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UNIVERSIDADE ESTADUAL DE CAMPINAS INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS PAVEL EMIL CAÑABI QUISPE GEOLOGIA, GEOQUÍMICA E GEOCRONOLOGIA DOS GRANITOIDES FOLIADOS E ROCHAS SUBVULCÂNICAS DA REGIÃO DE PEIXOTO DE AZEVEDO SETOR LESTE DA PROVÍNCIA AURÍFERA DE ALTA FLORESTA, MATO GROSSO CAMPINAS 2016

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UNIVERSIDADE ESTADUAL DE CAMPINAS

INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS

PAVEL EMIL CAÑABI QUISPE

GEOLOGIA, GEOQUÍMICA E GEOCRONOLOGIA DOS GRANITOIDES

FOLIADOS E ROCHAS SUBVULCÂNICAS DA REGIÃO DE PEIXOTO DE

AZEVEDO SETOR LESTE DA PROVÍNCIA AURÍFERA DE ALTA FLORESTA,

MATO GROSSO

CAMPINAS

2016

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PAVEL EMIL CAÑABI QUISPE

GEOLOGIA, GEOQUÍMICA E GEOCRONOLOGIA DOS GRANITOIDES

FOLIADOS E ROCHAS SUBVULCÂNICAS DA REGIÃO DE PEIXOTO DE

AZEVEDO SETOR LESTE DA PROVÍNCIA AURÍFERA DE ALTA FLORESTA,

MATO GROSSO

DISSERTAÇÃO APRESENTADA AO INSTITUTO DE

GEOCIÊNCIAS DA UNIVERSIDADE ESTADUAL DE

CAMPINAS PARA OBTENÇÃO DO TÍTULO DE

MESTRE EM GEOCIÊNCIAS NA ÁREA DE

GEOLOGIA E RECURSOS NATURAIS

ORIENTADORA/SUPERVISOR: DRA. MARIA JOSÉ MESQUITA

ESTE EXEMPLAR CORRESPONDE À VERSÃO FINAL DA

DISSERTAÇÃO DEFENDIDA PELO ALUNO PAVEL EMIL

CAÑABI QUISPE E ORIENTADA PELA PROFA. DRA. MARIA

JOSÉ MESQUITA

CAMPINAS

2016

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Agência(s) de fomento e nº(s) de processo(s): CNPq, 132501/2014-7

Ficha catalográficaUniversidade Estadual de CampinasBiblioteca do Instituto de GeociênciasCássia Raquel da Silva - CRB 8/5752

Quispe, Pavel Emil Canabi, 1985-Q48g QuiGeologia, geoquímica e geocronologia dos granitoides foliados e

rochas subvolcânicas da região de Peixoto de Azevedo Setor Leste da Província Aurífera de Alta Floresta, Mato Grosso / Pavel Emil Canabi Quispe. – Campinas, SP : [s.n.], 2016.QuiOrientador: Maria José Maluf de Mesquita.QuiDissertação (mestrado) – Universidade Estadual de Campinas, Instituto deGeociências.

Qui1. Outo - Minas e mineração - Alta Floresta (MT). 2. Crátons - Amazonia. 3.Magmatismo. 4. Cisalhamento. 5. Geocronologia. 6. Peixoto de Azevedo (MT).I. Mesquita, Maria José,1961-. II. Universidade Estadual de Campinas. Institutode Geociências. III. Título.

Informações para Biblioteca Digital

Título em outro idioma: Geology, geochemistry, geochronology of foliated granitoids and subvolcanic rocks of Peixoto de Azevedo region, Alta Floresta Gold Province, Mato GrossoPalavras-chave em inglês:Gold - Mines and mining - Alta Floresta (MT)Craton - AmazonMagmatismShearGeochronologyPeixoto de Azevedo (MT)Área de concentração: Geologia e Recursos NaturaisTitulação: Mestre em GeociênciasBanca examinadora:Maria José Maluf de Mesquita [Orientador]Roberto Perez XavierCaetano JulianiData de defesa: 25-08-2016Programa de Pós-Graduação: Geociências

Powered by TCPDF (www.tcpdf.org)

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UNIVERSIDADE ESTADUAL DE CAMPINAS

INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS

PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS NA

ÀREA DE GEOLOGIA E RECURSOS NATURAIS

AUTOR: Pavel Emil Cañabi Quispe

“Geologia, Geoquímica e Geocronologia dos Granitoides Foliados e Rochas

Subvulcânicas da Região de Peixoto de Azevedo Setor Leste da Província

Aurífera de Alta Floresta, Mato Grosso

ORIENTADORA: Profa. Dra. Maria José Maluf de Mesquita

Aprovado em: 25 / 08 / 2016

EXAMINADORES:

Profa. Dra. Maria José Maluf de Mesquita

Prof. Dr. Roberto Perez Xavier

Prof. Dr. Caetano Juliani

A Ata de Defesa assinada pelos membros da Comissão Examinadora,

consta no processo de vida acadêmica do aluno.

Campinas, 28 de agosto de 2016.

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SÚMULA/BIOGRAFIA

Geólogo graduado pela Universidade Nacional de Engenharia, Lima-Perú, trabalhou

por três anos em diversas empresas de exploração mineral. Tem se desenvolvido nas áreas de

geologia estrutural de regiões cisalhadas, granitóides e amostragem de controle de qualidade.

Atualmente, está desenvolvendo mestrado no Instituto de Geociências da Universidade de

Campinas State- IG / UNICAMP-Brasil. Ele é parte de um grupo de pesquisa.Referências

bibliográficas:

MESQUITA, M. J.; TREVISAN, V. G.; TEIXEIRA, R. V.; ASSIS, R. R.; XAVIER, R. P.;

QUISPE, P.; MORETTI, M. R.; SCHMIDT, V. AGNOLETTO, A.; PAES DE

BARROS, A. J.; MIGUEL-JÚNIOR, E. 2015. Ductile shear zone-hosted gold

deposits in the Paleoproterozoic Alta Floresta Province (Brazil). 13th Biennial

Metting, SGA, Nancy. Pg 141-144.

FREITAS, K. F; PIMENTA V.A.; MESQUITA, M. J.; GOMES, M. B.; TEIXEIRA, R. V.;

QUISPE, P. 2016. ANÁLISE DE MICROESTRUTURAS EM ROCHAS DE CISALHAMENTO

DO DEPÓSITO PETECA, SETOR LESTE DA PROVÍNCIA AURÍFERA DE ALTA FLORESTA,

MT. IN: PONTES, A. J. R.; LEITE, E. R. V. GEOLOGIA DAS SERRAS GAÚCHAS E

ENTORNOS. IN: CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA, 48, 2016, PORTO

ALEGRE - RS. ANAIS... SÃO PAULO - SP: SOCIEDADE BRASILEIRA DE GEOLOGIA,

2016. < HTTP://SBGEO.ORG.BR >. 23/10/2016.

TEIXEIRA, R. V; MORETI, M.; QUISPE, P.; MESQUITA, M. J.; MATOS, J. H.;

XAVIER, R. P.; PAES DE BARROS, A. J.; ASSIS, R. R.; TREVISAN, V. G.;

MIGUEL-JÚNIOR, E.; AGNOLETTO, A. 2016. CONTROLE ESTRUTURAL DA

MINERALIZAÇÃO AURÍFERA DO DEPÓSITO TIPO VEIO PETECA, PROVÍNCIA

AURÍFERA DE ALTA FLORESTA NA REGIÃO DE FLOR DA SERRA, MT. IN: PONTES, A.

J. R.; LEITE, E. R. V. GEOLOGIA DAS SERRAS GAÚCHAS E ENTORNOS. IN:

CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA, 48, 2016, PORTO ALEGRE -

RS. ANAIS... SÃO PAULO - SP: SOCIEDADE BRASILEIRA DE GEOLOGIA, 2016.

< HTTP://SBGEO.ORG.BR >. 23/10/2016.

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AGRADECIMENTO

Eu gostaria de agradecer a minha mãe (Rosa Quispe) e meus irmãos (Joseph, Luis,

Deysi, Frederick, Rosalyn e Andrea) pelo apoio e carinho, a Dr. Maria José Mesquita pela

orientação, tolerância e hospitalidade, a Vanessa Pimenta pela ajuda útil com a revisão do

Inglês, a Companhia Mato-Grossense de Mineração-METAMAT e a Companhia Biogold

pela ajuda com a coleta de dados e logística no campo e ao professor Dr. Mauro Geraldes da

Universidade estadual do Rio de Janeiro pela datação geocronológica. Eu estou muito

agradecido com o Instituto de Geociências da Universidade Estadual de Campinas-IG /

UNICAMP pelo apoio constante, ao CNPq pelo apoio financeiro, número: 132501 / 2014-7.

A meu filho (Joaquin Cañabi), estendo o meu agradecimento especial por me ensinar o amor

incondicional, para ser feliz, ter esperança e não me render das adversidades da vida.

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Há homens que lutam um dia e são

bons, há outros que lutam um ano e são

melhores, há os que lutam muitos anos e são

muito bons. Mas há os que lutam toda a vida

e estes são imprescindíveis. ”

Bertolt Brecht

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RESUMO

A Província Aurífera Alta Floresta está inserida na porção sul do Cráton Amazonas, no limite

entre as províncias geotectônicas Venturai-Tapajós (1.95-1.80 Ga) e Rio Negro-Juruena (1.8-1.55 Ga).

A maioria dos depósitos auríferos primários e secundários está concentrada no segmento leste da

Província Aurífera Alta Floresta, principalmente na região de Peixoto de Azevedo, foco desta

pesquisa. No entanto, embora seja uma área economicamente importante, a região possui um contexto

geológico e tectônico com escassez de dados. Mapeamento em escala 100 000 e dados petrográficos,

geoquímicos e geocronológicos evidenciam o seguinte ambiente geológico: (a) o Hornblenda quartzo-

diorito, o Biotita tonalito e granodiorito e dacito Naiuram, o apresentam altos teores de CaO e Al2O5,

com afinidade metaluminosa a peraluminosa, magnesiana, e fazem parte da série magmática cálcio-

alcalina médio a alto-K, formados provavelmente em arcos magmáticos. A o dacito Naiuram têm

idade de cristalização magmática de 2012 ± 13 Ma (U-Pb em zircão) e o Hornblenda quartzo-diorito

idade de 1981.2 ± 8.1 Ma; (b) o granada-muscovita Leucogranito Braço Norte apresenta alto teor de

sílica, com afinidade peraluminosa, magnesiana, e é considerado parte da associação leucocrática

peraluminosa. A idade de cristalização magmática é 2006 4.7 Ma, onde altos teores de Rb e baixo de

Nb e Y sugerem granitos de fusão crustais; (c) os granitoides Gringo e Cruzeiro exibem afinidade

peraluminosa, com trend magnesiano a ferroso. O baixo teor de CaO e Al2O5, especialmente nos

granitos Cruzeiro, sugere que estes granitóides não fazem parte da série magmática cálcio-alcalina, e

podem fazer parte da série magmática toleítica de alto K, descrita para magmatismo pós-colisional. A

foliação e microestruturas de alta T podem indicar deformação subsolidus, com caráter sin-tectônico

ao sistema de zonas de cisalhamento transcorrente Peru-Trairão; e (d) as rochas vulcânicas e

subvulcânicas Batistão (Quartzo feldspato pórfiro e Microesferulito maciço riolito) exibem afinidade

peraluminosa, ferrosa e fazem parte das rochas tipo A, conforme o alto teor de HFSE e FeOt / (FeOt +

MgO) ~ 0.9, provavelmente relacionadas a ambientes pós-colisionais a intraplaca. No sistema de

zonas de cisalhamento Peru-Trairão, quatro zonas de cisalhamento de primeira ordem NW-SE,

transcorrentes, dúctil a rúptil-dúctil, foram reconhecidas e denominadas de Joaquim, Paraíba, Peteca e

Serrinha. Estas afetam principalmente os granitóides, dioritos e quartzo-dacitos, foliados,

desenvolvendo milonitos e filonitos. Os dados obtidos sugerem que a região de Peixoto de Azevedo é

parte da província Tapajós-Parima, onde Hornblenda quartzo-diorito, Biotita tonalito e as rochas

Naiuram podem estar relacionados ao arco magmático Cuiú Cuiú (2001-1986 Ma); o granada-

muscovita Leucogranito Braço Norte pode estar provavelmente relacionado à leucogranitos e

interpretado como parte de um evento collisional do arco magmático Cuiú Cuiú. Os granitoides

Gringo e especificamente Cruzeiro podem estar relacionados ao arco Creporizão (1980-1957 Ma) e

provavelmente se alojaram no sistema de cisalhamento Peru-Trairão rm ambiente pós-colisional. Este

novo contexto geológico leva a uma melhor compreensão da região de Peixoto de Azevedo, contribui

para aprimorar as relações geotectônicas entre as províncias auríferas de Alta Floresta e Tapajós e

consequentemente aprimorar novas estratégias de exploração na área.

Palavras-chaves: Província Aurífera Alta Floresta, Cráton Amazonas, região Peixoto de

Azevedo, magmatismo Paleoproterozóico, Zonas de cisalhamento.

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ABSTRACT

Alta Floresta Gold Province is located in the southern portion of the Amazonian craton, at the limit

between the geochronological provinces of Ventuari-Tapajós (1.95-1.80 Ma) and Rio Negro-Juruena

(1.8-1.55 Ma). Most of the primary and secondary gold deposits and occurrences are concentrated at

the easternmost segment of Alta Floresta Gold Province, mainly at the Peixoto de Azevedo region,

focus of this research. Although the strategic importance of Peixoto de Azevedo region, it displays a

scarce and controversial geological and geotectonic framework. Mapping (1:100.000 scale),

petrography, whole rock geochemistry, and U-Pb geochronology reveal the following geological

environment: (a) Naiuram granodiorites and dacites, Hornblende Quartz-diorites, and Biotite tonalites

are metaluminous, magnesian, medium-K, whose high CaO and Al2O5 content (especially in

Hornblende Quartz-diorites), moderate to high fractionation pattern, and weak Eu anomaly

characterized the calc-alkaline series. Naiuram phyric dacites have magmatic crystallization ages of

2012 ± 13 Ma (U-Pb in zircon), whilst Hornblende quartz-diorites have 1981.2 ± 8.1 Ma. The

difference from 10 to 30 Ma may correlate them to the same evolved magmatic arc; (b) Braço Norte

garnet-muscovite leucogranites are related to the peraluminous leucocratic association, at the age of

2006 4.7 Ma. The high Rb, small Nb, and Y content is expected for crustal granites; (c) Gringo and

Cruzeiro granitoids are peraluminous high-K subalkaline to alkaline, with a magnesium to ferroan

trend. They could represent a high-K tholeiitic post-collisional magmatism, with a syntectonic

character regarding the transcurrent Peru-Trairão shear zone system. The high-T foliation and

microstructures could indicate a subsolidus deformation; (d) Batistão quartz-feldspar porphyry and

microspherulitic massive rhyolites are meta- to peraluminous, ferroan A-type, according to the high

HFSE content and FeOt / (FeOt + MgO) ~ 0.9, which suggest magma source of post-collisional to

within-plate environments. In the Peru-Trairão shear zone system, four NW-SE first order shear zones

were identified and named: Joaquim, Paraíba, Peteca, and Serrinha. They affected all foliated

granitoids, and developed sericite-chlorite-carbonate phyllonites, which host several gold-quartz vein-

type ore. It is suggested that Peixoto de Azevedo region is part of the Tapajós-Parima province. In this

context, Biotite Tonalites, Hornblende Quartz-diorites, and Naiuram granodiorites and dacites could

be part of the Cuiú-Cuiú magmatic arc. Braço Norte garnet-muscovite leucogranites are probably

related to leucogranites, interpreted to be part of a collisional event of the Cuiú-Cuiú magmatic arc.

The more evolved high-K Gringo, and especially Cruzeiro, granitoids could be part of the Creporizão

Intrusive Suite, because they are enriched in high field strength elements (HFSE) and are probably

emplaced in the Peru-Trairão transcurrent shear zone system. The new geological framework could

bring a better understanding of Peixoto de Azevedo region, to improve the geological connections

between Alta Floresta Gold Province and Tapajós Gold Province, and to guide new exploration

strategies in the area.

Keywords: Alta Floresta Gold Province, Amazonian craton, Peixoto de Azevedo region,

Paleoproterozoic magmatism, Shear zone system.

