Mineralogía del Macizo Ultramáfico de Tapo (Cordillera Oriental Andina, Perú)

En el Perú se conocen escasos complejos ultramáficos, a diferencia de lo que ocurre en otros países de la región (Colombia, Ecuador, Brasil, etc.) o del Caribe, como Cuba (Pereira et al., 2004). Dichos complejos son habitualmente de dimensiones reducidas y han sido interpretados tradicionalmente como resultado de la intrusión de un magma ultrabásico profundo, que se emplaza en sills, diques o cuerpos intrusivos en secuencias metasedimentarias y en otras litologías, a las que se atribuye una edad precámbrica como a las intrusiones

Análisis de la distribución espacial de centros eruptivos monogenéticos en las Islas Canarias según el análisis de vecino más próximo de Poisson.

El objetivo principal de este trabajo es estudiar la distribución espacial de los centros eruptivos monogenéticos según el análisis de vecino más próximo de Poisson, propuesto por Clark y Evans (1954), en las Islas Canarias. Se pretende adquirir así unos valores cuantitativos que permitan interpretar si los centros eruptivos monogenéticos se distribuyen de forma aleatoria, concentrada o dispersa en cada isla. La confrontación de estos resultados con la bibliografía ayudará a interpretarlos mediante comparación. Como objetivo secundario y parte fundamental del trabajo se presenta la necesidad y el fin de adquirir conocimientos teóricos y prácticos de análisis espacial, además de destreza en el uso de lenguajes y entornos de programación adecuados para este tipo de estudios. Otro de los objetivos es desarrollar una aplicación que haga extensible este tipo de estudios de forma sencilla y ponga a disposición, en el caso de una publicación final, de la comunidad científica y de los usuarios a nivel universitario, una herramienta eficaz de análisis cuantitativo para hallar los índices requeridos para llevar a cabo el análisis de vecino más próximo de Poisson. El área de estudio son las Islas Canarias que conforman un archipiélago de siete islas mayores (Fig. 1): Tenerife, Fuerteventura, Gran Canaria, Lanzarote, La Palma, La Gomera y El Hierro; cuatro islas menores: Lobos, La Graciosa, Montaña Clara y Alegranza; y varios roques. Queda comprendido entre los paralelos 27 º 37 ' N y 29 º 35 ' N (Punta de La Restinga, en El Hierro; Punta de los Mosegos, en la isla de la Alegranza) y entre los meridianos 13 º 20 ' W y 18 º 10 ' W (Roque del Este; Punta de Orchilla, en El Hierro) y se encuentra a distancias de entre 100 km y 500 km de la costa noroccidental africana. Queda englobado dentro de la región de la Macaronesia, conjunto de cinco archipiélagos de origen volcánico situado en el Atlántico Oriental, a saber: Azores, Madeira, Salvajes, Canarias y Cabo Verde; y está limitada por los paralelos 14 º 49 ' N y 39 º 45 ' N, y por los meridianos 13 º 20 ' W y 31 º 17 ' W, estando separados entre sus puntos norte y sur por 2 700 km y entre sus puntos este y oeste por 1 800 km de distancia (Gosálvez et al., 2010). Sobre el origen del archipiélago y su contexto geodinámico, se han propuesto varias hipótesis, e.g.: Carracedo et al. (1998), Anguita y Hernán (2000), Ancochea et al. (2006), en las que aún no queda completamente claro el origen de la Islas Canarias, ya que algunos dan un protagonismo mayor a la actividad tectónica como causante del ascenso del magma a través de la corteza y otros defienden la existencia de un punto caliente como verdadera causa del volcanismo en Canarias.

