerca de 0,705, que indicam uma fonte mantélica mais profunda com maiores proporções de fusão derivadas da astenosfera. O alnöito está fortemente enriquecido em Pb radiogênico (\'ANTPOT.206 Pb\'/\'ANTPOT.204 Pb\' = 1994). Todas as amostras plotam acima da Linha de Referência do Hemisfério Norte (NHRL) nos diagramas Pb/Pb. Os dados de isótopos de Pb para as rochas básicas a intermediárias (incluindo alguns diorito pórfiros e diabásios da região de Bairro Alto), biotita lamprófiros e um traquito da llha de São Sebastião evidenciam a anomalia DUPAL, o que não é o caso do alnöito e dos camptonitos/monchiquitos. Os dados geoquímicos corroboram, portanto, para contribuições de diferentes componentes mantélicos na geração dos diques básicos a intermediários e lamprofíricos. Enquanto os primeiros parecem estar relacionados com o magmatismo da Bacia do Paraná, os últimos podem estar associados a um evento magmático alcalino de idade intermediária entre a da intrusão dos diques básicos a intermediários (130 Ma) e aquela do complexo sienítico da llha de São Sebastião (80 Ma), como indicado pelas isócronas \'ANTPOT.87 Sr\'/\'ANTPOT.86 Sr\'.The coastline between São Sebastião and Ubatuba cities and the shores of São Sebastião, Anchieta and Mar Virado islands (São Paulo State, Brazil) are crosscut by several small swarms and isolated dykes trending N55E. The main rock types range from basic to intermediate, but also a conspicuous variety of alkaline lamprophyres occur side by side with the main group. The thicknesses of the basic to intermediate dykes vary widely, from a few centimetres to several metres, while the lamprophyres are a few tens of centimetres thick. Plagioclase (labradorite/andesine), pyroxene (augite and rare pigeonite) and iron ores are the rock-forming minerals of the basic to intermediate dykes. Cl- and F-bearing biotite is an accessory mineral and edenite-hornblende may substitute for pyroxene. Quenching lextures are found in the rims of some the dykes. The cores of the thicker dykes are usually coarser grained and granophyric intergrowths of quartz and alkali feldspar usually surround plagioclase crystals, Ieading to more intermediate whole-rock compositions. The minimum augite-pigeonite crystallization temperatures are 1000º-1100°C. Ilmenites only appear in these rocks and temperatures of exsolution in Ti-Fe spinel are 740ºC ± 30ºC and log10 fO2 of I6 ± 2. In turn, the lamprophyres present abundant megacrysts of pseudomorphosed olivine and linopyroxene. The groundmass is composed by titaniferous Ca-rich augite, calcic plagioclases, oxide minerals and evitrified glass. Kaersutite, phlogopite/biotite, analcime and melilite distinguish one type of lamprophyre from another (camptonites, monchiquites, picritic lamprophyres, biotite lamprophyres and an alnöite). Calcite is fairly common and forms, with analcime, globular structures (ocelli), indicative of high H2O pressures, which also favours kaersutite crystalIization. Al plays an important role in the mineral chemistry of the alnöite, to compensate for its deficiency in silica. For example, zoned Cr-spinels have rims of At-rich titanomagnetite compositions. Zoned phlogopites and Cr-spinels from the alnoite and biotite lamprophyres show similar chemical behaviour from cores to rims, suggesting that these compositional variations occurred simultaneously in both minerals. Compositions of fresh cores of olivines are Fo84Fa16. Geothermometry applied to the Cr-spinels inclusions in olivine megacrysts indicates temperatures of the order of 1000º-1200°C. The basic to intermediate dykes have low Mg# ( \'<OU=\' 39) as opposed to the lamprophyres (Mg# = 5l-73; ca. 80 for picritic lamprophyres). The former are classified as basalts, trachybasalts, basaltic trachyandesites and trachyandesites. \'Al IND.2\'\'O IND.3\', \'Na IND.2 O\' and \'K IND.2 O\' contents increase while \'TiO IND.2\', \'FeO IND.t\', MgO and CaO decrease from basic to intermediate types. The lamprophyres are classified as foidites, with \'SiO IND.2\' < 47%, \'AI IND.2\'\'O IND.3\' varying from 5% to I4%, MgO > 7% and with H2O and CO2 contents. Futhermore, the picritic