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LISTA DE ILUSTRAÇÕES

Figura 1. 1. Localização da região de Peixoto de Azevedo – mostrando os principais

depósitos de ouro (cor vermelho) e ocorrências ................................................................... 20

Figure 3.1. Distribuição das províncias geotectônicas do Cráton Amazonas (a) modelo de

Tassinari et al. (1999); (b) modelo de Santos et al. (2000). Quadrado vermelho - limite da

Provincia Aurífera de Alta Floresta (PAAF); quadrado preto: limite do setor leste da

PAAF. ...................................................................................................................................... 29

Figure 3.2. Mapa geológico do setor leste da provincial Aurífera de Alta Floresta

(adaptado de Paes de Barros, 2007; SILVA, 2014; Rodrigues, 2012, Assis, 2015; Miguel-

Jr., 2011). Área quadrada delimita a área de estudo. ......................................................... 30

Figura 4. 1 Mapa geológico da região de Peixoto Azevedo. ................................................... 35

Figura 4.2. Gnaisses Alto Alegre: (a) Fotografia do gnaisse com bandamento centimétrico

afetado por zona de cisalhamento dúctil; (b) fotomicrografia em luz polarizada (LP)

mostrando a foliação proeminente, marcada por níveis anastomosados de biotita circundando

feldspatos com manto de recristalização. Bandamento não é proeminente. ............................ 36

Figura 4.3. Gnaisses Gavião: (a) afloramento em planta do gnaisse com o bandamento

salientado pelo intemperismo; (b) Fotomicrografia em LP do bandamento gnássico, onde

bandas de hornblenda, biotita e minerais opacos, alternam com bandas quartzo-feldspáticas.37

Figura 4.4. Hornblenda quartzo-dioritos: (a) amostra de mão com textura heterogranular,

corte não adequado a ocservar foliação; e (b) fotomicrografia em LP da foliação

anastomosada marcada pelos agregados máficos circundando fenocrital de plagioclásio. ...... 39

Figura 4.5. Biotita tonalito: (a) amostra de mão de rocha mesocrática com foliação (Sn)

marcada por agregados irregulares de biotita; (b) Fotomicrografia em LP de grãos anédricos

de plagioclásio com bordas arredondadas, eonvoltos por biotita secundária. Biotita primária

deformada com kink bands e limites recristalizados a alterados a sericita (flexa vermelha); (c)

fenocristal de plagioclásio com microestruturas de kink bands, subgrãos a novos grãos. ....... 40

Figura 4.6. Granodioritos e dacitos Naiuram: (a) amostra de mão de hornblenda granodiorito

mesocrático, corte ruim para visualizar foliação; (b) fotomicrografia em LP de agregado ígneo

de plagioclásio e biotita (parte superior) envolto por matriz recirstalizada de plagioclásio e

quartzo. Plagioclásio com macla mecânica em cunha e biotita com bandas de deformação

afetando a clivagem (001); (c) amostra de mão do plagioclásio dacito fírico com textura

afanítica; (d) fotomicrografia em LP de fenocristais de plagioclásio definindo a foliação (Sn).

Intensa alteração hidrotermal marcada por sericita e clorita. ................................................... 41

Figura 4.7. Muscovita leucogranito Braço Norte: (a) amostra de mão do leucogranito com

foliação marcada por alinhamento fino de feldspatos envolvendo granada. Notar forte

silicificação; (b) fotomicrografia em luz polarizada (LP) de plagioclásio afetado por forte

alteração potássica (microclinização). Granada arredondada e plagioclásio alterados a sericita;

(c) fotomicrografia em LP de agregados de muscovita, biotita alterada a clorita e pedaços de

granada envoltos por alteração para sericita ............................................................................. 42

Figura 4.8. Granitóides gringo: (a) amostra de mão do granada-biotita granodiorito pouco

foliado; (b) amostra de mão do granada-biotita granodiorito com foliação (Sn) bem marcada

por biotita; (c) fotomicrografia em LP da foliação marcada por orientação granada fraturada

envolta por muscovita e quartzo recristalizado; (d) amostra de mão do biotita granito

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porfirítico pouco foliado, com textura ígnea preservada; (e) amostra de mão do biotita granito

equigranular extremamente foliado, com quartzo azul e níveis de biotita marcando a foliação;

(f) fotomicrografia em LP da foliação marcada por orientação de feldspato ovalado

contornado por biotita e muscovita. ......................................................................................... 43

Figura 4.9. Biotita granito Cruzeiro: (a) amostra de mão do sienogranito porfirítico

mesocrático, com foliação milonítica característica; (b) fotomicrografia em LP da foliação da

foliação milonítica marcada por porfiroclastos de feldspato contornados por agregados

máficos a biotita e epidoto. Micro-falhas intragranulares de cisalhamento em feldspato

preenchida por quartzo, albita e epidoto. .................................................................................. 45

Figura 4.10. Granito Matupá: (a) textura heterogranular a porfirítica, rosa, isotrópico; (b)

agregado máfico composto por hornblenda, biotita, titanita e minerais opacos. Biotita alterada

à clorita. .................................................................................................................................... 46

Figura 4.11. Granitos Peixoto: (a) amostra de mão de granodiorito leucocrático, cinza e

isotrópico; (b) fotomicrografia com LP de textura heterogranular com agregados máficos e

quartzo intersticioal. Arranjo de feldspatos, com textura mirmequímica, (seta vermelha).

Agregados máficos de biotita, titanita, epidoto e minerais opacos. ......................................... 47

Figura 4.12. (a) amostra de mão rocha de granulação muito fina, melanocrática e isótropica;

(b) amostra de mão de rocha porfirítica com megacristais de plagioclásio e matriz de

granulação muito fina; (c) amostra de mão de rocha de granulação média, mesocrática e

isótropa; (d) histograma simples, mostrando três principais populações de orientação dos

diques máficos: NNE-SSW, NNW-SSE, e WNW-ESSE. ....................................................... 48

Figura 4.13. Quartzo-feldspato pórfiro: (a) amostra de mão da textura porfirítica marcada por

fenocristais de quartzo e feldspato alcalino em matriz afanítica marrom avermelhada; (b)

fotomicrografia em LP de fenocristais de quartzo e feldspato alcalino envoltos por matriz

muito fina a base de quartzo, feldspatos, biotita, etc. Microfraturas intragranulares em

quartzo, preenchidas por quartzo microcristalino. Fenocristal de ortoclasio (canto inferior

direito) com pertita em manchas. ............................................................................................. 49

Figura 4.14. Riolito maciço microesferulítico: (a) amostra de mão da textura afanítica,

marrom avermelhada; (b) fotomicrografia em LP com textura microesferulítica de quartzo e

feldspato alcalino. ..................................................................................................................... 50

ANEXO 01

Figure 1. (a) Geocronological provinces of Amazonian craton from Tassinari and

Macambira, (1999), (b) Geological domains of Alta Floresta Gold Province- AFGP (from

Paes de Barros, 2007), including the approximate boundary of Ventuari-Tapajos and Rio

Negro-Juruena provinces (according to Tassinari and Macambira 1999, Ribeiro e Duarte

2010 ). The eastern portion of AFGP is marked by red number: (1). ...................................... 71

Figure 2. Geological map of AFGP eastern portion, with the main lithological units and gold

ocurrences (adapted from Paes de Barros, 2007; Silva, 2014; Rodrigues, 2012). The studied

area is marked by the black squre. ........................................................................................... 72

Figure 3. Geological map of the Peixoto de Azevedo region. Shear zones are: Joaquim shear

zone (JSZ1 and JSZ2); Paraíba shear zone (PASZ); Peteca shear zone (PSZ) and Serrinha

shear zone (SSZ). ...................................................................................................................... 74

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Figure 4. Photographs of hand specimen of: (a) Gavião gneiss, alternating quartz –

feldspatic bands and mafic minerals bands, (b) Heterogranular biotite granodiorite of Alto

Alegre gneisses, the main foliation is transposed to a discrete ductile shear zone; (c) Biotite

tonalite, biotite irregular bands mark Sn; (d) Hornblende quartz-diorite showing a weak

foliation and cut by mafic dike; (e) Hornblende and/or biotite granodiorite of Naiuram, Sn

foliation is marked by quartz-fekldspatic lenses; (f) Phyric plagioclase dacite of Naiuram,

leucocratic weakly foliated; (g and h) Braço Norte garnet-muscovite leucogranite, exhibiting

enclave of diffuse contact, composed of Al-rich minerals (red narrow). ................................. 76

Figure 5. Quartzo (Q) – plagioclase (P) – alkaline feldspar (A) diagram for the petrographic

classification of the foliated rocks (Streckeisen (1976)............................................................ 80

Figure 6. Photomicrography in polarized light. (a) Plagioclase exhibiting recrystallized

internal subgrains new grains in the Hornblende quartz-diorite. Note hornblende inclusions;

(b) Biotite tonalite shows prismatic plagioclase’s grains with rounded grain boundaries.

Recrystallized quartz in the matrix; (c) Plagioclase phyric dacite shows plagioclase

phenocrysts (up to 1 mm) with sericite, carbonate and epidote, as hydrothermal minerals; (d)

Relicts of garnet with muscovite and biotite corona are observed in the Braço Norte

Leucogranites;(e) Gringo porphyritic biotite granite shows -feldspar aggregate in a fine-

grained matrix; (f) Gringo garnet-biotite granodiorite foliation marked by biotite and quartz.

Note with chessboard subgrain pattern in quartz (arrow); (g) plagioclase porphyroclast with

pressure shadow composed of recrystallized fine quartz, biotite and epidote in the Cruzeiro

granite; and (h) Euhedral alkaline feldspar and microspherulite in the Batistão ryolite. ....... 82

Figure 7. Diagrams of Frost et al. (2001) for the igneous rocks of Peixoto de Azevedo region.

(a) Na2O+K2O-CaO) vs SiO2; (b) SiO2 vs K2O diagram; (c) FeOt/(FeOt+MgO) vs SiO2

diagram. Fields of A-type and Cordilleran-type granites from Frost et al. (2001); (d) A/NK

vs A/CNK diagram (Shand, 1943), modified by Frost et al. (2001). All data in wt. %. ........... 89

Figure 8. Major element diagrams using SiO2 as differentiation index for foliated granitoids

and volcanic/sub-volcanic rocks of the Peixoto de Azevedo region. All data in wt. %. Symbols

as in figure 7. ............................................................................................................................ 90

Figure 9. Chosen trace element (Zr, Y, Nb, Ni, Sr, Rb, Ba) diagrams using SiO2 as

differentiation index for foliated granitoids and volcanic/sub-volcanic rocks of the Peixoto de

Azevedo region. All data in wt. %. Symbols as in figure 7. ...................................................... 91

Figure 10. Chondrite normalized REE patterns (Boynton, 1984) for foliated granitoids and

volcanic/sub-volcanic rocks of the Peixoto de Azevedo region: (a) Hornblende quartz-

diorites, biotite tonalites and Naiuram granodiorites and dacites; (b) Braço Norte

leucogranites; (c) Gringo granitoids and Cruzeiro biotite granites; and (d) Batistão volcanic

to sub-volcanic. Symbols as in figure 7. ................................................................................... 92

Figure 11. Spidergram normalized to OIB (Sun & McDonough, 1989) for foliated granitoids

and volcanic/sub-volcanic rocks of the Peixoto de Azevedo region: (a) Hornblende quartz-

diorites, biotite tonalites and Naiuram granodiorites and dacites; (b) Braço Norte

leucogranites; (c) Gringo granitoids and Cruzeiro biotite granites; and (d) Batistão volcanic

to sub-volcanic. Symbols as in figure 7. ................................................................................... 93

Figure 12. Tectonic discrimination diagrams for foliated granitoids and volcanic/sub-

volcanic rocks of the Peixoto de Azevedo region (a) Rb-(Y+Nb) and (b) Nb-Y diagrams by

Pearce et al., 1984. Fields for syn-collision (syn-COLG), volcanic arc (VAG), within plate

(WPG), and ocean ridge (ORG). Symbols as in figure 7. ........................................................ 94

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Figure 13. Ga discrimination diagrams for foliated granitoids and volcanic/sub-volcanic

rocks (a) 10000*Ga/Al vs Y, (b) 10000*Ga/Al vs Nb (Whalen et al., 1987). Fields for A (A-

type), I&S (I- and S-type) granite. Symbols as in figure 7. ...................................................... 94

Figure 14. Subdivision of Gringo granitoids, Cruzeiro biotite granites and Batistão volcanic

to sub-volcanic rocks into A1- and A2-subtype by Eby (1990, 1992). (a) Nb-Y-Ce ternaty

plots. (b) Y/Nb vs Yb/Ta diagram. OIB = Oceanic Island Basalts field, IAB = Island Arc

Basalts field. Symbols as in figure 7. ........................................................................................ 97

Figure 15. Cathodoluminescence images of Zircon grains: zircon crystal (a) Sample PFS-

022, Gringo erogranular biotite granite; (b) sample PET-005, Naiuram phyric plagioclase

dacite; (c) sample PET-002, Braço Norte garnet-muscovite leucogranite; and (d) PFS-066,

Hornblende quartz-diorite. ....................................................................................................... 98

Figure 16. U-Pb Concordia diagrams for zircon grains: (a) Sample PFS-022 of

heterogranular biotite granite (b) sample PET-005 of phyricplagioclase dacite, (c) sample

PET-002 of Braço Norte garnet-muscovite leucogranite, (d) PFS-066 of heterogranular

hornblende diorite. ................................................................................................................... 99

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LISTA DE TABELAS

Tabela 2.1 Localização das amostras pesquisadas: (1): Petrografía; (2) Geoquimica - FRX;

(3) Geoquimica – ICP-MS;(4): Geocronologia U-Pb – ICP-MS-LA. ..................................... 23

Tabela 2.2 Lista de abreviaturas dos minerais. ........................................................................ 24

Tabela 3. 1. Principais unidades geológicas do Setor leste da PAAF, com idade e ambiente

geotectônico (modificado por Assis, 2015). 31

Tabela 4. 1 Dados geoquimico dos granitoides da região Peixoto de Azevedo 53

ANEXO 01

Table 1. Geochemistry data of the granitoids of Peixoto de Azevedo region. ........................ 86

Table 2. U-Pb LA-ICP-MS isotopic data for the analyzed samples of Peixoto de Azevedo

region ...................................................................................................................................... 100

Table 3. Data summary of the samples investigated in this work ........................................ 102

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SUMÁRIO

1. APRESENTAÇÃO ............................................................................................................. 18

1.1 Introdução ..................................................................................................................... 18

1.2 Objetivos e Justificativa ............................................................................................... 19

1.3 Localização e vias de acesso ......................................................................................... 20

2. MATERIAS E METODOS ............................................................................................... 21

2.1 Compilação e processamento de mapas e dados prévios ........................................... 21

a) Mapas de gamaespectrometria e litogeofísica ........................................ 21

b) Extração de lineamentos para o mapa estrutural .................................. 21

2.2 Trabalhos de campo ...................................................................................................... 22

2.3 Preparação e análises no laboratório .......................................................................... 22

a) Petrografia ................................................................................................. 22

b) Análises geoquímica de rocha total ......................................................... 24

c) Análises geocronológicas........................................................................... 26

3. CONTEXTO GEOLOGICO REGIONAL ...................................................................... 27

4. GEOLOGIA E PETROGRAFIA DA REGIÃO DE PEIXOTO AZEVEDO ............... 34

4.1 Unidade metamórfica ................................................................................................... 34

Gnaisse Alto Alegre (Gaa) ............................................................................................... 34

Gnaisses Gavião (Gag) ..................................................................................................... 36

4.2 Unidade de granitóides e rochas vulcânicas foliados ................................................. 37

Hornblenda quartzo-diorito (Hqd) .................................................................................. 37

Biotita Tonalito (Btt) ........................................................................................................ 38

Granodioritos e dacitos Naiuram (Ngd) .......................................................................... 40

Braço Norte Leucogranitos (Bnl) .................................................................................... 42

Granitóides Gringo (Ggs) ................................................................................................. 43

Biotita granito Cruzeiro (BgC) ........................................................................................ 44

4.3 Unidade de granitóides isotrópicos ............................................................................. 45

Granitos Matupá (GM) .................................................................................................... 45

Granitos Peixoto (GP) ...................................................................................................... 46

4.4 Unidade rochas de vulcânicas e sub-vulcânicas isotrópicas ...................................... 47

Rochas sub-vulcânicas máficas ....................................................................................... 47

Quartzo-feldspato pórfiro (QfP) ...................................................................................... 48

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Riolito maciço microesferulítico (Rmm) ......................................................................... 49

5. GEOQUÍMICA E GEOCRONOLOGIA DOS GRANITÓDES FOLIADOS .............. 51

6. PRINCIPAIS CONCLUSÕES .......................................................................................... 56

7. REFERÉNCIAS ................................................................................................................. 59

ANEXOS ................................................................................................................................. 66

ANEXO 01 ............................................................................................................................... 67

ABSTRACT ............................................................................................................................ 67

1. Introduction ........................................................................................................................ 68

2. Materials and methods ....................................................................................................... 69

3. Regional Geologic Setting .................................................................................................. 70

4. Local geology ....................................................................................................................... 73

5. Petrography of foliated granitoids and Batistão volcanic to sub-volcanic rocks .......... 79

Hornblende quartz-diorites .................................................................................................. 80

Biotite tonalites ..................................................................................................................... 80

Naiuram granodiorites and dacites ..................................................................................... 81

Braço Norte garnet-muscovite leucogranites ..................................................................... 81

Gringo granitoids ................................................................................................................. 83

Cruzeiro biotite granites ...................................................................................................... 83

Batistão volcanic and subvolcanic rocks ............................................................................ 84

6. Geochemistry of foliated granitoids and volcanic/subvolcanic rocks ............................ 84

Hornblende quartz-diorites, biotite tonalites, and Naiuram granodiorites and dacites .... 84

Braço Norte leucogranites ................................................................................................... 92

Gringo granitoids and Cruzeiro biotite granites ................................................................. 94

Batistão volcanic to subvolcanic rocks ................................................................................ 95

7. U-Pb geochronology ........................................................................................................... 97

8. Discussion .......................................................................................................................... 102

Petrology of the rocks of Peixoto de Azevedo region ........................................................ 102

Felsic Magmatic events of the easternmost portion of Alta Floresta Gold province ...... 105

Foliated igneous rocks in the context of Tapajós Gold Province at Tapajós-Parima

Province .............................................................................................................................. 107

9. Conclusion ......................................................................................................................... 108

10. References........................................................................................................................ 111

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ANEXO 02 ............................................................................................................................. 119

ANEXO 03 ............................................................................................................................. 121

ANEXO 04 ............................................................................................................................. 123

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18

1. APRESENTAÇÃO

A presente dissertação de mestrado encontra-se dividida em duas partes. A primeira

parte compreende introdução da área, materiais e metodos, contexto geológico e uma breve

apresentação dos resultados. A segunda parte (Anexo 1) é apresentada na forma de artigo

científico a ser submetido a revista Journal of South America Earth Science, o qual contém os

resultados petrográficos, geoquímicos e geocronológicos das rochas foliadas e subvulcânicas.