Geologia e petrografia da área Potiraguá, Bahia, Brasil

A área de Potiraguá, no sul do Estado da Bahia, é constituída geologicamente por rochas metamórficas pré-cambrianas de pelo menos três idades diferentes. Os granulitos da parte oriental, representados localmente por associações ácidas e intermediárias (enderbitos), são orientados segundo N-NE, com fortes mergulhos para W. Essas rochas têm idades superiores a 2,5 bilhões de anos. Aos granulitos parecem associados migmatitos e gnaisses que ocorrem em torno de Potiraguá. Na parte ocidental, quartzitos, quartzo-muscovita-xistos e gnaisses cataclásticos formam uma seqüência mais nova, que foi correlacionada às rochas do embasamento sul do Grupo Rio Pardo, datadas do Pré-Cambriano Superior. Ao sul da área, rochas carbonáticas fracamente metamórficas foram assumidas do Grupo Rio Pardo, cujo metamorfismo ocorreu a 470 milhões de anos. Anortositos formam um maciço alongado de direção N-S, encaixado em rochas granulíticas. São compostos principalmente de andesina-labradorita, augita, hiperstênio e olivina, apresentando todas as características dos anortositos que formam intrusões independentes em terrenos pré-cambrianos de diversas partes do mundo. Não foram encontradas evidências que pudessem relacionar os anortositos às rochas da série charnoquítica (granulitos). Três maciços alcalinos foram delimitados, alinhando-se na direção N-NW. A idade das rochas alcalinas de Potiraguá foi determinada, sendo da ordem de 765 milhões de anos, bastante mais antiga em relação as outras províncias alcalinas brasileiras. Petrograficamente, foram determinadas rochas da família dos nefelina-sienitos, com tipos de transição para os litchfielditos. Em muitos casos, sodalita substitui completamente a nefelina, formando os sodalita-sienitos. Pertita constituída de microclina e albita, nefelina, cancrinita, biotita, anfibólio e sodalita são os minerais mais difundidos nas rochas da área, enquanto esfeno é, sem dúvida, o mais importante dos minerais acessórios. As determinações químicas mostraram que são rochas pobres em sílica, cálcio e magnésio e ricas em sódio e potássio, tendo um caráter atlântico forte. Alguns diagramas de variação apontaram resultados em grande parte concordantes com uma origem a partir da cristalização de um magma basáltico, não existindo, entretanto, qualquer outra prova de que este tenha sido o processo genético envolvido. Sienitos e quartzo-sienitos ocorrem próximos às rochas alcalinas, havendo notável concordância estrutural entre os quartzo-sienitos da Serra das Araras e os nefelina-sienitos, tendo sido sugerido um relacionamento genético.