lamprophyres classified as picrobasalts have the lowest \'TiO IND.2\', \'Al IND.2\'\'O IND.3\', \'FeO IND.t\', \'Na IND.2 O\' and \'K IND.2 O\' contents. The chemical distinguishes a tephrite group, compositionally intermediate between lamprophyres and basic to intermediate rock types. The basic to intermediate dykes have \'(La/Yb) IND.N\' = 16 and negative Nb,Ta and Sr anomalies. The alnoite has \'(La/Yb) IND.N\' = 42 and is enriched in P, Ba, Sr, Th, U, Nb, Ta and LREE comparatively to the other rock types. It also differs from the other lamprophyres by a negative Ti anomaly. The picritic lamprophyres show the flattest profiles in the multielement diagrams and are the least enriched in incompatible elements. Least-square analyses and crystal fractionalion calculations show that the picritic lamprophyres are cumulate phases in the evolution of the lamprophyres. On the other hand, it was not possible to derive intermediate rocks from basaltic ones, suggesting crustal contamination supported by a silica gap of 8-9%. The basic to intermediate dykes have \'épsilon\' IND.Nd\'\'POT. (i)\' of \'quase igual\' -5 and initial \'ANTPOT.87 Sr\'/\'ANTPOT.86 Sr\' of 0.706 to 0.707, falling in a range between the low- and high-Ti Paraná basalts. In contrast, the lamprophyres show \'épsilon\' IND.Nd\'\'POT.(i)\' between +1 and +2 and inicial \'ANTPOT.87 Sr\'/\'ANTPOT.86 Sr\' around 0.705, which indicate a deeper mantle source with greater proportions of asthenospheric-derivedmelts. The alnoite is highly enriched in radiogenic Pb (\'ANTPOT.206 Pb\'/\'ANTPOT.204 Pb\' = 19.94). All samples lie well above the Northern Hemisphere Reference Line (NHRL) on Pb/Ph plots. Isotope Pb data for basic to intermediate rocks (including some diorite porphyries and diabases from the inland Bairro Alto region), biotite lamprophyres and a trachyte from São Sebastião Island put the DUPAL anomaly in evidence for these rocks; it is not the case with the alnoite and the camptonites/monchiquites. The geochemical data support a distinct input of mantle components in the generation of the basic to intermediate and lamprophyric dykes. Whereas the former seem to be related to the Paraná Basin magmatism, the latter may be associated with an alkaline magmatic event intermediate in age between the intrusion of the basic to intermediate dykes (130 Ma) and that of the syenite complex of São Sebastião Island (80 Ma), as indicated by \'ANTPOT.87 Sr\'/\'ANTPOT.86 Sr\' isochrons

Alteração hidrotermal no contexto da evolução geológica do maciço alcalino de Pocos de Caldas, MG-SP

O Maciço Alcalino de Poços de Caldas ocupa 800 km², sendo que aproximadamente um quarto desta área encontra-se alterada por ação hidrotermal, proporção incomum quando comparada aos demais maciços alcalinos conhecidos no mundo. A alteração hidrotermal está associada às mineralizações de Zr, U e Mo do pIanalto, predominantemente localizadas na sua porção centro-sul , na chamada \"estrutura circular centro-leste\". AIi, a coloração típica da rocha alterada e do solo, regionalmente denominados de \"rocha potássica\", é bege esbranquiçado a creme claro. A Mina Osamu Utsumi, também conhecida como a jazida de urânio do Campo do Cercado, situa-se a 25 km ao sul da cidade de Poços de Caldas e foi explorada, de 1977 até 1989, pelo método da cava a céu aberto. A área da mina é um complexo conduto de brechas (\"breccia pipe\"), mais ou menos irregular, encaixado em fonólitos e nefelina sienitos, os primeiros predominantes nas porções W e N-NE, e os segundos, nas porções E e S-SE. Também são encontrados pequenos corpos de pseudoleucita fonólitos e diques de biotita lamprófiros. As brechas que constituem o conduto central são, na realidade, aglomerados polimícticos, de textura sustentada por clastos e matriz, com fragmentos de dimensões desde decimétricas e métricas. A matriz também é formada por fragmentos de várias dimensões. As brechas marginais (oligomícticas) apresentam textura sustentada por clastos: nas brechas do tipo \"craquelée\" a movimentação dos fragmentos é quase nula, enquanto que nas brechas de fragmentação (\"shatter breccias\") os fragmentos encontram-se afastados