Os demais anexos incluem o mapa geológico (Anexo 2), mapa estrutural (Anexo 3) e o mapa

de pontos (Anexo 4).

1.1 Introdução

O Cráton Amazonas hospeda preciosos depósitos de terras raras e metais base de

classe mundial, que são associados às principais províncias metalogénicas (Bettencourt et al,

2016), tais como: depósitos importantes de terras raras e metais raros encontrados na

província de Parima (e.g. Depósito de Pitinga ); os maiores depósitos de ouro, cobre-ouro e

metal base encontrados na província Arqueana de Carajás (e.g. Depósito de Pojuca); e

depósitos de ouro nas províncias auríferas Paleo-Mesoproterozóica Tapajós e Alta Floresta

(e.g. Depósitos Ouro Roxo e Serrinha; Bettencourt et al. 2016, Dardenne et al. 2001, Minuzzi

et al. 2008).

A Província Aurífera Alta Floresta (PAAF) insere-se entre as províncias

geocronológicas Ventuari-Tapajós e Rio Negro-Juruena (Santos et al., 2000), na porção

centro-sul do Cráton Amazonas (Silva & Abram 2008), onde configura uma área alongada de

direção NW-SE por mais de 500 km, limitada a norte pelo gráben do Cachimbo e a sul pelo

gráben dos Caiabis. A PAAF consiste de granitos e vulcânicas de idade Paleoproterozóica

(2,01-1,75 Ga), gerados em ambiente de arco magmático (Tassinari e Macambira 1999,

Santos et al. 2000, Paes de Barros 2007, Souza et al. 2005).

Na província, três grupos de depósitos e ocorrências auríferos primários foram

identificados (Xavier et al. 2013, Mesquita et al. 2015): (1) depósitos de Au ± Cu

disseminados; (2) depósitos de Au ± Cu, tipo veio em cisalhamento dúctil; e (3) depósitos de

Au + metais base, tipo veio em ambiente rúptil. A grande maioria destas mineralizações está

espacial e temporalmente relacionada a suítes graníticas paleoproterozóicas do tipo I, de

afinidade cálcio-alcalina, de médio a alto K, metaluminosa a peraluminosa, e de composição

tonalita-granodiorita a sienogranita, e muito mais subordinadamente por sequências alcalinas

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19

vulcânicas/vulcanoclásticos (Paes de Barros 2007, Assis 2011 e 2015, Xavier et al. 2013,

Moura et al. 2006, Silva 2014, Trevisan 2015).

No setor leste da PAAF, foco desta pesquisa, várias ocorrências de Au são

encontradas, principalmente na região de Peixoto de Azevedo (e.g. Os depósitos Peteca,

Paraíba e Serrinha; Teixeira 2015, Trevisan, 2015, Moura et al. 2006), onde grande parte dos

granitóides é agrupada nos granitóides foliados do embasamento (Paes de Barros, 2007;

Assis, 2015). Apesar destes granitóides hospedarem vários depósitos auríferos primários, eles

têm posicionamento geotectônico vago, são pobremente mapeados, com poucos dados

geoquímicos e geocronológicos disponíveis.

A fim de compreender melhor as ocorrências de Au nestes ambientes plutonic-

vulcânicos de Peixoto de Azevedo, é importante caracterizar estas rochas de acordo com as

séries magmáticas, com base nas características petrográficas e geoquímicas (Lameyre e

Bowden 1982, Bonin 1982, Nardi 2016). Em outras palavras, a associação das rochas

magmáticas derivadas de magmas parentais de composição similar pode ser agrupada de

acordo com suas características composicionais comuns, mesmo que o seu processo de

diferenciação inclua assimilação ou mistura com material externo, ou ainda gere reações de

magmas máficos com rochas metamórficas (Nardi, 2016). Os principais grupos assim

identificados são referidos como séries magmáticas ou ígneas e a melhor representação das

séries magmáticas é feita por Lameyre e Bowden (1982), utilizando o diagrama QAP. As

séries magmáticas também apresentam um padrão característico de diferenciação magmática

em vários diagramas químicos, por isso é importante recolher rochas com amplo espectro de

teor em SiO2.

As rochas ígneas relacionadas com uma série magmática específica são geradas em

ambiente tectônico específico, por isso Barbarin (1999) aponta que granitóides bem descritos

e datados, podem indicar o ambiente geodinâmico de formação dos magmas. Além disso, o

autor propõe o uso de granitos e rochas vulcânicas como marcadores da evolução

geodinâmica.

1.2 Objetivos e Justificativa

A região de Peixoto de Azevedo foi previamente mapeada como Complexo Xingu

(Paes de Barros, 2007), como Suíte Intrusiva Flor da Serra, composto por rochas máficas e

anfibolitos (Moreton e Martins, 2005), ou como Complexo Cuiú-Cuiú (Assis, 2015). Portanto,

esta pesquisa se propõe a entender o quadro geológico da região de Peixoto de Azevedo, com

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20

foco na caracterização petrográfica, geoquímica e geocronológica U-Pb dos diversos

granitóides, dioritos, dacitos foliados, e rochas vulcânicas, os quais a maioria hospeda minério

do tipo veio de quartzo e ouro. O estudo na região de Peixoto Azevedo é justificado pela sua

posição estratégica perto do limite entre duas províncias geocronológicas importantes a

Ventuari-Tapajós e a Rio Negro-Juruena. Pretende-se mostrar que as rochas estudadas são

parte da Província Tapajós-Parima, e correlacionar o segmento oriental da Província Aurífera

de Alta floresta, especialmente a região de Peixoto de Azevedo, à Província de Ouro de

Tapajós, para uma melhor compreensão da evolução geotectonic desta região.

1.3 Localização e vias de acesso

A região de Peixoto de Azevedo localiza-se na porção centro - norte do estado de

Mato Grosso, Brasil, entre as latitudes 10 ° 01'12 "e 10 ° 24'00 "S e longitudes 55 ° 07'48" e

54 ° 57'00 "W, aproximadamente 5 Km a noroeste da cidade de Peixoto de Azevedo (Fig.

1.1). O acesso à área pode ser feito por via aérea, do aeroporto Viracopos da cidade de

Campinas do estado de São Paulo (SP) até o aeroporto da cidade de Cuiabá do estado de Mato

Grosso (MT). De Cuiabá mais um trecho aéreo até a da cidade de Sinop. A partir de Sinop -

MT, o acesso é feito pela estrada asfaltada (rodovia BR-364, Cuiabá - Santarém) que

intercepta as cidades de Peixoto de Azevedo e Matupá (Fig. 1.1).

Figura 1. 1. Localização da região de Peixoto de Azevedo – mostrando as principais ocorrências (síbolo de

mina em preto) e depósitos de ouro (em vermelho).

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21

2. MATERIAS E METODOS

Para que os objetivos propostos fossem cumpridos, a presente pesquisa foi dividida em

três principais fases: (1) Compilação e processamento de mapas e dados prévios, (2) trabalho

de campo e (3) preparação e análises das amostras em laboratório.

2.1 Compilação e processamento de mapas e dados prévios

A primeira fase consiste principalmente na compilação da informação bibliográfica,

mapas geológicos prévios e mapas geofísicos. Os mapas de gamaespectrometria, imagem de

satélites (Landsat7 ETM+SLC-off) e topográfico foram processados para determinar os

principais afloramentos e estruturas da área.

a) Mapas de gamaespectrometria e litogeofísica

A interpretação dos mapas de gamaespectrometria auxilia caracterizar as unidades

litológicas e a detectar a presença de afloramentos de intrusões ígneas, elementos

hidrográficos, alterações hidrotermais e/ou intemperismos intenso; que contribuem

significativamente para a compreensão da região. Portanto, nós trabalhamos com mapas

ternários de parâmetros K-eTh-eU de Barbuena (2012) e mapas de relatório interno da

Companhia Biogold.

b) Extração de lineamentos para o mapa estrutural

Os lineamentos identificados e interpretados são uma importante parte da geologia

estrutural e podem revelar a arquitetura das rochas em ambientes com pouca exposição de

rocha (Ramli et al. 2010, Mwaniki et al. 2015). Além de isso, é um componente essencial para

a pesquisa na prospecção mineira (Kassou et al. 2012).

O mapa de lineamento foi gerado, com o processamento de imagens de satélite

(fornecidos pelo METAMAT), mapas de elevação topográfica e imagens Landsat 7

ETM+SLC-off (2003-present), o qual foi baixado do site USGS e pré-processado no ENVI

5.0.

Para a extração de lineamentos foi usada a banda 5 das imagens Landsat 7 com o

programa “PCI Geomática”. As aplicações do programa que foram usadas são: “lineament

extraction algorithm”, o qual consiste de seis parâmetros: RADI = Filtro de raio em pixels,

GTHR = Limite para a borda do gradiente, LTHR = Limite para o comprimento da curva,

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22

FTHR = Limite de erro para a linha de montagem, ATHR = Limite para diferença angular, e

DTHR= Limite para a distância de ligação. Segundo Abdullah et al., (2015) o mais adecuado

valores de limite são: RADI=12, GTHR=80, LTHR=30, FTHR=10, ATHR=30 e DTHR=15.

As linhas geradas, segundo os parâmetros mencionados, foram consideradas como linhas de

falhas.

Porém, todos os lineamentos não são automaticamente estruturas geológicas, eles

podem ser estradas, trilhas e/ou lineamentos do sistema de água. Por conseguinte, nós

trabalhamos com combinações de bandas para a extração de lineamentos, onde a propriedades

de textura foi encontrada na razão de banda 5/1 e RGB 753 para Landsat7, o qual contém a

maior informação (Mwaniki et al. 2015).

O mapa estrutural gerado, com a individualização das zonas de cisalhamento dúcteis,

base para o mapeamento, encontrasse no Anexo III.

2.2 Trabalhos de campo

Os trabalhos de campo incluiram um mapeamento em escala 1:100.000 em uma área

de aproximadamente 1400 Km2 na região de Peixoto de Azevedo, com ênfase na

individualização dos principais litotipos identificação de rochas de rochas de cisalhamento, e

mapeamento de zonas de cisalhamentos. Os trabalhos foram realizados em de 12 de agosto até

01 de setembro de 2014, por terra e pelo rio, além da descrição de 658 metros de testemunhos

de sondagem dos depósitos Gringo, Naiuram, Luiz e Peteca. Os trabalhos de campo foram

apoiados pela Cooperativa dos Garimpeiros do Vale de Rio Peixoto – COOGAVEPE e da

Companhia Matogrossense de Mineração – METAMAT.

2.3 Preparação e análises no laboratório

As análises no laboratório incluem petrografia, geoquimica de rocha total e análises

geocronológicas pelo método U-Pb em zircão das amostras obtidas no campo (Tabela 2.1).

a) Petrografia

Para o estudo petrográfico foram feitas 20 secções delgadas e delgadas-polidas das

amostras de campo e de testemunhos de sondagem. Todas as descrições foram feitas no

microscópio ZEISS Axiphot e Leica DM-EP no Laboratório de Quantificação Mineral no

Instituto de Geociências da Universidade Estadual de Campinas (IG/UNICAMP).

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23

Na região, os granitoides observados mostram similaridades de composição

mineralógica, enquanto, mostram diferentes texturas, tamanho de grãos, porcentagem de

minerais máficos e minerais acessórios. As análises modais de cada secção delgada foram

feitas com a contagem de 1000 pontos para cada amostra segundo o metodo de Thomson

(1930), e para sua classificação petrografica segundo o diagrama de Streickensen (1976).

Tabela 2.1 Localização das amostras pesquisadas: (1): Petrografía; (2) Geoquimica - FRX; (3) Geoquimica –

ICP-MS;(4): Geocronologia U-Pb – ICP-MS-LA.

Unidade Rocha Amostra Localização geográfica 1

1

2

2

3

3

4

4

Biotita tonalito Biotita tonalita PFS-073 Afloramento: 714844,9/ 8871397,4 X X X

Hornblenda

quartzo-diorito

Hornblenda

quartzo-diorito

PFS-043 Afloramento: 702658,5/ 8865144,9 X X

PFS-044 Afloramento: 721865,8/ 8871185,3 X X

PFS-066 Afloramento: 704290,4/ 8874225,8 X

X

Granodiorito e

dacito Naiuram

Hornblenda e/ou

biotita granodiorito

GIL-004 Furo NRDHH01 do

depósito Naiuram

(710372,2/8880720,3)

Prof.42,32 m X X

GIL-011 Prof. 88,65 m X X X

GIL-013 Prof. 35,65 m X X

PFS-001 Afloramento: 712681,9/ 8880267 X X X

PFS-002 Afloramento: 710536,8/ 8879873,6 X X

Plagioclásio dacito

firico PET-005

Furo PTC030 do depósito Peteca

(710665/8881245), na prof.114,39 m X X X X

Leucogranito

Braço Norte

Muscovita

Leucogranito

PET-002 Furo PTC030 do depósito Peteca

(710665/8881245), na prof.84,85 m X X X X

NRDHH03-

001

Furo NRDHH03 do depósito Naiuram

(710380/8880675), na prof. X X X

LZI-004 Furo LZ001 do depósito Luiz

(710031,1/8883750,5), na prof.68,90 m X X

Graniótides

Gringo

Biotita granito

porfirítico

GRI-010 Furo GR001 do depósito

Gringo

(705998,7/8883860,2)

Prof.107,10 m X X X

GRI-011 Prof. 109,65 m X X

GRI-001 Prof. 39,70 m X X

GRI-003 Prof. 43,50 m X X X

Biotita granito

equigranular

GIL-007 Furo NRDHH01 do depósito Naiuram

(710372,2/8880720,3), na prof. 74,10 m X X

LZI-009

Furo LZ001 do depósito Luiz

(710031,1/8883750,5), na prof. 124,10 m X X X

PFS-022 Afloramento: 706379,5/ 8886319,7 X X

Granada-biotita

granodiorito

PET-001 Furo PTC030 do

depósito Peteca

(710665/8881245)

Prof. 82 m X X X

PET-003 Prof. 93,62 m X X

Biotita granito

Cruzeiro Biotita granito

PFS-031 Afloramento: 702800,0/ 8854057,8 X X X

PFS-034 Afloramento: 703241,3/ 8857389,7 X X X

Vulcânicas e

subvucânicass

Batistão

Quarzo-feldspato

pórfiro PFS-040

Afloramento: 700091,3/ 8864481,6 X X X

riolito

Microesfelurítico

maciço

NRDHH4-

001 Furo NRDHH04 do depósito Naiuram

(710381,9/8880607,7), na prof.66,49 m

X X X

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24

Para a abreviatura dos minerais, foi utilizada a proposição por Whitney e Evans

(2010), que se refere a uma expansão da lista de abreviaturas por Kretz (1983) e da

Associação Internacional de Mineralogia. (Tabela 2.1)

Para as análises estruturais, foi importante determinar os tipos de foliação, as rochas

de cisalhamento, assim como a identificação de mecanismo de deformação, microestruturas,

seguindo as nomenclaturas de Sibson (1977), Passchier e Trouw (2005), Blenkinsop (2002), e

Vernon (2004).

b) Análises geoquímica de rocha total

Quarenta amostras representativas de rocha fresca de afloramento e testemunhos de

sondagem foram selecionadas para a análise geoquímica rocha total e determinar os

elementos maiores, menores e traço.