Mineralogia do diamante da região do Alto Araguaia, Mato Grosso

Este trabalho apresenta as propriedades morfológicas, físicas e químicas do diamante da região do Alto Araguaia, situada na borda norte da Bacia do Paraná. Os cristais estudados provém dos garimpos dos rios Garças, Araguaia, Caiapó e seus tributários menores. As dimensões dos cristais embora variáveis concentram-se no intervalo 2-15 mm. Ao contrário do que se observa no Alto Paranaíba, são raros os achados de grande porte. Os fragmentos de clivagem são abundantes, indicando transporte prolongado. Cerca de metade dos indivíduos cristalinos são incolores, sendo os demais castanhos, amarelos, verdes e cinzas. Outras cores como rosa e violeta ocorrem excepcionalmente. A morfologia dos cristais é complexa e variada, caracterizando-se pelo acentuado predomínio do hábito rombododecaédrico, grande número de geminados de contato e ausência de formas cúbicas. As faces exibem grau variável de curvatura e diversos padrões de microestruturas resultantes da dissolução provocada por agentes oxidantes. O ataque parece ocorrer durante a colocação do kimberlito, quando o alívio de pressão eleva a temperatura favorecendo a corrosão. As microestruturas mais freqüentes são degraus, colinas e micro-discos em (110), depressões triangulares eqüiláteras em (111), e depressões quadráticas em (100). Alguns diamantes contém inclusões cristalinas, sendo as mais comuns olivina (forsterita), granada (piropo) e o próprio diamante. Esses minerais apresentam-se geralmente idiomorfos e circundados por anomalias ópticas (birrefringência anômala), evidenciando o caráter epigenético dessas inclusões. Anàlogamente ao que ocorre nos kimberlitos africanos e siberianos, essas inclusões são minerais característicos de altas pressões e temperaturas, sendo a olivina a variedade mais freqüente, seguida pelo diamante e granada. Essa é uma evidência de que o diamante do Alto Araguaia provém de matrizes ultrabásicas (kimberlíticas). As inclusões negras (carvões) são extremamente comuns e parecem constituir defeitos do retículo cristalino (clivagens internas, deslocamentos estruturais), resultando talvez de impactos sofridos pelos cristais durante as diversas fases de transporte. O comportamento ao infravermelho indica que a maior parte dos cristais (85%) contém impurezas de nitrogênio (tipo I), sob forma de placas submicroscópicas paralelas a (100) (tipo Ia), ou átomos dispersos no retículo cristalino (tipo Ib). Os espécimes desprovidos de nitrogênio (tipo II) são relativamente raros (6%), sendo os demais intermediários (9%) entre I e II. Além do nitrogênio, os espectros infravermelhos revelaram que alguns diamantes contém hidrogênio. A presença deste elemento juntamente com o carbono e nitrogênio, sugere uma derivação a partir de sedimentos ricos em matéria orgânica, os quais teriam sido incorporados ao magma kimberlítico por correntes de convecção subcrostais. Outras impurezas menores (elementos traços) são: Al, Ca, Si, Mg, Fe, Cu, Cr e Co. Estes elementos são os mesmos encontrados nos diamantes dos kimberlitos africanos. Observado sob luz ultravioleta, 36% dos cristais exibem cores de fluorescência, sendo as mais comuns o azul e verde, e mais raramente amarelo e castanho. Entre as variedades fluorescentes, 27% são também fosforescentes, sendo a cor mais comum o azul. Não foi observada nenhuma relação entre o comportamento luminescente e as demais propriedades estudadas. O peso específico varia entre 3,500 a 3,530. As principais causas dessa variação são as impurezas de nitrogênio, as inclusões minerais e alguns defeitos cristalinos. Os resultados desta pesquisa indicam claramente que as propriedades do diamante do Alto araguaia são semelhantes às dos diamantes africanos e siberianos, originários de matrizes kimberlíticas. Nenhum dado foi obtido que sugerisse uma origem \"sui generis\" para o material estudado. Em relação à localização das possíveis chaminés dispersoras dos cristais, duas alternativas se apresentam: 1) poderiam estar relacionadas ao magmatismo Neocretáceo, responsável por numerosos focos vulcânicos próximos à área; ou 2) ligadas a episódios mais antigos ocorridos no Pré-Cambriano. Em qualquer das alternativas, poderiam estar recobertas por sedimentos mais recentes ou alteradas superficialmente, sendo que, no caso de uma idade pré-cambriana, há ainda a possibilidade destas matrizes terem sido totalmente destruídas.

Geodinámica del margen continental de Galicia: estructura profunda y morfotectónica