entre si, por movimentação e rotação, gerando-se, assim, \"poros\" (vazios) angulosos. As características da mineralização primária variam com a profundidade; nas áreas mais profundas (zona reduzida), são encontrados predominantemente na matriz e nos interstícios das brechas zircão, pechblenda, esfalerita, galena e principalmente minerais de Mo, pirita e fluorita. A mineralização secundária formou-se pelo avanço da frente de oxiredução, sendo que os teores mais elevados de U encontram-se imediatamente abaixo desta. Os óxidos de U que aí precipitam são uraninita e pechblenda. A alteração hidrotermal é responsável pela transformação da nefelina em illita (politipos 1M e 2M) e pela reconstituição textural do feldspato potássico (ortoclásio a microclínio intermediário de alta triclinicidade), que agora apresenta aspecto \"pulverulento\", com inclusões de óxidos de Fe, de illita e grande quantidade de inclusões fluidas. A presença anterior de minerais máficos é inferida pela concentração de minúsculos grãos de minerais opacos, illita, carbonatos, e argilominerais do grupo das esmectitas. A alteração hidrotermal não oblitera a textura original da rocha, o que permite esboçar um esquema de perdas e ganhos (balanço geoquímico) , através do cálculo isovolume. Caracterizam-se perdas reais para N\'a IND. 2\'O, F\'e IND. 2\' \'O IND. 3\', FeO, CaO, MgO e MnO e ganho principal para \'K IND. 2\'O, Um rápido cálculo mostra que a transformação de 1000 g de rocha fresca em rocha alterada envolve a perda de 31 g de N\'a IND. 2\'O e o ganho de 10 g de \'K IND. 2\'O. Parte-se do pressuposto de que o mecanismo de colocação das rochas alcalinas do Maciço de Poços de Caldas foi semelhante ao modelo de \"caldeira ressurgente\". As primeiras manifestações magmáticas foram as rochas piroclásticas e os derrames, hoje preservados apenas no Vale do Quartel. Segue-se a intrusão subvulcânica, principalmente de egirina fonólitos e fonólitos porfiríticos, com a formação dos anéis topográficos que delimitam boa parte do perímetro do maciço. Nefelina sienitos devem ter-se cristalizado a temperaturas entre 500 e 800 °C; pseudoleucita fonóIitos e fonólitos afíricos constituem corpos menores. Em algum momento da história evolutiva, deve ter havido uma nova intrusão de magma (que gerou a \"estrutura circular centro-leste\"?) nas rochas já bastante resfriadas (300-400 ºC), o que provocou seu brechamento, segundo o modelo de geração de corpos de \"porphyry copper\". O brechamento facilitou a circulação de fluidos que promoveram a remoção e dlstribuição de calor. Dever-se-ia esperar uma sequência de minerais de alteração adaptada a temperaturas em contínuo decréscimo; entretanto, apenas illita e feldspato alcalino são observados nas porções do planalto alteradas por ação hidrotermal, e sua formação parece ter sido controlada mais fortemente por fatores cinéticos do que térmicos. A circulação irrestrita de fluidos hidrotermais relativamente mais quentes ter-se-ia dado no início do processo, diminuindo imediatamente após o resfriamento da área brechada (e do corpo magmático subjacente), levando o sistema a patamares cinéticos que inviabilizariam alterações hidrotermais posteriores. Sucedeu-se a alteração intempérica, que produziu caulinita, gibbsita, oxidação de minerais, etc., e destruição da textura original da rocha; foi pouco eficiente na geração de novos minerais, mas muito eficiente na redistribuição dos elementos Zr, U e Mo, na transformação de pirita em óxidos e hidróxidos e na destruição de fluorita na zona oxidada.The Poços de Caldas Alkaline Massif covers 800 km², a quarter of which is hydrothermally altered. Such proportion is uncommon, when compared to the known alkaline massifs of the world. The hydrothermal alteration is associated with Zr, U and Mo mineralizations which are predominantly located in the central-southern portion of the massif, in the \"central-eastern circular structure\". The colour of the altered rock (and its soil) in that area is typically whitish beige to yellowish white and is regionally called \"potassic rock\". The Osamu Utsumi Mine, also referred to as the uranium ore of Campo do Cercado, is