O cuidado da amostragem geoquímica é importante para a pesquisa bem-sucedida,

portanto, veios, alteração hidrotermal e materiais orgânicos foram removidos das amostras,

com a finalidade de reduzir a contaminação. As amostras foram reduzidas a fragmentos de

tamanho menor que 1 cm e posteriormente britados no Jaw Crusher Pulverisette II – Frisch, e

moídos no Planetary Mill Pulverisette 5 – Frisch ou no Vibrating Cup Mill Pulverisette 9 –

Frisch, para obter um tamanho de grão de pó de 75 μm. Este processo gera uma distribuição

de tamanho de partícula uniforme e reduz os efeitos mineralógicos individuais em uma

medição de Fluorescência de Raios X (Nakayama e & Nakamuda, 2014).

Tabela 2.2 Lista de abreviaturas dos minerais.

Simbolo Nome do Mineral Simbolo Nome do Mineral Simbolo Nome do Mineral

Ab Albita Grt Granada Py Pirita

Ap Apatita Ilm Ilmenita Qz Quartzo

Bt Biotita Mc Microclina Ser Sericita

Cal Calcita Ms Musscovita Ttn Titanita

Chl Clorita Or Ortoclasa Tpz Topacio

Ep Epidoto Pl Plagioclasio Zrn Zircão

O pó foi usado para as análises de elementos maiores, menores e traço, com técnicas

de ICP-MS (Espectrometria de massas com fonte de plasma acoplado indutivamente) e FRX

(Fluorescência de Raios X). O processo foi feito no Laboratório de Geoquímica Analítica de

IG / UNICAMP.

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i. Fluorescência de Raio X

A Fluorescência de Raios X é um método analítico em amostras sólidas, usualmente

preparados como pastilhas prensadas e/ou discos de vidro (Potts et al. 1992, Nakayama e

Nakamuda 2014). Possui vantagens, como a preparação da amostra que é relativamente

simples, tem um excelente desempenho na análise de alta qualidade da rocha e é um método

rápido com análise muito precisa para elementos maiores. (Potts et al., 1992).

As análises foram feitas com WD-XRF (dispersão de comprimento de ondas

sequencial ou simultâneo) no Laboratório de Geoquímica Analítica de IG / UNICAMP e

seguindo os procedimentos para preparação das pastilhas prensadas e/ou discos de vidro, que

são:

As pastilhas prensadas foram preparadas com a mistura de 9,0 g da amostra moída e

1,5 g de cera em pó, comprimida na prensa hidráulica HTP 40. As pastilhas prensadas são

utilizadas para determinar os elementos menores e traço (Ba, Ce, Cr, Cu, Ga, La, Nb, Nd, Pb,

Rb, Sc, Sr, Th, V, Y, Zn and Zr). Para os discos de vidro, 6g da amostra moída foi misturada a

1g de metaborato de lítio e em seguida fundida a 1000° C em cadinhos de platina e resfriados

em moldes circulares de platina. Os discos de vidro são utilizados para determinar os

elementos maiores (SiO2, TiO2, Al2O3, Fe2O3, MnO, MgO, CaO, Na2O, K2O e P2O5) que são

responsáveis por 97-99% da composição total da rocha (Hagan, 1982).

ii. Espectrometria de massas com fonte de plasma acoplado indutivamente

(ICP-MS)

Dezenove amostras foram analisadas pela técnica de ICP-MS para determinar

elementos traços. Esta técnica analítica multi-elementos tem alta qualidade de determinação

de uma ampla variedade de elementos, com as vantagens de determinar multi-elementos em

minutos (Longerich et al. 1990, Linge et al. 2009).

O ICP-MS exige a digestão total da amostra para a análise (Linge et al. 2009),

portanto o procedimento para a dissolução das amostras foi feito no Laboratório de

Geoquímica Analítica do IG / UNICAMP. Para dissolver as amostras em pó (obtido na

britagem) foram utilizados ácidos (HF + HNO3) a altas condições de temperatura e de pressão

(Cotta et al. 2012), tais procedimentos permitem a dissolução dos constituintes minerais de

amostras.

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c) Análises geocronológicas

Quatro amostras de diferentes unidades litológicas foram escolhidas para a análise de

geocronologia, usando a técnica LA-ICP-MS (Laser Ablation-Inductively Coupled Plasma-

Mass Spectrometry) para determinar a idade do zircão pelo método de U-Pb com exatidão e

precisão razoável. Este método foi inicialmente aplicado no início da década de 1990, e tem

vantagens como tempo curto de análises, resolução espacial moderada e relativamente baixo

custo (Xia, et al. 2004, Chang et al. 2006).

As técnicas de separação gravimétrica e magnética foram aplicadas para a separação

do zircão no Laboratório de Geoquímica Analítica do IG / UNICAMP.

Cada amostra entre 5 e 10 kg em peso, foi triturado no britador de mandíbula

Pulverisette II - Frisch. Os fragmentos (menos de 2 mm) foram moídos num moinho de disco

de ferro, para obter fragmentos com o tamanho da areia (<1 mm), e posteriormente, um

bateamento manual para separação do concentrado (minerais pesados), assim como a

separação magnética com imã de mão. O método separador isodinâmico Frantz foi utilizado,

com as correntes 0,05, 0,1, 0,3, 0,7, 1,0 e 1,2 A.

Os zircões foram separados e recolhidos a partir do concentrado final e suas

montagens foram realizadas e analisadas no Laboratório de Geocronologia e Isótopos

Radiogênicos do Instituto Geológico da Universidade do Estado do Rio de Janeiro - UERJ.

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3. CONTEXTO GEOLOGICO REGIONAL

O Cráton Amazonas - AC (Almeida, 1978) está localizado no norte da América do

Sul, com uma extensão de mais de 4,4 milhões de km2 e é dividido em importantes províncias

geotectônicas formadas antes do Neoproterozóico (Tassinari e Macambira 1999, Santos et al.

2000, Cordiani et al. 2009), onde os modelos geotectônicos mais utilizados são de Tassinari e

Macambira (1999), e Santos et al. (2000; Fig. 3.1a e b).

O modelo Tassinari e Macambira (1999; Fig. 3.1a) é baseado principalmente em dados

isotópicos Rb-Sr, que divide o Cráton Amazonas em seis principais províncias: Amazonas

Central - CAP (> 2.3 Ga); Maroni-Itacaiúnas - MIP (2,2-1,95 Ga); Ventuari-Tapajós - VTP

(1,95-1,80 Ga); Rio Negro-Juruena - RNJP (1,8-1,55 Ga); Rondoniana-San Ignácio - RSIP

(1,55-1,3 Ga), e Sunsás - SP (1,3-1,0 Ga). Enquanto o modelo de Santos et al. (2000; Fig.

3.1b) é baseado principalmente em dados isotópicos U-Pb e Sm-Nd, o qual divide o Cráton

Amazonas em sete principais províncias geológicas e um cinturão de cisalhamento: Carajás e

Imataca (- 3,10 - 2,53 Ga); Transamazônica (Guianas,) - 2,25 - 2,00 Ga); Tapajós-Parima -

(2,10 - 1,87 Ga); Central Amazon - (1,88 - 1,70 Ga); Rio Negro - (1,86 - 1,52 Ga); Rondônia-

Juruena - (1,76 - 1,47 Ga); Sunsas - (1,33 - 0,99 Ga), (incluindo o cinturão de cisalhamento

K'Mudku - (1,10 - 1,33 Ga).

Na porção centro-sudoeste do Cráton Amazonas, no limite entre as províncias

Rondônia-Juruena e Tapajós-Parima (segundo Santos et al., 2000), encontra-se a Província

Aurífera Alta Floresta (PAAF), também conhecida como Juruena-Teles Pires (Silva e e

Abram, 2008).

A PAAF estende-se ao longo de 500 km em uma área alongada na direção NWW-

SEE, limitado a norte pelo graben Cachimbo, e ao sul pelo graben Caiabis (Paes de Barros,

2007). A província é constituída predominantemente por rochas plutono-vulcânicas do

Paleoproterozóico e seqüências vulcano-sedimentares (Paes de Barros, 1994, 2007; Moura,

2006; Assis 2011, 2015; Miguel Jr., 2011; Rodrigues, 2012; Silva, 2014; Trevisan, 2015).

O setor leste da PAAF localiza-se no limite entre as províncias geotectônicas

Ventuari-Tapajós e Rio Negro-Juruena (Tassinari, 1996; Ribeiro e Duarte 2010), e suas

principais unidades litoestratigráficas são mostrados na Fig. 3.2 e Tabela 3.1.

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O Complexo Cuiu Cuiu foi nomeado por Pessoa et al. (1977) e é a unidade mais antiga

conhecida (2,816 ± a 1984 ± 7Ma, Paes de Barros 2007). São gnaisses de composição

tonalitica a granodiorítica migmatitos e anfibolitos, intruditdos por granitóides foliados idade

de 2014 a 1990 Ma (Paes de Barros, 2007; Trevisan, 2015; Assis, 2015). É composto por

gnaisses migmatíticos e anfibolitos (Paes de Barros, 1994, 2007; Santos, 2000, 2004; Moreton

et al, 2005, Souza et al, 2005; Oliveira et al, 2005; Silva, 2008).

As rochas do embasamento são intrudidas por vários corpos graníticos, tais como:

granito Novo Mundo (1970 ± 3, 1956 ± 12 Ma; Paes de Barros, 2007); granito Aragão (1931

± 12 Ma, Miguel Jr., 2011); Biotita granodiorito X1 (1904 ± 4.6 Ma; Rodrigues, 2012; Assis,

2015); Granito Nhandu (1889 ± 17, 1879 ± 5,5 Ma; Silva e Abram, 2008), granito Matupá

(1872 ± 12, 1869 ± 10 Ma; Moura, 1998; 2006; Silva 2014), granito Peixoto (1792 ± 2, 1761

± 9 Ma; Paes de Barros, 2007; Silva, 2014). Os granitos paleoproterozóicos tem composições

tonalitítica-granodioriticas a sienogranítica-monzoníticas, são subalcalinas, metaluminosas

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Figure 3.1. Distribuição das províncias geotectônicas do Cráton Amazonas (a) modelo de Tassinari et al.

(1999); (b) modelo de Santos et al. (2000). Quadrado vermelho - limite da Provincia Aurífera de Alta Floresta

(PAAF); quadrado preto: limite do setor leste da PAAF.

a peraluminosas, de médio a alto K, relacionadas a granitóides do tipo I (Paes de Barros,

2007; Silva e Abram, 2008; Silva, 2014; Assis, 2015). Além disso, o quartzo-feldspato pórfiro

União do Norte e X1 (1773 ± 5,7 - 1774 ± 7,5; Miguel Jr., 2011; Assis, 2015), além do pórfiro

Luiz (1974 Ma; Trevisan, 2015) são identificados como rochas sub-vulcânicas do tipo A. O

cinturão de cisalhamento Peru-Trairão (Paes de Barros, 1994, de 2007, Miguel Jr., 2011) afeta

a maioria das rochas no setor leste da PAAF (Fig. 3.2) e aloja grande parte dos depósitos de

ouro e ouro-cobre do tipo-veio. Caracteriza-se por um sistema de zonas de cisalhamento NW

– SE, transcorrentes, sinistrais, do tipo dúctil a rúptil-dúctil.

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Figure 3.2. Mapa geológico do setor leste da provincial Aurífera de Alta Floresta (adaptado de Paes de Barros, 2007; SILVA, 2014; Rodrigues, 2012, Assis, 2015; Miguel-

Jr., 2011). Área quadrada delimita a área de estudo.

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Tabela 3. 1. Principais unidades geológicas do Setor leste da PAAF, com idade e ambiente geotectônico (modificado por Assis, 2015).

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Tabela 3.1: continuação.

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Com base na estratigrafia, geoquímica e geocronologia, Assis (2015) define três

eventos paleoproterozóicos temporalmente distintos para o setor leste da AFGP: (1)

Orosiriano; (2) final do Orosiriano; e (3) Estateriano. Segundo o autor, a faixa de evento

magmático Orosiriano extende-se de 1980-1970 Ma, no entanto, Trevisan (2015) sugere a

expansão do período a 2014-1997 Ma. Este está relacionado à formação das rochas do

embasamento, como os gnaisses Nova Guarita e tonalitos foliados de 1980 - 1970 Ma (Assis

de 2015), e o biotite tonalito Paraíba de 2.014 Ma (Trevisan, 2015), e correlaciona-se com o

complexo Cuiu- Cuiu (1,98-2,03; Santos et al, 1997; Paes de Barros, 2007). Estão incluídos

neste período os granito Novo Mundo (1,95-1,97 Ga; Paes de Barros, 2007), monzonito Pé

Quente (1,97 Ga; Miguel-Jr, 2011), o sienogranito Pezão (1988 Ma), o feldspato-pórfiro Luiz

(1974 Ma), e o granodiorito Luiz Biotita (1962 Ma; Trevisan, 2015).

O evento magmático do final do Orosiriano (1931 Ma a 1848 Ma) inclui a

cristalização do granito Aragão (1,93 Ga; Miguel-Jr, 2011), granodiorito X1 (1,90 Ga; Assis,

2015), tonalito Pé Quente (1,90 Ga; Assis de 2015 ), granito Nhandu (1,88-1,87 Ga; Paes de

Barros, 2007), suíte intrusiva Matupá (1,86-1,89 Ga; Moura, 1998; Silva, 2014), granodiorito

União (1,85 Ga; Miguel-Jr, 2011), e suite Juruena (1,82-1,81 Ga; JICA / MMAJ, 2000).

O evento magmático Estateriano (1782-1727 Ma) compreende a cristalização da suíte

intrusiva Teles Pires (1,79-1,75 Ga; Santos, 2000; Pinho et al., 2003; Prado et al., 2013), suite

Colíder (~ 1,78 Ga; Pimentel, 2001; Silva & Abram, 2008), além do granito Peixoto (1,79-

1,76 Ga; Paes de Barros, 2007; Silva, 2014), pórfiro União do Norte (1774 Ma; Miguel-Jr.,

2011) e quarzio pórfiro X1 (1773 Ma; Assis, 2015).

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4. GEOLOGIA E PETROGRAFIA DA REGIÃO DE PEIXOTO AZEVEDO

A partir de mapeamento em escala 1.100.00, petrografia e geoquímica, a região de

Peixoto de Azevedo pode ser agrupada nas seguintes unidades: (1) rochas metamorficas; (2)

granitóides e rochas vulcânicas, ambos foliados; (3) granitóides isotrópicos; e (4) rochas

vulcânica/subvulcânicas isotrópicas (Fig. 4.1 e Anexo II).

4.1 Unidade metamórfica

Compõem a unidade metamórfica os gnaisses Gavião e Alto Alegre, descritos

anteriormente por Paes de Barros (2007). Em geral, são compostos principalmente por

gnaisses mesocráticos, fracamente magnéticos, de granulação média e composição diorítica a

granodiorítica.

Gnaisse Alto Alegre (Gaa)

Os gnaisses Alto Alegre (denominado por Paes de Barros, 2007) ocorrem na parte

centro-nordeste da área estudada (Fig. 4.1). São granodioritos porfiríticos, compostos de

plagioclásio e matriz recristalizada de quartzo, plagioclásio, feldspato alcalino e biotita. A

foliação principal (Sn-1) é espaçada-anastomosada, marcada pelo alinhamento de biotita e

plagioclásio, passando a um bandamento composicional de orientação N40E / 85SE. O

bandamento é afetado por zonas de cisalhamento dúctil dextrais centimétricas que medem

N20W / 90 (Fig. 4.2a).