La presente Tesis Doctoral lleva por t tulo Geodin amica del margen continental de Galicia: Estructura profunda y morfotect onica. Este estudio se aborda a partir de la integraci on de un gran volumen de nuevos datos geof sicos (gravim etricos, batim etricos y s smica de re exi on multicanal 2D y de ultra-alta resoluci on), procedentes de los proyectos ZEEE, ERGAP y BURATO4242. La nueva informaci on ha aportado constricciones muy relevantes sobre el origen, la estructura profunda y la complejidad siogr a ca del margen, as como sobre la caracterizaci on de la variaci on lateral de la transici on oc eano-continente. El margen continental de Galicia se clasi ca como un margen de rift pobre en magma. Este tipo de m argenes tienen dos rasgos comunes, que son: 1) Los pares de m argenes conjugados son asim etricos, teniendo uno de ellos una zona m as ancha de corteza extremadamente adelgazada, subrayada por un re ector s smico subhorizontal; 2) Entre la corteza continental adelgazada y la corteza oce anica normal, hay una zona de basamento compuesto por manto serpentinizado. La estructura del margen continental gallego es extremadamente compleja, re ejando la superposici on de varias etapas sucesivas de rift, y una etapa compresiva posterior que da como resultado la inversi on parcial del margen. Adem as, la proximidad de un punto triple de dorsal produce un cambio de orientaci on de las estructuras principales. Este margen continental ha sido ampliamente estudiado desde la d ecada de los '70. Sin embargo, la mayor parte de los estudios se han centrado en la parte occidental, existiendo una importante carencia de informaci on en los ancos norte y noroeste. Este hecho, junto con su gran complejidad estructural, ha provocado que no exista un modelo geodin amico previo que integre todos los procesos observados. Algunos aspectos, como son la transici on entre el margen oeste (extensivo) y el margen norte (compresivo), y la forma en que se produce su inversi on tect onica, apenas han sido abordados con anterioridad por la comunidad científica...

Glacial geomorphology of the flank of the Hecates Tholus Volcano, Marrs

El volcán Hecates Tholus (32.18°N, 150.28ºE; cuadrante MC-7), de unos 180 km de diámetro y 5.300 metros de altura, es el único edificio de la provincia volcánica de Elysium, en las Tierras Bajas de Marte, en el que se han descrito rasgos geomorfológicos que podrían estar causados por procesos glaciares. Además, distintos autores relacionan la red radial de canales que surcan las laderas del volcán como causadas por la fusión de un antiguo casquete glaciar en la cima del edificio, siendo éste un ejemplo más de las intensas interacciones magma-agua en esta región del planeta, cercana al antiguo océano marciano y que dieron lugar a fenómenos muy interesantes, como los terrenos caóticos de Galaxias Chaos, a pocos kilómetros del volcán. Una característica muy particular de este edificio volcánico es la presencia de dos depresiones anidadas en la base de la ladera Noroeste, de 20 y 60 km de diámetro. La menor de ellas (Depresión A), situada a mayor altitud, ha sido interpretada por algunos autores como causada por una erupción lateral del volcán hace unos 350 Ma. Sin embargo, la de mayor diámetro y situada a menor altitud (Depresión B), no tiene un origen claro, aunque se han discutido distintas hipótesis. En cualquier caso, es especialmente en el interior de estas depresiones donde se han encontrado los rasgos geomorfológicos que podrían estar causados por actividad glacial, como posibles cordones morrénicos y depósitos de till...

Maciços alcalinos do Itatiaia e de Passa Quatro (sudeste do Brasil): contribuição à Geologia e Petrologia