located 25 km to the south of Poços de Caldas City and was explored, from 1977 to 1989, through the open pit method. The mine area is a more or less irregular, complex breccia pipe, enclosed by phonolites and nepheline syenites, the former occupying the former occupying the W and N-NE and the latter, the E and S-SE portions of the mine. Small bodies of pseudoleucite phonolites and biotite lamprophyres also occur. The breccias that constitute the central vent are actually polymictic, clast-matrix supported agglomerates, with fragments of decimetric to metric dimensions. The matrix is also formed by fragments of several sizes. The marginal breccias are oligomictic and clast supported: in the \"craquelée\" type the movement of the fragments was almost inexistent, while in the shatter breccias, the fragments are slightly set apart, show-ing angular voids. The characteristics of the primary mineralization vary with depth; in the deepest portions (reduced zone), zircon, pitchblende, sphalerite, galena and mainly Mo minerals, pyrite and fluorite are found in the matrix and in the interstices of the breccias. The secondary mineralization was formed by the advancing movement of the oxidation-reduction front. The highest grades are found immediately below such front. The U oxides that precipitate are uraninite and pitchblende. The hydrothermal alteration is responsible for the transformation of nepheline in illite (1M and 2M polytypes) and for the textural reconstruction of the potassic feldspar (orthoclase to intermediate microcline of high triclinicity), which now presents a dusty appearance, with oxides, illite and fluid inclusions. The previous existence of mafic minerals is inferred from the concentrations of tiny grains of opaque minerals, illite, carbonates and clay minerals of the smectite group. The hydrothermal alteration does not destroy the original texture of the rock. It is possible to draw a gain and loss scheme (geochemical balance) assuming isovolumetric alteration. The real losses are of N\'a IND. 2\'O, F\'e IND. 2\'\'O IND. 3\', FeO, CaO, MgO and MnO, and the gain is of \'K IND. 2\'O. A simple reckroning shows that the transformation of 1,000 g of fresh rock in altered rock involves the loss of 31 g of N\'a IND. 2\'O and the gain of 10 g of \'K IND. 2\'O. It is supposed that the Poços de Caldas Massif emplacement was similar to the Smith & Bailey\'s resurgent cauldron model. The first magmatic manifestations were the pyroclastic rocks and lava flows, presently only preserved in the Vale do Quartel. A subvolcanic intrusion followed, mainly of aegirine and porphyritic phonolites, forming the topographic rings that almost completely outline the massif\'s perimeter. Nepheline syenites crystallized at temperatures of 500 - 800 °C; pseudoleucite phonolites and aphyric phonolites formed smaller bodies. Later in the emplacement history, a new influx of magma occurred (wich produced the \"central-eastern structure\"?) into already cooler rocks (300-400°C), which caused their brecciation (similar to the model of formation of porphyry copper bodies). Fluids could easily circulate, removing and redistributing heat. A sequence of alternation minerals adapted to lowering temperatures should be expected; however, only illite and alkaline feldspar are observed in the hydrothermally altered portions of the massif, and their formation must have been controlled mainly by kinetic, other than thermal factors. The irresistrictive circulation of relatively hotter hydrothermal fluids must have happened at the beginning of the process, diminishing immediately after the cooling of the brecciated areas (and the subjacent magmatic body), leading the system to kinetic levels that made subsequent hydrothermal alternation impossible. Then, weathering followed, producing kaolinite, gibbsite, oxidation of opaque minerals, etc., and destroying the original texture of the rock; it was inefficient in the production of new minerals, but very efficient in the redistribution of elements such as Zr, U and Mo, the transformation of pyrite in oxides and hydroxides and destruction of fluorite in the oxidated zone