A assembléia mineral principal é quartzo, ortoclasio, plagioclásio, biotita, apatita,

zircão e minerais opacos. Os minerais secundários são quartzo, epidoto e clorita.

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Figura 4. 1 Mapa geológico da região de Peixoto Azevedo. Zonas de cisalhamento dúcteis a dúctil-rúpteis

individualizadas: Zona de cisalhamento Joaquim (ZCJ), Paraiba (ZCPa), Peteca (ZCP) e Serrinha (ZCS).

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Figura 4.2. Gnaisses Alto Alegre: (a) Afloramento do gnaisse com bandamento centimétrico afetado por zona

de cisalhamento dúctil; (b) fotomicrografia em luz polarizada (LP) mostrando a foliação proeminente, marcada

por níveis anastomosados de biotita circundando feldspatos com manto de recristalização. Bandamento não é

evidenciado.

O plagioclásio é do tipo oligoclásio e ocorre como porfiroclastos e na matriz. os

porfiroclastos têm textura heterogranular-interlobada e mantos de recristalização de biotita e

quartzo. O quartzo ocorre na matriz com limites de grãos irregulares intersticial ao

plagioclásio. Apresentam subgrãos prismáticos e subgrãos do tipo tabuleiro de xadrez, mais

raros. O quartzo pode ocorrer recristalizado fino, em mantos ou preenchendo fraturas

intragranulares em plagioclasio. O feldspato alcalino é escasso, têm forma de lobada com

mantos de recristalização de biotita e quartzo (Fig. 4.2b). Extinção ondulante e bandas de

deformaçãosão comuns. Sericita é um mineral de alteração comum nos feldspatos.

Biotita ocorre recristalizada (115-575μm) marcando os domínios de xistosidade da

foliação espaçada. O pleocroismo é marrom avermelhado a marrom amarelado. Os minerais

acessórios, apatita e zircão (40-115 mm) são observados em inclusão no plagioclásio e biotita.

Gnaisses Gavião (Gag)

Os gnaisses Gavião (denominados por Paes de Barros, 2007) estão localizados a sul-

sudoeste da área de estudo. É uma rocha equigranular de granulação fina, composição

tonalítica com uma foliação contínua proeminente (Sn-1) marcada pelo alinhamento de

quartzo, plagioclasio, ortoclásio, anfibólio, biotita e minerais opacos (Fig. 4.3). A foliação

mede entre N38E / 70SE e N46E / 55SE. A assembleia mineral consiste de plagioclasio,

anfibólio, biotita, quartzo, feldspato alcalino, apatita, zircão e minerais opacos. Os minerais

secundários são clorita e epidoto.

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Figura 4.3. Gnaisses Gavião: (a) afloramento em planta do gnaisse com o bandamento salientado pelo

intemperismo; (b) Fotomicrografia em LP do bandamento gnássico, onde bandas de hornblenda, biotita e

minerais opacos, alternam com bandas quartzo-feldspáticas.

Plagioclásio do tipo ortoclásio ocorre como grãos irregulares e interlobados, e maclas

mecânicas com terminação em cunha são comuns. O quartzo ocorre associado ao

plagioclásio, é irregular, recristalizado com fraca extinção ondulante.

A hornblenda é o mineral máfico mais abundante é anédrico e o pleocroismo varia de

verde-marrom a verde-amarelo. Em alguns casos, ocorre como inclusão em plagioclasio. A

biotita ocorre em contato nítido com a hornblenda, ou alterando-a. O pleocroismo varia de

verde-marrom ao castanho-claro.

A apatita e zircão são os minerais acessórios mais abundantes, são euédricos e

ocorrem como inclusão em anfibólio e plagioclasio.

4.2 Unidade de granitóides e rochas vulcânicas foliados

Os seguintes granitóides e rochas vulcânicas foliados foram identificados na presente

pesquisa: Hornblenda quartzo-diorito, Biotita tonalito, Naiuram granodiorito e dacito,

Granada-muscovita leucogranito Braço Norte, Granitóides Gringo e Biotita granito Cruzeiro

(Fig. 4.1).

Hornblenda quartzo-diorito (Hqd)

O hornblenda quarzto-diorito ocorre na forma de vários corpos irregulares ou

alongados segundo a direção NW-SE. Os afloramentos são na forma de blocos arredondados

encontrados apenas nas margens do rio Peixoto de Azevedo. São cortados por diques de

rochas máficas.

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São rochas cinza, mesocráticas, fracamente magnéticas, de textura heterogranular e

granulação média a fina (Fig. 4.4a). A foliação (Sn) mede em média N42W/80 e é melhor

evidenciada em seção delgada, é espaçada-anastomosada, marcada pelo alinhamento de

plagioclásio e anfibólio. A assembleia mineral ígnea é composta por plagioclásio, anfibólio,

biotita, raro quartzo, feldspato alcalino, zircão e apatita. Os minerais secundários são biotita,

clorita, epidoto, moscovita e titanita.

Plagioclásio tem composição andesina e ocorre como fenocristais e na matriz

recristalizado ou não. Os fenocristais (3 a 8 mm) são prismáticos com limites arredondados,

divididos em grandes subgrãos e novos grãos, indicativos de formação em alta temperatura

(Fig. 4.4b). Na matriz, o plagioclásio tem composição de oligoclásio, os grãos medem 0,75 a

2 mm e são euédricos a subédricos. Em alguns afloramentos, possui forte alteração para

sericita.

Os principais máficos são hornblenda e biotita. A hornblenda ocorre na matriz e, como

inclusão nos fenocristais de plagioclasio. Os grãos são euédricos e medem 0,75 a 2,7 mm e o

pleocroismo vai de verde a marrom claro. Alteram para titanita, epidoto e clorita. A biotita

ocorre em agregados com hornblenda, com contatos retos em equilíbrio, ou como produto de

alteração da hornblenda. Com hornblenda, a biotita tem pleocroismo castanho esverdeado a

castanho claro, enquanto que como produto de alteração da hornblenda tem pleocroismo

marrom avermelhado a marrom pálido.

Biotita Tonalito (Btt)

A biotita tonalito ocorre na parte central da área estudada, como um conjunto de

corpos arredondados a irregulares nas colinas (Fig. 4.1). Os corpos são muito próximos do

Biotita tonalito Paraíba (descrito por Trevisan, 2015) e estudos futuros podem levar a uma

associação destes tonalitos.

As rochas foliadas são leucocráticas, cinza, heterogranulares, de granulação média e

grossa. Fenocristais de plagioclásio têm até 5 mm de comprimento e definem localmente uma

textura porfirítica. Schlieren de biotita define a foliação principal, de orientação N46-55W /

80-75NE (Fig. 4.5a). A assembleia mineral ígnea consiste de plagioclasio, biotita, quartzo,

feldspato alcalino, zircão, titanita e apatita. Minerais secundários incluem quartzo

recristalizado, microclinio, titanita epidoto, muscovita, sericita e clorita.

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Plagioclásio do tipo andesina ocorre como fenocristais e na matriz. Os fenocristais são

prismáticos com limites arredondados e apresentam mantos de biotita (Fig. 4.5b). Os

fenocristais podem apresentar grandes subgrãos, o que indica alta temperatura de formação

(Fig. 4.5c). Sericita e epidoto são produtos de alteração hidrotermal. O quartzo ocorre

principalmente deformado e recristalizado na matriz, em interstício de plagioclásio. Os grãos

deformados apresentam subgrãos tipo tabuleiro de xadrez, igualmente indicando alta

temperatura de formação.

Figura 4.4. Hornblenda quartzo-dioritos: (a)

amostra de mão com textura heterogranular,

corte não adequado para observar foliação; e

(b) fotomicrografia em LP da foliação

anastomosada marcada pelos agregados

máficos circundando fenocrital de plagioclásio.

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Agregados máficos são compostos por biotita e titanita e definem ou não a foliação Sn.

A biotita ocorre deformada, com kink bands e limites irregulares a recristalizados (Fig. 4.5b).

Bandas de dilatação também são comuns preenchidas por sericita. O pleocroismo é de

castanho claro a verde escuro.

Granodioritos e dacitos Naiuram (Ngd)

As rochas Naiuram incluem dacitos e granodioritos. Ocorrem na região central e

principalmente a noroeste da área estudada, na região central, em contato inferido com biotita

tonalito, e na região noroeste com os granitóides Gringo. São rochas hospedeiras dos

garimpos Peteca, IPE e Naiuram (Fig. 4.1).

Os minerias máficos variam nos granodioritos, ora dominando hornblenda, ora

dominando biotita. São cinza mesocráticos, de granulação média a grossa (Fig. 4.6a). A

assembleia mineral ígnea consiste de plagioclasio, quartzo, feldspato alcalino, biotita,

hornblenda, zircão e apatita. Os mienrais secundários são quartzo recristalizado, titanita,

epidoto, biotita clorita e minerais opacos. Plagioclásio do tipo oligoclásio ocorre como

Figura 4.5. Biotita tonalito: (a) amostra de mão

de rocha mesocrática com foliação (Sn)

marcada por agregados irregulares de biotita;

(b) fotomicrografia em LP de grãos irregulares

a subarredondados de plagioclásio com limites

sub-arredondados, eonvoltos por biotita

secundária. Biotita primária deformada com

kink bands e limites recristalizados, alterados a

sericita; (c) fenocristal de plagioclásio com

paredes de kink bands com plgioclásio

recristalizado, grandes subgrãos a novos grãos.

b)

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fenocristais (2-5mm), apresentam, bandas de deformação e maclas com terminação em cunha

(Fig. 4.6b). Microfraturas são preenchidas por carbonato, epidoto, biotita e / ou quartzo.

O plagioclásio dacito fírico não aflora na superfície, só foi observado em testemunho

de sondagem como uma das rochas hospedeiras no depósito Peteca. Por isso, não aparece no

mapa geológico e foi incluído nos granodioritos e dacitos Naiuram.

A rocha é leucocrática, fina, heterogranular a microporfirítica, com fenocristais de

plagioclásio de até 1 mm de comprimento que marcam a foliação Sn (Fig. 4.6c). A assembleia

mineral ígnea consiste de plagioclasio, quartzo, feldspato alcalino e zircão. Intensa alteração

hidrotermal é marcada pela assembleia sericita, carbonatos, epidoto, clorita e pirita.

Figura 4.6. Granodioritos e dacitos Naiuram: (a) amostra de mão de hornblenda granodiorito mesocrático,

corte ruim para visualizar a foliação; (b) fotomicrografia em LP de agregado ígneo de plagioclásio e biotita

(parte superior) envolto por matriz recirstalizada de plagioclásio e quartzo. Plagioclásio com macla mecânica

em cunha e biotita com bandas de deformação afetando a clivagem (001); (c) amostra de mão do plagioclásio

dacito fírico com textura afanítica; (d) fotomicrografia em LP de fenocristais de plagioclásio definindo a

foliação (Sn). Intensa alteração hidrotermal marcada por sericita e clorita.

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Braço Norte Leucogranitos (Bnl)

Os leucogranitos Braço Norte ocorrem em extensão pequena, próximo ao depósito

Peteca e foram bastante encontrados em testemunho de sondagem.

São rochas cinza-claras, heterogranular, e granulação média a grossa (Fig. 4.7a). A

foliação é espaçada, marcada pelo estiramento de feldspato potássico e muscovita. A

assembleia mineral ígnea consiste em quartzo, ortoclasio, plagioclasio, biotita, muscovita,

granada, zircão e apatita. Os minerais secundários são sericita, clorita e opacos.

Feldspato alcalino e raro plagioclásio ocorrem como fenocristais e na matriz. Os grãos

são substituídos por (Fig. 4.7b). Quartz ocorre eminentemente como grãos deformados, com

subgrãos alongados e a recristalizados.

Biotita, em contato reto com granada, tem pleocroismo marrom pálido a incolor,

ambas bastante transformadas em clorita e sericita. A granada é arredondada a anédrica

(60μm a 1,5 mm) e apresenta sombra de pressão e fraturas preenchidas por sericita e clorita

(Fig. 4.7c). Muscovita e biotita tem hábito lamelar com limites irregulares e alteram para

sericita fina e clorita.

Figura 4.7. Muscovita leucogranito Braço

Norte: (a) amostra de mão do leucogranito com

foliação marcada por alinhamento fino de

feldspatos envolvendo granada. Notar forte

silicificação; (b) fotomicrografia em luz

polarizada (LP) de plagioclásio afetado por

forte alteração potássica (microclinização).

Granada arredondada e plagioclásio alterados

a sericita; (c) fotomicrografia em LP de

agregados de muscovita, biotita alterada a

clorita e pedaços de granada envoltos por

sericita.

b)

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Granitóides Gringo (Ggs)

O granitóides Gringo englobam o granada-biotita granodiorito, o biotita granito

porfírítico e o biotita granito equigranular. Estes afloram em duas áreas com aproximados 3

km2 cada um, alinhados NW-SE, a exemplo das outras rochas foliadas (Fig. 4.1). São

igualmente observados nos testemunhos de sondagem dos depósitos Naiuram, Luizão e

Gringo.

O granada-biotita granodiorito é heterogranular, mesocrático e apresenta foliação

heterogêna, onde zonas pouco foliadas alternam com zonas intensamente foliadas (Fig. 4.8a e

b). A foliação (Sn) quando bem evidenciada é espaçada marcada por profiroclastos de

feldspatos e granada, contornados por quartzo, biotita e muscovita (Fig. 4.8c).

Figura 4.8. Granitóides Gringo: (a) amostra de mão do granada-biotita granodiorito pouco foliado; (b)

amostra de testemunho de sondagem do granada-biotita granodiorito com foliação (Sn) bem marcada por

biotita; (c) fotomicrografia em LP da foliação marcada por orientação granada fraturada envolta por

muscovita e quartzo recristalizado; (d) amostra de testemunho do biotita granito porfirítico pouco foliado, com

textura ígnea preservada; (e) amostra de testemunho do biotita granito equigranular extremamente foliado, com

quartzo azul e níveis de biotita marcando a foliação; (f) fotomicrografia em LP da foliação marcada por

orientação de feldspato ovalado contornado por biotita e muscovita.

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A assembleia mineral ígnea consiste em quartzo, plagioclásio, ortoclasio, biotite e

zircão. Minerais secundários incluem quartzo, muscovita e biotita. Mais estudos são

necessários para definir se a granada é ígnea ou produto de alteração hidrotermal, ou mesmo

metamorfismo.

Plagioclásio do tipo oligoclásio (0,8 a 1,7 mm) e feldspato alcalino apresentam-se

como grãos subarredondados com contornos irregulares. Extinção ondulante, bandas de

deformação e mirmequitos são comuns. Quartz ocorre na matriz mais preservada, ou

recristalizado.

Os biotita granitos, tanto porfiríticos como equigranulares são rosados de granulação

média a grossa. A exemplo do granodiorito, a deformação é heterogênea, alternando regiões

quase sem deformação, de textura ígnea preservada, com regiões com intensa foliação

milonítica medindo N00-10W / 30-25NE (Fig. 4.8d e e). Estas zonas de mais alta deformação

são métricas a decamétricas, e os minerais apresentam muitas microestruturas de deformação

dúctil. Os feldspatos apresentam-se amendoados com sombra de pressão de biotita e

muscovita (Fig. 4.8f). Maclas mecânicas, pertitas em chama e subgrãos ocorrem em locais de

maior achatamento dos grãos.

Biotita granito Cruzeiro (BgC)

O biotita granito Cruzeiro ocorre a 1 km para sul da zona de cisalhamento Joaquim, a

sul da área mapeada (posição conforme tabela 2.1). É um corpo perfeitamente alongado NW-

SE, de aproximadamente 14 km2. Os afloramentos são blocos tabulares, provavelmente,

controlados pela forte foliação.

O biotita granito Cruzeiro é avermelhado, de granulação média e grossa. A foliação e

espaçada, anastomosada de orientação N20W / 80SW, onde porfiroclastos de feldspato (até

um centímetro de comprimento) são envoltos por uma matriz recristalizada fina, agregados

alondados de biotita e quartzo ribbon (Fig. 4.9a).

A assembleia mineral ígnea consiste em quartzo, feldspato alcalino, plagioclasio,

titanita biotita e zircão. Minerais secundários incluem quartzo, microclínio, biotita, epidoto,

clorita e muscovita.