Neste trabalho são apresentados os resultados de estudo geológico-petrográfico da província alcalina Itatiaia-Passa Quatro, localizada na Serra da Mantiqueira, nos limites dos Estados de Minas Gerais, Rio de Janeiro e São Paulo. Esta região já foi mencionada como exemplo de uma das maiores ocorrências de rochas sieníticas, com área de aproximadamente 1.300 km2, conforme estimativa de Lamego 45. De acordo com os dados do mapa geológico elaborado durante as nossas pesquisas a área de rochas alcalinas é estimada em 330 km2, correspondendo a menos da metade da extensão do maciço alcalino de Poços de Caldas, Minas Gerais. Do total desta área, o maciço do Itatiaia compreende 220 km2 e o Passa Quatro 110 km2. Ambos os corpos de rochas alcalinas são de contorno elíptico, sendo que o do Itatiaia tem seu maior eixo, com 31 km, na direção NW-SE e o menor, com 12 km, na direção NE-SW. O maciço de Passa Quatro possui o maior eixo na direção NE-SW e o menor na direção NW-SE, respectivamente com 17 e com 8 km de extensão. O complexo alcalino do Itatiaia é formado de sienitos, foiaítos, quartzo-sienitos e brechas. A existência dos diferentes tipos petrográficos é mais uma consequência da distribuição dos minerais em proporções variáveis, bem como de modificações na textura, do que das diferenças mineralógicas. Principalmente na área do planalto, onde afloram os quartzo-sienitos, há uma transição gradual de rochas saturadas e supersaturadas. Assim é que os teores de quartzo aumentam gradativamente de 2% nos quartzo sienitos em contato com as brechas, a mais de 5% nos nordmarkitos, e atingem o máximo de 27,5% no granito alcalino que aflora na parte central do maciço. Os quartzo-sienitos que afloram mais ou menos na região central do maciço alcalino, devem representar a fase final da diferenciação magmática. A textura granofirítica, frequente nos quartzo-sienitos e no granito alcalino do Itatiaia, ) sugerem cristalização final em cúpula de sistema fechado. O contato das rochas sieníticas, na maior parte da área, é com gnaisses pré-cambrianos, com orientação predominante N-NE, mergulhando para o sul. A sudeste, o maciço do Itatiaia está em contato pouco nítido com sedimentos clásticos pertencentes à bacia terciária (?) de Resende e com talus mais recentes que possivelmente recobrem rochas do embasamento cristalino. As brechas magmáticas do Itatiaia mostram variações quanto à natureza, forma e dimensões dos fragmentos, quanto à relação quantitativa matriz-fragmentos e consequentemente quanto à cor. Além das brechas magmáticas, em algumas zonas ocorrem brechas monolitológicas de origem tectônica. Para a gênese das rochas alcalinas é admitida uma provável diferenciação a partir do magma basáltico, responsável pela grande atividade vulcânica do Mesozóico, que se estendeu sobre enorme área ao sul do continente. Por outro lado, é também ressaltada a importância do ambiente tectônico nestes eventos. Os halos pleocróicos evidenciados em cristais de biotita de alguns dos sienitos e foiaítos do Itatiaia, possivelmente se originaram em biotita primariamente ligada ao magma alcalino. Na província alcalina Itatiaia-Passa Quatro há ocorrências de bauxito, algumas das quais já em exploração como fonte de matéria prima para a produção de sulfato de alumínio.