Feldspato alcalino apresenta pertita em chama, macla do microclínio e microfalhas

intragranulares, com os fragmentos do tipo dominó deslocados em sentido antitético a

foliação milonítica (Fig. 4.9b). Ambos, plagioclásio e feldspato alcalino, ocorrem como

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porfiroclastos do tipo ɸ ou do tipo δ (de acordo com classificação de Blenkinsop, 2000 e

Passchier & Trouw de 2005), com mantos de recristalização e sombras de pressão simétricas

preenchidas por quartzo recristalizado, epidoto e / ou biotita. O quartzo ocorre como fitas e

em uma matriz recirstalizada fina. A biotita está presente como um mineral primário, com

mantos de biotita de uma segunda geração (Fig. 4.9b).

Figura 4.9. Biotita granito Cruzeiro: (a) amostra de mão do sienogranito porfirítico mesocrático, com foliação

milonítica característica; (b) fotomicrografia em LP da foliação da foliação milonítica marcada por

porfiroclastos de feldspato contornados por agregados máficos a biotita e epidoto. Micro-falhas intragranulares

de cisalhamento em feldspato preenchida por quartzo, albita e epidoto.

4.3 Unidade de granitóides isotrópicos

A unidade dos granitóides isotrópicos compreende os granitos Matupá e os granitos

Peixoto.

Granitos Matupá (GM)

Os granitos Matupá foram primeiramente nominados por Moreton e Souza (2005)

como Suíte Intrusiva Matupá, incluindo diferentes fácies graníticas (Tabela 3.2). Foram

igualmente estudados por Moura (1998) e Moura et al. (2006).

Na área de estudo, foi identificada uma grande área de matacões do granito Matupá.

São rochas isotrópicas, leucocráticas, rosadas, heterogranulares, de granulação média a grossa

(Fig. 4.10a). Discretas zonas de cisalhametno rúptil-ductil afetam os granitos, em

afloramentos próximos as marges do rio Peixoto Azevedo, esta foliação mede N60W / 85NE,

marcada pelo alinhamento de biotita.

A composição é monzogranitica composta de quartzo, feldspato alcalino, plagioclásio,

biotita, hornblenda, apatita, zircão e minerais opacos. Minerais secundários incuem clorita,

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epidoto e titanita. Microestruturas de deformação intracristalina são comuns em quartzo e

feldspatos.

Feldspato alcalino e raro plagioclásio ocorrem como fenocristais (4-8 mm) e na matriz

(0.75-1.5 mm). Os fenocristais mostram macla de microclínio, pertita chama e bandas de

deformação. Alteração potássica e formação de microclínio e alteração sericítica são

frequentes. O quartzo ocorre na matriz apresentando extinção ondulante e subgrãos. Quartzo

globular ocorre como produto de alteração nos feldspatos.

Os agregados máficos são compostos por biotita e hornblenda, titanita e mierais

opacos (Fig. 4.10b).

Figura 4.10. Granito Matupá: (a) textura heterogranular a porfirítica, rosa, isotrópico; (b) agregado

máfico composto por hornblenda, biotita, titanita e minerais opacos. Biotita alterada à clorita.

Granitos Peixoto (GP)

Esta unidade foi primeiramente denominada por Paes de Barros (2007), localiza-se no

centro-sul da área, no lado sul do rio Peixoto de Azevedo e ocorre na forma de matacões

arredondados.

A rocha é leucocrática, cinza, porfirítica, isotrópica de composição granodiorítica (Fig.

4.11a). Os fenocristais são de plagioclásio e menos frequente feldspato alcalino e a matriz

grosa é composta por quartzo, plagioclásio, feldspato alcalino, biotita, titanita, epidoto,

apatita, zircão e minerais opacos. Enclaves microgranulares máficas são comuns.

Fenocristais de plagioclásio do tipo oligoclásio e feldspato alcalino apresentam pertita

em chama e maclas mecânicas de albita e microclínio. O quartzo ocorre nos interstícios dos

fenocristais, com microestruturas tipo extinção ondulante, subgrãos alongados e grãos

recristalizados.

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Biotita ocorre na matriz, nas lamelas apresentam bandas de deformação perpendicular

aos planos (001) e de dilatação parapelas aos planos (001) que podem estar preenchidas por

titanita, epidoto e opacos.

Figura 4.11. Granitos Peixoto: (a) amostra de mão de granodiorito leucocrático, cinza e isotrópico; (b)

fotomicrografia com LP de textura heterogranular com agregados máficos e quartzo intersticioal. Arranjo de

feldspatos, com textura mirmequímica, (seta vermelha). Agregados máficos de biotita, titanita, epidoto e

minerais opacos.

4.4 Unidade rochas de vulcânicas e sub-vulcânicas isotrópicas

As rochas vulcânicas e subvulcânicas da região de Peixto de Azevedo incluem rochas

sub-vulcânicas máficas, associadas a Suite Flor da Serra e quartzo-feldspato pórfiro e riolito

maciço microsfelurítico, ambos associados as rochas vulcânicas a sub-vulcãnicas Batistão.

Rochas sub-vulcânicas máficas

As rochas sub-vulcânicas máficas ocorrem na forma de diques máficos, os quais foram

inicialmente mapeados e denominados de Suite Flor da Serra por Moreton et al. (2005).

Ocorrem como pequenos blocos arredondados, ou em testemunho de sondagem cortando

granitos. São rochas de composições grabbro-diorítica, melanocráticas, cinza esverdeado, com

texturas: equigranular de granulação muito fina; porifíritca com megacristais (1a 6 cm) de

plagioclase euédricos em matriz verde-escuro; e de granulação média (Fig. 4.12 a, b e c). As

principais orientações dos diques são mostradas no histograma da figura 4.12d.

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Figura 4.12. Rochas subvulcânicas máficas: (a) amostra de mão rocha de granulação muito fina, melanocrática

e isótropica; (b) amostra de mão de rocha porfirítica com megacristais de plagioclásio e matriz de granulação

muito fina; (c) amostra de mão de rocha de granulação média, mesocrática e isótropa; (d) histograma simples,

mostrando três principais populações de orientação dos diques máficos: NNE-SSW, NNW-SSE, e WNW-ESSE.

Quartzo-feldspato pórfiro (QfP)

O quartzo-feldspato pórfiro ocorre no extremo sudoeste da área mapeada, observada

como um conjunto de corpos arredondados formando um estoque com dimensões de 5 km.

É uma rocha marrom avermelhada, isótropa, porfirítica com fenicristais (<1 cm) de

feldspato alcalino e quartzo, e uma matriz afanítica de principalmente feldspato alcalino,

quartzo, plagioclásio, biotita titanita, zircão e minerais opacos (Fig. 4.13a). A composição é

de riolito. Epidoto e clorita são minerais secundários.

O quartzo ocorre como fenocristais euédricos a subarredondados, com fraca extinção

ondulante. Pode apresentar mcrifraturas intragranulares (Fig. 4.13b). O quartzo na matriz

apresenta textura equigranularcom limites interlobados com extinção ondunlante moderada.

Os fenocristais de feldspato alcalino são prismáticos achatados euédricos a subarredondados.

Os fenocristais são zonados, com núcelos pertitazados, pertita do tipo quadriculada a patches

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(de acordo com Bard, 1986) e bordas límpidas. Os limites dos grãos são irregulares,

apresentam grandes áreas com mirmequitos e contato de interpenetração (cf. Blenkinsop,

2000) decorado por quartzo fino. A alteração sericítica é fraca a moderada. Plagioclásio

ocorre como inclusão nos fenocristais de feldspato alcalino e na matriz. A biotite ocorre na

matriz, em agregados de minerais opacos, titanita e zircão. As lamelas são euédricas e tem cor

de pleocroismo de marrom escuro a amarelo amarronzado. Altaração para clorita é rara.

Figura 4.13. Quartzo-feldspato pórfiro: (a) amostra de mão da textura porfirítica marcada por fenocristais de

quartzo e feldspato alcalino em matriz afanítica marrom avermelhada; (b) fotomicrografia em LP de

fenocristais de quartzo e feldspato alcalino envoltos por matriz muito fina a base de quartzo, feldspatos, biotita,

etc. Microfraturas intragranulares em quartzo, preenchidas por quartzo microcristalino. Fenocristal de

ortoclasio (canto inferior direito) com pertita em manchas.

Riolito maciço microesferulítico (Rmm)

O riolito maciço microesferulítico ocorre nas imediações do depósito Naiuram. Os

afloramentos são pequenos lageados tabulares e nos testemunhos de sondagem tem espessuras

de mais de 60 m ininterruptas.

A rocha é avermelhada, leucocrática, afanítica e isotrópica (Fig. 4.140a). A assembleia

mineral ígnea consiste de quartzo, feldspato alcalino, plagioclasio, biotita, minerais opacos e

zircão. A textura mcriesferulítica é característica, composta de quartzo e feldspato alcalino

(Fig. 4.14b). Os feldspatos apresentam os minerais secundários, tais como sericita, clorita e

muscovita.

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Figura 4.14. Riolito maciço microesferulítico: (a) amostra de mão da textura afanítica, marrom avermelhada;

(b) fotomicrografia em LP com textura microesferulítica de quartzo e feldspato alcalino.

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5. GEOQUÍMICA E GEOCRONOLOGIA DOS GRANITÓDES FOLIADOS

Das rochas mapeadas e apresentadas no capítulo 4, as rochas foliadas Hornblenda

quartzo-dioritos, Biotita tonalitos, Naiuram granodioritos e dacitos, leucogranitos Braço

Norte, granitóides Gringo, Biotita granito Cruzeiro, além das rochas vulcânica a sub-

vulcânicas Batistão foram analisadas. Os resultados analíticos estão resumidos na Tabela 4.1.

Com base afinidade geoquímica, as rochas foram agrupadas como segue: (i)

Hornblenda quartzo-dioritos, Biotita tonalitos e granodioritos / dacitos Naiuram; (ii)

leucogranitos Braço Norte, (iii) granitóides Gringo e biotita granito Cruzeiro; e (iv) rochas

sub-vulcânicas a vulcânica Batistão. Os resultados completos são apresentados no anexo 1,

inclusive os diagramas geoquímicos, contudo um breve resumo é apresentado a seguir.

Geoquimicamente, Hornblenda quartzo-diorito, Biotita tonalito, e Naiuram

granodiorito e dacito são metaluminosos, subalcalinos médio potássio e magnesianos. Os

altos teor de CaO e Al2O5, especificamente do Hornblenda quartzo-diorito, caracterizam a

série magmática cálcio-alcalina. Apresentam padrão de fracionamento de elementos terras

raras (ETR) moderado a alto e fraca anomalia de Eu. Os diagramas de discriminação tectônica

sugerem que estes granitoides estão relacionados a ambientes de arco magmático.

O Granada-muscovita leucogranito Braço Norte é peraluminoso, alta sílica,

magnesiano, e sub-alcalino de alto potássio. Apresenta alto conteúdo de elementos-LIL e

baixo conteúdo de elementos-HFS e ETR. O padrão de fracionamento de ETR é côncavo,

com enriquecimento de leves e pesadas em relação as terras raras médias, com moderada

anomalia positiva de Eu.

Os granitoides Gringo e Cruzeiro são peraluminosos, subalcalinos de alto potássio,

com trend de magnesiano a ferroso. O granito Cruzeiro é mais enriquecido em ETR que os

granitoides Gringo, no entanto, os padrões de fracionamento de ETR são semelhantes

moderados a altos, com anomalia negativa de Eu moderada a baixa. Os diagramas de

discriminação de ambientes tectônicos sugerem que os granitóides Gringo e Cruzeiro foram

formados a partir de magmas de arco vulcânico maduro a pós-colisionais.

As rochas vulcânicas e subvulcânicas Batistão são metaluminosas a peraluminosas, do

tipo ferrosas. Foram classificadas como do tipo A, por apresentar alto teor de HFSE e a razão

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FeOt / (FeOt + MgO) ~ 0.9. Os diagramas de discriminação de ambiente tectônico sugerem

que fonte do magma de ambiente pós-colisional a intra-placa.

As datações feitas pelo método U-Pb em zircão sugerem que, o dacito Naiuram têm

idade de cristalização magmática de 2012 ± 13 Ma e o Hornblenda quartzo-diorito têm idade

de cristalização magmática de 1981,2 ± 8,1 Ma. O biotita granito Gringo tem idade de

cristalização magmática de 2037±5.9 Ma e o granada-muscovita leucogranito Braço Norte

2006.4±7.1 Ma.

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Tabela 4. 1 Dados de geoquímica de rocha total das rochas da região de Peixoto de Azevedo.