Geologia da região do Itatiaia (Sudeste do Brasil): morfologia e tectônica

No presente trabalho apresentamos o resultado das pesquisas geológicas efetuadas na província alcalina do Itatiaia. Decorridos 25 anos após o trabalho de LAMEGO (23) houve considerável avanço no conhecimento dos maciços alcalinos; a melhoria nas condições de acesso ao corpo intrusivo possibilitou-nos a coleta de novas informações sobre aquela região. Dada a grande extensão da área, o relevo acentuado e a floresta densa, o nosso trabalho constou da elaboração de um mapa geológico na escala 1:50.000 e coleta de dados estruturais e morfológicos de natureza geral, sem a possibilidade de nos aprofundarmos nos detalhes. Do ponto de vista da geologia regional, foram tiradas algumas conclusões interessantes: a) As rochas alcalinas não ocorrem além das imediações da cidade de Passa Quatro, contrariamente ao que se imaginava. b) Não foi confirmada a existência de rochas alcalinas na serra da Bocaina, mencionadas por DERBY (11). c) As rochas alcalinas, dadas por LAMEGO (23) como um corpo único, na realidade formam 2 corpos distintos: maciço de Passa Quatro e maciço do Itatiaia, conforme indicação de AB’SABER e BERNARDES (1). d) A área de 1450 km2 assinalada por LAMEGO (23) para as intrusivas, ficou reduzida a menos da quarta parte, ou seja, 330 km2. Na fase preliminar dos trabalhos de campo, fizemos algumas observações macroscópicas das rochas mais representativas da província alcalina: gnaisses do embasamento, rochas intrusivas dos corpos alcalinos (Itatiaia, Passa Quatro e Morro Redondo) e sedimentos clássicos senozóicos da Bacia de Resende do Rio Paraíba. O maciço do Itatiaia foi o objeto principal das nossa pesquisas, e a ele dedicamos a maior parte da intrusão, foram anotados importantes elementos morfológicos e climáticos, bem como aquele ligados aos fenômenos do processo intrusivo: diques, xenólitos, etc. Dentre os tipos litológicos) mapeados, a brecha magmática de conduto mereceu d observações mais pormenorizadas. São 10 km2 de rochas alcalinas de granulação fina, apresentando concentrações locais de fragmentos de rochas alcalinas trituradas. Parece-nos que está ligada à fase final da consolidação do maciço e ao provável abatimento do topo da intrusão. As grandes estruturas do relevo, principalmente na zona do planalto, refletem a influência de falhamentos e de intenso diaclasamento. Cristas, estruturas arqueadas e vales tectônicos condicionam as formas do relevo e o comportamento da drenagem. No estudo da tectônica regional do sudeste brasileiro, procuramos discutir as ideias de CLOOS e ARGAND, que postulam um determinismo estrutural do escudo pré-cambriano sobre as feições mais modernas. Os levantamentos epirogenéticos são dados como causadores de derrames basálticos e da evolução do magma alcalino. Mesmo os falhamentos cretáceo-terciários, que deram origem ao vale do Paraíba e afetarm as rochas alcalinas, talvez estejam solidários com as linhas de fraqueza do pré-cambriano. A intrusão magmática do Itatiaia, considerada como jura-cretácea, certamente ganhou o seu espaço através do deslocamento do seu teto através de falhas verticais do escudo cristalino. No seu resfriamento diferenciou-se uma fração rica em sílica, dando origem ao quartzo-sienito que hoje ocupa a parte central do corpo do maciço. A área rebaixada do planalto e a grande estrutura anelar foram por nós interpretadas como consequência de uma fase de colapso, ligada talvez à intrusão da brecha magmática; porém, não foi assinalada a ocorrência dos diques anelares que habitualmente se associam aos fenômenos de abatimento. Falhamentos pós-intrusivos ressaltaram morfologicamente as rochas alcalinas, afetando a área do planalto e o flanco sul da intrusão, propiciando a formação de espesso depósito de tálus dentro do Vale do Paraíba. O problema das formas do relevo do planalto, para muitos, tomadas como evidências de fenômenos glaciais de altitude durante o Pleistoceno, foi por nós discutido nos seus pontos essenciais. Os fatores climáticos foram considerados de importância secundária, pois os elementos tectônicos são os responsáveis pelos aspectos principais da morfologia.

Contribuição à geologia do macico alcalino de Poços de Caldas

O presente trabalho apresenta um estudo da geologia do maciço alcalino de Poços de Caldas. Pela sua área, que é da ordem de 800 quilômetros quadrados, é considerado um dos maiores complexos formados exclusivamente por rochas nefelínicas. Possui forma elíptica, com 35 Km no sentido NE-SW e 30 Km no sentido NW-SE, e ainda, um "stock" de foiaíto com cerca de 10 quilômetros quadrados. À W limita-se com a bacia sedimentar do Paraná e à E com os contrafortes da serra da Mantiqueira. O maciço está encaixado entre o granito e gnaisse, que nos quadrantes SE e, em menor escala, no quadrante NW, foi afetado metassomaticamente pelo processo de fenitização, principalmente ao longo da direção de xistosidade. No quadrante NW, o fenito é de cor cinza esverdeada e no quadrante SE sua cor é vermelha. O maciço é constituído principalmente por rochas nefelínicas, tinguaítos e foiaítos, mas possui em seu interior rochas anteriores à intrusão alcalina. São sedimentos e rochas vulcânicas formadas por tufos, brechas, aglomerados e lavas ankaratríticas. Os sedimentos acompanham o contato com o gnaisse e afloram em maior extensão nas áreas W e S do complexo. A base do pacote sedimentar consta de camadas argilo-arenosas, com estratificação horizontal e o topo é formado por arenitos com estratificação cruzada. Acham-se perturbados e mergulham, no geral, para o interior do maciço. Sobre os sedimentos foram depositados brechas, tufos e lavas, que formam uma faixa contínua no bordo N-W. Nas brechas predominam fragmentos de sedimentos, gnaisse, diabásio e lavas. O cimento é rico em quartzo detrítico arredondado. Na diagênese, a ação de soluções hidrotermais é evidenciada pelo aparecimento de biotita autígena em um feltro de microcristais de aegerina e apatita. No cimento, a calcita secundária é muito comum, chegando a substituir parcial ou totalmente o quartzo. As lavas ankaratríticas, quase sempre em espessos derrames, formam freqüentemente aglomerados. Vestígios de rochas vulcânicas são encontrados em quase todo o bordo interno, indicando que a atividade vulcânica abrangeu grande área. Após essa atividade vulcânica formaram-se fonolitos, tinguaítos e foiaítos, com freqüentes passagens de um tipo de rocha a outro. Os tinguaítos constituem a maior área do complexo e apresentam grande uniformidade. Em algumas áreas, principalmente nas proximidades de Cascata, afloram variedades com pseudoleucita e analcita. Os foiaítos são intrusivos no tinguaíto, mas a "mise-en-place" provavelmente deu-se contemporaneamente, sugerida pela passagem, não raro gradual de uma rocha a outra. Além dos vários tipos de foiaítos, equigranulares e traquitóides, afloram em pequena extensão lujaurito e chibinito. Para o mecanismo da intrusão, é admitido o levantamento de blocos do embasamento cristalino, que precedeu a atividade vulcânica. Durante ou após a atividade vulcânica, deu-se o abatimento da parte central com formação de fendas radiais e circulares, que permitiram a subida do magma. A existência, mesmo no atual estágio de erosão, de pequenas áreas de material vulcânico perturbado pela intrusão, indica que o abatimento não foi total, tendo parte do teto servido de encaixante para a formação dos tinguaítos e diferenciação de foiaítos. Na periferia formou-se o grande dique anelar de tinguaíto, com mergulhos verticais ou quase verticais, de espessura variável, formando um anel quase completo. A dedução da forma geométrica da intrusão de tinguaítos da parte central do maciço é dificultada pela grande homogeneidade mineral e textural das rochas. O abatimento iniciou-se no centro, onde a intensidade deste fenômeno deu-se em maior escala, sendo anterior à formação do dique anelar. Evidenciando este fato, observamos no interior do dique numerosos xenólitos de rochas do interior do maciço. Finalizando os eventos magmáticos na região, deu-se a intrusão dos foiaítos sob a forma de diques menores cortando o grande dique anelar. A sequência das intrusões parece ser do centro para a periferia, contrariando a observada na maioria das intrusões alcalinas. O planalto é formado de duas áreas geomorfologicamente distintas: a maior, com drenagem anelar e a menor, com relevo entre juventude e maturidade, na qual predomina a drenagem radial. É provável que parte do sistema de drenagem obedeça às direções principais de diaclases. Após a atividade do magma alcalino, ocorreram falhamentos em grande área, das quais o principal formou o "graben" E-W que tangencia o bordo sul do complexo. Os recursos minerais são representados por jazidas de bauxita e de minerais zirconíferos como zircão, caldasita, badeleyta, nos quais há teores variáveis de urânio, e os depósitos de tório são formados a partir de fenômenos ligados a processos hidrotermais, que destruíram os minerais primários e possibilitaram a posterior precipitação em fendas.