Grupo

Hornblenda quartzo-diorito

Biotita tonalito

Granodioritos e dacitos Naiuram

Unid

Hornblenda e/ou biotita granodiorito

Plagioclá-sio dacito

fírico

no. PFS-043 PFS-044

PFS-073

GIL-011 GIL-013 GIL-004 PFS-001 PFS-002

PET-005

SiO2 53.45 52.78

64.37

62.26 59.52 60.84 57.92 61.20

63.45

TiO2 1.303 1.523

0.592

1.232 0.731 0.268 0.730 0.721

0.229

Al2O3 17.74 19.17

17.74

14.5 15.33 20.29 17.64 18.03

17.85

Fe2O3t 8.31 8.54

4.01

6.64 7.17 3.32 6.52 5.84

2.18

MnO 0.124 0.12

0.043

0.081 0.157 0.074 0.126 0.053

0.031

MgO 4.60 3.18

1.78

4.15 4.87 1.59 3.55 2.22

2.17

CaO 7.35 7.12

3.13

4.23 5.68 4.82 5.11 4.13

5.24

Na2O 4.37 4.68

4.13

3.05 3.40 5.85 4.3 4.50

4.55

K2O 1.59 1.57

3.45

2.55 1.76 1.61 2.34 2.36

1.48

P2O5 0.250 0.577

0.080

0.126 0.210 0.349 0.295 0.342

0.082

LOI 0.830 0.56

0.810

0.84 1.070 0.8 1.48 0.63

3

Total 99.917 99.820

100.135

99.659 99.898 99.811 100.011 100.026

100.262

Ga/Al 2.482 2.405

2.333

2.385 2.120 2.552 2.485 2.599

1.905

Ba 546 1492

1215

348 351 331 714 1420

302

Sr 593 870

454

224 278 412 712 677

352

Y 31 23.9

18.9

10 20.3 11.6 23.9 12.1

2.4

Sc 17.33 -

5.09

15.95 - - 14.38 -

4.10

Zr 111 336

59

164 140 145 160 172

45

Be 4.18 -

0.76

1.78 - - 2.26 -

0.25

V 171 177

80

83 135 39 103 81

34

Cr 34 9.1

27.4

203 234 19.3 80 31

30

Co 28.7 -

8.69

20.2 - - 14.9 -

9.37

Ni 61.8 14.1

8.9

59 35 8.3 34 9.2

20.6

Cd 0.08 -

0.04

0.18 - - 0.12 -

0.01

Cu 50 23.9

47

13.1 12.9 4.8 41 13.6

2.4

Li 27.6 -

22.3

39.7 - - 22.2 -

16.3

Zn 98 100

47

112 109 62 105 89

31

Ga 23.3 24.4

21.9

18.3 17.2 27.4 23.2 24.8

18

Rb 71 40

104

126 83 63 116 95

54

Nb 18.5 14.7

10.4

17.1 11.6 6.3 9.2 9.9

2.3

Mo 1.18 -

0.18

0.25 - - 0.20 -

0.24

Sn 2.76 -

1.32

3.53 - - 3.63 -

0.32

Sb 0.09 -

0.03

0.08 - - 0.10 -

0.10

Cs 2.94 -

1.59

1.46 - - 2.46 -

0.37

Hf 3.96 -

1.10

4.49 - - 3.29 -

1.01

Ta 0.96 -

0.65

0.43 - - 0.52 -

0.10

W 0.81 -

0.36

0.33 - - 4.53 -

0.16

Pb 14.1 8.5

25.8

11.1 19.7 17.5 15.9 14.7

6.4

Bi 0.06 -

<LD

<LD - - 0.19 -

<LD

Th 8.07 -

39.1

0.61 - - 0.45 -

0.85

U 4.87 -

1.36

0.33 - - 0.75 -

0.37

La 47.0 -

83.5

16.3 - - 13.5 -

3.98

Ce 93.0 -

155

32.1 - - 34.4 -

8.15

Pr 10.8 -

17.7

3.67 - - 4.74 -

1.02

Nd 38.5 -

59.4

14.5 - - 20.6 -

3.99

Sm 6.70 -

9.07

3.01 - - 4.80 -

0.80

Eu 1.72 -

1.09

0.79 - - 1.07 -

0.26

Gd 5.89 -

6.46

2.65 - - 4.07 -

0.60

Tb 0.84 -

0.70

0.40 - - 0.65 -

0.08

Dy 5.18 -

3.45

2.35 - - 4.12 -

0.47

Ho 1.03 -

0.57

0.43 - - 0.80 -

0.09

Er 2.70 -

1.31

1.04 - - 2.18 -

0.26

Tm 0.40 -

0.15

0.14 - - 0.33 -

0.03

Yb 2.73 -

0.81

0.82 - - 2.12 -

0.21

Lu 0.46 -

0.12

0.12 - - 0.31 -

0.04

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54

Tabela 4.1. Continuação

Grupo Leucogranitos Braço Norte

Granitóides Gringo

Unid

Biotita granito porfirítico

Biotite granito equigranular

Granada-biotita granodiorito

no. PET-002

NRDHH03-001

LZI-004

GRI-010

GRI-011

GRI-003

GRI-001

GIL-007

LZI-009 PET-001

PET-003

SiO2 73.02 75.19 72.72

72.8 71.00 72.43 70.57

70.22 72.14

67.83 70.93

TiO2 0.031 0.078 0.159

0.113 0.194 0.202 0.24

0.182 0.217

0.309 0.313

Al2O3 14.46 13.09 14.85

14.00 14.54 14.45 14.75

15.83 14.68

16.06 15.08

Fe2O3t 0.7 0.9 1.52

1.36 1.82 1.57 1.53

1.38 1.81

4.41 2.97

MnO 0.038 0.018 0.045

0.047 0.053 0.035 0.056

0.018 0.026

0.125 0.083

MgO 0.22 0.2 0.56

0.14 0.26 0.71 0.37

0.66 0.67

1.86 1.03

CaO 0.79 1.25 1.6

0.88 1.58 1.74 1.66

2.61 1.76

1.51 1.77

Na2O 3.36 2.98 4.27

3.33 3.81 3.90 3.24

3.92 4.18

3.18 3.61

K2O 5.9 5.18 2.86

6.00 4.7 3.93 4.54

4.00 3.45

3.13 2.94

P2O5 0.103 0.064 0.094

0.118 0.134 0.082 0.074

0.152 0.079

0.094 0.095

LOI 0.72 0.53 1.06

0.57 0.84 0.59 2.25

0.68 0.82

1.38 0.87

Total 99.342 99.480 99.738

99.358 98.931 99.639 99.280

99.652 99.832

99.888 99.691

Ga/Al 2.261 1.978 2.239

2.443 2.443 2.458 2.332

2.125 2.278

2.294 2.168

Ba 454 877 648

529 605 815 757

1678 900

684 912

Sr 148 212 304

88 173 330 172

404 315

252 293

Y 8.4 1.7 7.1

8.7 12.5 4.4 3.8

6.1 4.2

13.3 14.9

Sc 0.76 0.45 -

2.70 - 2.03 -

- 2.94

7.04 -

Zr 39 87 69

166 427 88 91

190 79

144 92

Be 0.75 0.70 -

0.95 - 1.52 -

- 0.70

5.84 -

V - 25 12.5

5.7 11.9 22.9 25.9

22.2 21

83 45

Cr 6.4 7.3 16.5

8.8 19.7 18.2 19.9

7.1 20.9

90 57

Co 1.14 0.74 -

0.96 - 2.88 -

- 3.63

10.9 -

Ni 3.5 - 6.7

2.5 7.3 5.7 6.3

- 7.6

38 15.2

Cd 0.14 0.03 -

0.04 - 0.04 -

- 0.04

0.03 -

Cu 1 1.3 1.4

9.5 11.9 2.7 45

3.3 1.4

10.8 12.2

Li 3.12 3.18 -

2.38 - 9.82 -

- 10.6

29.9 -

Zn 40 14.7 44

15.7 24.2 40 493

22.1 42

68 50

Ga 17.3 13.7 17.6

18.1 18.8 18.8 18.2

17.8 17.7

19.5 17.3

Rb 155 92 79

169 129 107 138

64 98

121 93

Nb 1.6 2 5.5

6.2 8.8 6 5.2

3 6.8

7 8

Mo 0.05 0.09 -

0.45 - 0.12 -

- 0.16

0.35 -

Sn 0.53 0.26 -

0.45 - 0.65 -

- 1.25

0.49 -

Sb 0.04 0.03 -

0.05 - 0.03 -

- 0.03

0.05 -

Cs 0.19 0.24 -

0.44 - 0.56 -

- 0.50

1.49 -

Hf 1.15 2.98 -

4.27 - 2.40 -

- 2.09

4.16 -

Ta 0.05 0.06 -

0.46 - 0.53 -

- 0.33

0.28 -

W 0.08 0.07 -

0.35 - 0.08 -

- 0.53

0.33 -

Pb 39 27.5 28.5

22.6 19.8 25.8 193

17.5 27.1

20.6 22.3

Bi <LD <LD -

0.15 - <LD -

- 0.02

<LD -

Th 0.63 1.52 -

3.19 - 5.25 -

- 4.38

11.4 -

U 0.53 0.28 -

1.49 - 0.95 -

- 1.08

1.19 -

La 4.66 5.18 -

27.8 - 15.0 -

- 22.2

35.7 -

Ce 6.82 7.64 -

48.3 - 28.7 -

- 40.3

67.4 -

Pr 0.65 0.85 -

4.97 - 3.06 -

- 4.20

7.44 -

Nd 2.03 2.78 -

15.8 - 10.3 -

- 13.8

25.3 -

Sm 0.32 0.45 -

2.24 - 1.71 -

- 2.19

4.45 -

Eu 0.16 0.29 -

0.47 - 0.43 -

- 0.65

0.82 -

Gd 0.27 0.36 -

1.84 - 1.26 -

- 1.66

3.73 -

Tb 0.04 0.04 -

0.24 - 0.14 -

- 0.21

0.53 -

Dy 0.39 0.23 -

1.36 - 0.68 -

- 1.06

2.90 -

Ho 0.11 0.05 -

0.25 - 0.12 -

- 0.18

0.47 -

Er 0.39 0.13 -

0.67 - 0.33 -

- 0.41

1.07 -

Tm 0.09 0.02 -

0.10 - 0.05 -

- 0.05

0.14 -

Yb 0.75 0.15 -

0.64 - 0.31 -

- 0.35

0.84 -

Lu 0.13 0.03 -

0.10 - 0.05 -

- 0.05

0.13 -

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55

Tabela 4.1. Continuação

Grupo Biotita granito

Cruzeiro

Vulânicas e sub-vulcânicas Batistão

Unid

Quartzo feldspato

pórfiro

Riolito maciço microesferulítico

no. PFS-031 PFS-034

PFS-040 NRDHH4-001

SiO2 71.48 74.35

73.28

76.35

TiO2 0.315 0.379

0.291

0.046

Al2O3 14.57 12.99

13.69

12.96

Fe2O3t 2.58 3.28

2.12

0.54

MnO 0.035 0.014

0.058

0.052

MgO 0.83 0.44

0.21

0.05

CaO 1.97 1.28

0.33

0.61

Na2O 3.85 5.29

4.12

4.38

K2O 3.95 1.39

5.37

4.39

P2O5 0.136 0.072

0.075

0.029

LOI 0.49 0.4

0.59

0.62

Total 100.206 99.885

100.134

100.027

Ga/Al 2.036 2.997

2.788

3.193

Ba 1550 630

776

84

Sr 427 112

86

59

Y 7.1 61

63

22.7

Sc 1.13 1.47

1.26

1.25

Zr 161 370

335

77

Be 0.92 1.52

1.60

3.15

V 36 13.3

8.2

-

Cr 12 15

5.9

6.4

Co 4.70 2.13

0.62

0.20

Ni 2 3

-

-

Cd 0.01 0.01

0.10

0.18

Cu 2.8 3.2

3.8

5.6

Li 8.71 4.48

8.48

3.12

Zn 36 11.5

79

28.4

Ga 15.7 20.6

20.2

21.9

Rb 75 43

171

191

Nb 4.4 27.1

23.2

34

Mo 0.22 0.45

1.70

0.37

Sn 0.52 3.17

1.45

3.03

Sb 0.05 0.03

0.04

0.04

Cs 0.49 0.29

0.60

2.04

Hf 4.35 10.5

6.95

3.66

Ta 0.14 1.35

0.99

1.47

W 0.74 0.32

0.44

1.07

Pb 11.8 8.6

24.5

21.7

Bi <LD <LD

0.01

0.05

Th 6.93 23.8

3.74

4.24

U 0.44 4.47

1.67

6.89

La 53.4 76.6

30.1

4.16

Ce 74.3 161

26.1

5.24

Pr 8.42 15.5

5.96

1.39

Nd 25.6 50.7

19.6

5.12

Sm 3.06 8.34

3.02

1.39

Eu 0.94 0.73

0.35

0.05

Gd 2.34 7.34

2.35

1.08

Tb 0.25 1.00

0.34

0.17

Dy 1.30 5.70

2.03

1.12

Ho 0.23 1.05

0.43

0.21

Er 0.62 2.60

1.21

0.57

Tm 0.08 0.36

0.19

0.09

Yb 0.50 2.21

1.30

0.53

Lu 0.09 0.34

0.22

0.08

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56

6. PRINCIPAIS CONCLUSÕES

Com base no mapeamento geológico (escala 1: 100.00), as principais unidades

litoestratigráficas na região de Peixoto de Azevedo são: (1) rochas metamórficas, composta

dos gnaisses Gavião e Alto Alegre; (2) granitóides e dacitos foliados, compostos de

Hornblenda quartzo-diorito, Biotita tonalito, biotita tonalito Paraiba, Naiuram granodiorito e

dacito, Granada-muscovita leucogranito Braço Norte, Granitóides Gringo e Biotita granito

Cruzeiro; (3) granitóides isotrópicos compostos dos granitos Matupá e Peixoto; e (4) rochas

vulcânicas a subvulcânicas isotrópicas compostas de rochas sub-vulcânicas máficas,

associadas provavelmente à Suite Flor da Serra e quartzo-feldspato pórfiro e riolito maciço

microsfelurítico, ambos associados as rochas Batistão.

Recomenda-se que não mais se utilize denominação Suíte Flor da Serra para toda a

região de Peixoto de Azevedo, como definido por Moreton e Martins (2005). A área das

rochas máficas é superestimada pelos autores, e deve ser restrita aos diques máficos que

cortam as sequências.

Com foco nas rochas ígneas foliadas e rochas vulcânicas e sub-vulcânicas Batistão,

foram realizadas petrologia, geoquímica de rocha total e geocronologia U-Pb. Com base na

afinidade geoquímica, as rochas foram agrupadas como segue: (i) Hornblenda quartzo-

dioritos, Biotita tonalitos e granodioritos / dacitos Naiuram; (ii) leucogranitos Braço Norte,

(iii) granitóides Gringo e biotita granito Cruzeiro; e (iv) rochas sub-vulcânicas a vulcânica

Batistão.

Os granodioritos e dacitos Naiuram, o Hornblenda quartzo-diorito, e o tonalito Biotita

são metaluminosos magnesianos, médio K. A série cálcio-alcalina é caracterizada por altos

teores de CaO e Al2O5, em especial o Hornblende quartzo-diorito, moderado padrão de

fracionamento de ETR e anomalia negativa de Eu. Sugere-se que as rochas ígneas são

formadas a partir de magmas gerados em arco vulcânico evoluído, pelos altos conteúdos de

Rb. A sequência de quartzo-dioritos para tonalitos e granodioritos (dacitos) sugerem

igualmente sua associação a série magmática cálcio-alcalina médio-K. Os dacitos Naiuram

têm idades de cristalização magmáticas de 2012 ± 13 Ma, enquanto Hornblenda quartzo-

dioritos de 1981,2 ± 8,1. A diferença entre dacitos e dioritos de 10 a 30 Ma pode correlacioná-

los a evolução do mesmo arco magmático.

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57

Os granada-muscovita leucogranitos Braço Norte são peraluminous e magnesianos,

provavelmente relacionados à associação leucocrática peraluminosas, descrita por Lameyre e

Bowden (1982) e Nardi (2016). Além disso, o alto conteúdo de LILE e baixo de ETR e

HFSE, além da presença de minerais aluminosos como granada e muscovita e de xenólitos a

base de granada e cianita indicam fortemente uma fonte crustal para a formação dos

leucogranitos Braço Norte. A presença de leucogranitos em 2006 Ma na região oriental da

PAAF pode indicar um evento de colisão. Estudos de detalhe estão sendo desenvolvidos pelo

grupo de pesquisa nestes granitos.

Os granitóides Gringo e Cruzeiro são subalcalinos alto-K, peraluminosos, com trend

de magnesiano a ferroso. Os padrões de fracionamento de ETR são semelhantes, apesar de o

granito Cruzeiro ter conteúdo de ETR total mais alto. Os diagramas de discriminação

tectônica sugerem que os granitóides Gringo e Cruzeiro foram formados a partir de magmas

gerados em ambiente de arco vulcânico maduro a pós-colisional. O baixo teor de CaO e

Al2O5, especialmente nos granitos Cruzeiro, sugerem que estes granitóides não fazem parte da

série magmática cálcio-alcalina, e poderia fazer parte da série magmática toleítica de alto K,

descrita para magmatismo pós-colisional em muitas regiões do mundo. A foliação e

microestruturas de deformação em plagioclásio e quartzo dos granitoides, caracteristicamente

de alta T podem indicar deformação subsolidus em ambiente sin-tectônico, com respeito ao

sistema de cisalhamento transcorrente Peru-Trairão.

Relações de deformação subsolidus vs. deformação em metamorfismo de fácies

metamórfica anfibolito a granulito devem ser futuramente investigadas nestas rochas foliadas.

Os quartzo-feldspato pórfiro e riolito maciço microesferulítico Batistão são meta- a

peraluminoso, ferrosos, tipo A, de acordo com o alto conteúdo de elementos HFS e da razão

FeOT / (FeOT + MgO) ~ 0.9. Diagramas de discriminação do ambiente tectônico sugerem

fonte de magma pós-colisional a intraplacas como ambientes para estas rochas. O quartzo-

feldspato pórfiro Batistão, é classificado como tipo A2 (conforme classificação de Eby 1992)

e deve ser detalhadamente estudado e datado, pois estes pórfiros tem se mostrado hospedeiros

da mineralização de ouro na região (Assis, 2015; Trevisan, 2015).

As rochas foliadas são desenvolvidas durante o primeiro evento Rhyaciano de

magmatismo, proposto por Assis (2015) para o setor leste da PAAF. Sugere-se uma expansão

para este evento entre 2037 e 1997 Ma, conforme a idade do biotita granito Gringo.

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58

Acredita-se que as rochas ígneas foliadas da região de Peixoto de Azevedo fazem

parte da Província geocronológica Tapajós-Parima. Neste contexto, de acordo com o padrão

de deformação e características geoquímicas como o caráter magnesiano, metaluminoso,

calcio-alcalino médio K, o Biotita tonalito, Hornblenda quartzo-diorito e granodioritos e

dacites Naiuram podem fazer parte do arco magmático Cuiú-Cuiú. O granada-moscovita

leucogranito Braço Norte pode fazer parte dos leucogranitos descritos na Província Tapajós -

Parima e podem indicar um evento de colisão do arco magmático Cuiú-Cuiú. Os granitóides

subalcalinos alto -K e alto HFSE Gringo, e especialmente Cruzeiro, alojados no sistema de

cisalhamento transcorrente Peru-Trairão, tem quimismo semelhante a Suíte Intrusiva

Creporizão. No entanto, a idade de 2.037 Ma obtida para o biotita granito Gringo não está de

acordo com as rochas desta suíte, e estudos de detalhe mais quantitativos devem abordar esta

incoerencia.

O novo quadro geológico exposto nesta pesquisa deve contribuir para uma melhor

compreensão da região de Peixoto de Azevedo, no setor leste da PAAF; para implementar as

correlações geotectônicas entre a PAAF e a Província Aurífera Tapajós, da Província Tapajós

-Parima, bem como implementar novas estratégias de exploração mineral na área.

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59

7. REFERÉNCIAS

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província de Alta Floresta (MT), Cráton Amazônico: Tipologia das mineralizações,

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Estadual de Campinas, Master thesis.

ASSIS, R.R. 2015. Depósitos auríferos associados ao magmatismo félsico da Província de

Alta Floresta (MT), Cráton Amazônico: litogeoquimica, idade das mineralizações e

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tectonic setting. Geol. J. 25, 227-238.

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and their geodynamic enviroments. Lithos 46: 605-626.

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ANEXOS

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ANEXO 01

GEOLOGY, GEOCHEMISTRY AND U-Pb GEOCHRONOLOGY OF

FOLIATED GRANOTOIDS AND SUBVOLCANIC ROCKS OF PEIXOTO DE

AZEVEDO REGION, ALTA FLORESTA GOLD PROVINCE, BRAZIL

Pavel Cañabi Quispe1, Maria José Mesquita

1

1Natural Resources Area, Institute of Geosciences, UNICAMP, e-mail:[email protected]

ABSTRACT

Alta Floresta Gold Province is located in the southern portion of the Amazonian craton, at the limit

between the geochronological provinces of Ventuari-Tapajós (1.95-1.80 Ma) and Rio Negro-Juruena

(1.8-1.55 Ma). Most of the primary and secondary gold deposits and occurrences are concentrated at

the easternmost segment of Alta Floresta Gold Province, mainly at the Peixoto de Azevedo region,

focus of this research. Although the strategic importance of Peixoto de Azevedo region, it displays a

scarce and controversial geological and geotectonic framework. Mapping (1:100.000 scale),

petrography, whole rock geochemistry, and U-Pb geochronology reveal the following geological

environment: (a) Naiuram granodiorites and dacites, Hornblende Quartz-diorites, and Biotite tonalites

are metaluminous, magnesian, medium-K, whose high CaO and Al2O5 content (especially in

Hornblende Quartz-diorites), moderate to high fractionation pattern, and weak Eu anomaly

characterized the calc-alkaline series. Naiuram phyric dacites have magmatic crystallization ages of

2012 ± 13 Ma (U-Pb in zircon), whilst Hornblende quartz-diorites have 1981.2 ± 8.1 Ma. The

difference from 10 to 30 Ma may correlate them to the same evolved magmatic arc; (b) Braço Norte

garnet-muscovite leucogranites are related to the peraluminous leucocratic association, at the age of

2006 4.7 Ma. The high Rb, small Nb, and Y content is expected for crustal granites; (c) Gringo and

Cruzeiro granitoids are peraluminous high-K subalkaline to alkaline, with a magnesium to ferroan

trend. They could represent a high-K tholeiitic post-collisional magmatism, with a syntectonic

character regarding the transcurrent Peru-Trairão shear zone system. The high-T foliation and

microstructures could indicate a subsolidus deformation; (d) Batistão quartz-feldspar porphyry and

microspherulitic massive rhyolites are meta- to peraluminous, ferroan A-type, according to the high

HFSE content and FeOt / (FeOt + MgO) ~ 0.9, which suggest magma source of post-collisional to

within-plate environments. In the Peru-Trairão shear zone system, four NW-SE first order shear zones

were identified and named: Joaquim, Paraíba, Peteca, and Serrinha. They affected all foliated

granitoids, and developed sericite-chlorite-carbonate phyllonites, which host several gold-quartz vein-

type ore. It is suggested that Peixoto de Azevedo region is part of the Tapajós-Parima province. In this

context, Biotite Tonalites, Hornblende Quartz-diorites, and Naiuram granodiorites and dacites could

be part of the Cuiú-Cuiú magmatic arc. Braço Norte garnet-muscovite leucogranites are probably

related to leucogranites, interpreted to be part of a collisional event of the Cuiú-Cuiú magmatic arc.

The more evolved high-K Gringo, and especially Cruzeiro, granitoids own similar geochemistry but

different age in respect to Creporizão Intrusive Suite, as enriched in high field strength elements

(HFSE). The new geological framework could bring a better understanding of Peixoto de Azevedo

region, to improve the geological connections between Alta Floresta Gold Province and Tapajós Gold

Province, and to guide new exploration strategies in the area.

Keywords: Alta Floresta Gold Province, Amazonian craton, Peixoto de Azevedo region,

Paleoproterozoic magmatism, Shear zone system.

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1. Introduction

The Amazonian craton hosts precious, rare, and base metal world-class deposits

associated to the main metallogenic provinces (Bettencourt et al., 2016 and references here

in), such as: important rare-metal deposits found in Parimã Province (e.g., Pitinga deposit);

the largest gold, copper-gold, and base-metal deposits found in the Archean Carajás Province

(e.g., Pojuca deposit); and gold deposits in the Paleo-Mesoproterozoic of Tapajós and Alta

Floresta Gold Provinces (e.g., Ouro Roxo and Serrinha deposits) (Bettencourt et al., 2016;

Dardenne et al., 2001; Minuzzi et al., 2008).

The Alta Floresta Gold Province (AFGP) lies close to the limit of Ventuari-Tapajós

and Rondônia-Juruena Geochronological Provinces (Santos et al. 2000), in the southernmost

portion of the Amazonian craton (Silva & Abram 2008). AFGP extends in the NW-SE

direction for over 500 km, and consists of Paleoproterozoic plutonic-volcanic sequences (2.01

to 1.75 Ga), generated in magmatic arc environment (Tassinari & Macambira, 1999; Santos et

al., 2000; Paes de Barros, 2007; Souza et al., 2005).

Three groups of primary gold deposits and occurrences have been identified in the

province (Xavier et al., 2013, Mesquita, et al. 2015): (1) disseminated Au ± Cu; (2) ductile

shear vein-type Au ± Cu; and (3) brittle vein-type Au + base metals deposits. Most of these

mineralizations is hosted by relatively oxidized I-type, calc-alkaline, medium to high K,

metaluminous to peraluminous granitic rocks (tonalite-granodiorite to syenogranite) and more

subordinately by alkaline volcanic/volcaniclastic sequences (Paes de Barros, 2007; Assis,

2011; Xavier et al., 2011, Moura et al., 2006; Silva, 2014; Assis, 2015, Trevisan, 2015).

In the easternmost segment of AFGP, focus of this research, several Au occurrences

are found, mainly at Peixoto de Azevedo region (such as Peteca, Paraíba, and Serrinha

deposits; Teixeira, 2015; Trevisan, 2015; and Moura et al., 2006). Many granitoids are

collectively grouped in foliated granitoids of the basement (Paes de Barros, 2007; Assis,

2015). Although these granitoids host several primary gold deposits, those host rocks are

scarcely understood and not well defined in the maps, and only few geochemical and

geochronological data are available.

To better understand the Au occurrences in these plutonic-volcanic environments of

Peixoto de Azevedo, it is important to characterize these rocks according to the magmatic

series, based on petrographic and geochemical characteristics (Lameyre and Bowden, 1982;

Bonin, 1982; Nardi, 2016). In other words, the association of magmatic rocks derived from

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compositionally similar parental magmas can be grouped according to their common

compositional characteristics, even if their differentiation process includes assimilation or a

mixing with foreign material, or yet the reactions of mafic magmas with metamorphic rocks

(Nardi, 2016). The main groups thus identified are referred as magmatic or igneous series.

The best representation of magmatic series is that of Lameyre and Bowden (1982), using the

QAP diagram. The magmatic series also present characteristic patterns of magmatic

differentiation in several chemical diagrams, thus it is important to collect rocks with a broad

spectrum of SiO2 content.

The igneous rocks related to a specific magmatic series are generated and emplaced in

a specific tectonic setting. Barbarin (1999) pointed out that well-typed and precisely-dated

granitoids can indicate the geodynamic environment. Hence, the author proposed the use of

granitoids and volcanic rocks as tracers of the geodynamic evolution.

The Peixoto de Azevedo region was previously mapped as Xingu Complex (Paes de

Barros, 2007), as Flor da Serra Intrusive Suite, composed of mafic rocks and amphibolites

(Moreton and Martins, 2005), or as Cuiú-Cuiú Complex (Assis, 2015). Therefore, this study

aims to understand the geological framework of Peixoto de Azevedo region, focusing on

mapping, petrographic, whole-rock geochemical, and U-Pb geochronological characterization

of the several foliated granitoids, diorites, and volcanic rocks, most of which hosts vein-type

Au ore. The study in the Peixoto Azevedo region is justified because of its strategic position

close to the limit of two geochronological provinces. We intend to show that the studied rocks

are part of the Tapajós-Parima Province, and to correlate the easternmost segment of AFGP,

especially the Peixoto de Azevedo region, to the Tapajós Gold Province, for a better

understanding of the geotectonic evolution of this region.

2. Materials and methods

In order to carry out the geological mapping (1:100.000 scale), Gamma-ray

spectrometry data of K-Th-U ternary maps of Barbuena (2012) and Biogold Company

internal report have been compiled, according to the methodology of Ribeiro et al. (2013) and

Medeiros et al. (2004). Lineaments for structural mapping have been extracted from: (i)

Landsat 7 ETM+SLC-off (2003-present) images, free of cloud cover

(http://earthexplorer.usgs.gov/), (ii) satellite images, and (iii) topographic elevation map

(provided by Companhia Mato-Grossense de Mineração - METAMAT). Those images have

been compiled according to Cunha (1996), Kassaou et al. (2012), and Phani et al. (2014).

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Subsequently, we performed mapping in 1:100.000 scale, plus five core drilling descriptions

and samplings from Gringo, Naiuram, Luizão, and Peteca deposits, totaling 658 meters.

The geochemical data were acquired at the Analytical Geochemistry Laboratory at

IG/UNICAMP. Twenty-four samples were analyzed by X-Ray Fluorescence (XRF) to

determine the major and minor element compositions, and fifteen by Inductively Coupled

Plasma – Mass Spectrometry (ICP-MS) for trace and rare earth elements. The samples were

pulverized (< 75µm), and powder pellets and glass disks were prepared for the XRF analysis.

For ICP-MS analyses, pulverized samples were dissolved using acids (HF+HNO3) at high

temperature and pressure conditions.

Zircon U-Pb analysis was conducted at the Laboratory of Geochronology and Radiogenic

Isotopes at the Geological Institute of the State University of Rio de Janeiro (Universidade

Estadual de Rio de Janeiro - UERJ). Zircon grains were obtained from four samples and were

measured by Laser-ablation Multi-Collector Inductively Coupled Plasma – Mass

Spectrometry (LA-MC-ICP-MS). The selected zircon grains were prepared and mounted on

epoxy resin, then polished for analysis. Internal morphology was examined by

cathodoluminescence (CL). Age calculations and Concordia diagrams were obtained using

Isoplot 3.75. The uncertainties on individual analyses of data are reported at 1σ level.

3. Regional Geologic Setting

The Amazonian craton (Almeida, 1978), located in northern Brazil, has an extension

of more than 4.4 million square kilometers and is divided into major geotectonic provinces

that were formed prior to the Neoproterozoic Era (Tassinari & Macambira 1999; Santos et al.,

2000; Cordiani et al., 2009).

The Alta Floresta Gold Province (AFGP) lies in the southwestern portion of the

Amazonian craton, close to the limit between two geochronological provinces (Fig. 1):

Ventuari-Tapajós and Rio Negro-Juruena (Tassinari, 1996; Tassinari and Macambira, 1999)

or Rondônia-Juruena and Tapajós-Parima (Santos, 2000).

AFGP extends over 500 km in a NWW-SEE striking belt, bordered on the north by the

Cachimbo graben and on the south by the Caiabis graben (Paes de Barros, 2007). It consists

predominantly of Paleoproterozoic plutonic-volcanic rocks and volcano-sedimentary

sequences that are emplaced or lie upon basement rocks that consist of migmatites,

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amphibolites, and diorite to granodiorite gneisses (Paes de Barros, 1994, 2007; Moura, 2006;

Assis, 2011, 2015; Miguel Jr., 2011; Rodrigues, 2012; Silva, 2014; Trevisan, 2015).

Figure 1. (a) Geocronological provinces of Amazonian craton from Tassinari and Macambira, (1999), (b)

Geological domains of Alta Floresta Gold Province- AFGP (from Paes de Barros, 2007), including the

approximate boundary of Ventuari-Tapajos and Rio Negro-Juruena provinces (according to Tassinari and

Macambira 1999, Ribeiro e Duarte 2010 ). The eastern portion of AFGP is marked by red number: (1).

The major lithostratigraphic units of the easternmost sector of AFGP are shown in Fig.

2. The basement rocks consist of tonalite to granodiorite gneisses and foliated granitoids with

age from 2014 to 1970 Ma (Paes de Barros, 2007; Trevisan, 2015; Assis, 2015). These are

intruded by several granitic bodies, such as: Novo Mundo granite (1970±3 to 1956±12 Ma;

Paes de Barros, 2007); Aragão granite (1931±12 Ma; Miguel Jr., 2011); X1 biotite

granodiorite (1904±4.6 Ma; Rodrigues, 2012; Assis, 2015); Nhandu granite (1889±17,

1879±5.5 Ma; Silva and Abram, 2008), Matupá granite (1872±12, 1869±10 Ma; Moura 1998;

2006; Silva 2014), and Peixoto granite (1792±2 to 1761±9 Ma; Paes de Barros, 2007; Silva,

2014). These Paleoproterozoic granitic intrusions are of I-type, subalkaline, metaluminous to

weakly peraluminous, medium- to high- K, with tonalite-granodiorite to syenogranite-

monzonite compositions (Paes de Barros, 2007; Silva and Abram, 2008; Silva, 2014; Assis,

2015). In addition, União do Norte porphyry and X1 quartz-feldspar porphyry (1773±5.7 to

1774±7.5; Miguel Jr., 2011; Assis, 2015) and Luiz feldspar-porphyry (1974 Ma; Trevisan,

2015) are identified as A-type subvolcanic rocks.

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Peru-Trairão shear belt represents the major structural feature in the easternmost

AFGP (Fig.1), which hostd most gold occurrences and deposits. The system is composed of

several sinistral ductile to brittle-ductile, transcurrent NW-SE shear zones (Paes de Barros,

1994, 2007; Miguel Jr., 2011).

Figure 2. Geological map of AFGP eastern portion, with the main lithological units and gold ocurrences

(adapted from Paes de Barros, 2007; Silva, 2014; Rodrigues, 2012). The studied area is marked by the black

squre.

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Based on stratigraphy, geochemistry, and geochronology, Assis (2015) constrained

three temporally distinct Paleoproterozoic events for the easternmost portion of AFGP: (1)

Orosirian; (2) Late Orosirian; and (3) Statherian. According to the author, the Orosirian

magmatic event ranges from 1980 to 1970 Ma. However, Trevisan (2015) suggested

expanding the range from 2014 to 1997 Ma. This event is related to the formation of the

basement rocks, such as Nova Guarita gneiss and foliated tonalite, of 1980 - 1970 Ma (Assis,

2015), and Paraíba Biotite Tonalite, of 2014 Ma (Trevisan, 2015), and correlated to the Cuiú-

Cuiú complex (1.98 – 2.03; Santos et al. 1997; Paes de Barros, 2007). Novo Mundo granite

(1.95-1.97 Ga; Paes de Barros, 2007), Pé Quente monzonite (1.97 Ga; Miguel-Jr, 2011),

Pezão syenogranite (1988 Ma), Luiz feldspar-porphyry (1974 Ma), and Luiz Biotite

granodiorite (1962 Ma; Trevisan, 2015) are also included.

The Late Orosirian magmatic event (1931 Ma to 1848 Ma) includes the

crystallization of Aragão granite (1.93 Ga; Miguel-Jr, 2011), X1 granodiorite (1.90 Ga; Assis,

2015), Pé Quente tonalite (1.90 Ga; Assis, 2015), Nhandu granite (1.88-1.87 Ga; Paes de

Barros, 2007), Matupá intrusive suite (1.86-1.89 Ga; Moura, 1998; Silva, 2014), União

granodiorite (1.85 Ga; Miguel-Jr, 2011), and Juruena suite (1.82-1.81 Ga; JICA/MMAJ,

2000).

The Statherian magmatic event (1782 to 1727 Ma) comprises the crystallization of

Teles Pires intrusive suite (1.79 - 1.75 Ga; Santos, 2000; Pinho et al., 2003; Prado et al., 2013)

and Colíder suite (~1.78 Ga; Pimentel, 2001; Silva & Abram, 2008), and also Peixoto pluton

(1.79-1.76 Ga; Paes de Barros, 2007; Silva, 2014), União do Norte porphyry (1774 Ma;

Miguel-Jr, 2011), and X1 quartz-feldspar porphyry (1773 Ma; Assis, 2015).

4. Local geology

The major lithostratigraphic units recognized in Peixoto de Azevedo region are shown

at the geological map (Fig. 3), and are grouped according to their field and petrographic

relationships into: (1) metamorphic gneissic rocks; (2) foliated granitoids and volcanic rocks;

(3) isotropic granitoids; (4) isotropic volcanic and subvolcanic rocks.

Gavião gneisses are fine- to medium-grained banded mesocratic tonalites, alternating

granoblastic polygonal plagioclase-quartz bands and hornblende-opaque minerals bands (Fig.

4a). The gneiss banding marks a foliation (Sn-1) of trends N38E/70SE and N42W/90. In

general, the mineral assemblage consists of more than 90% vol. plagioclase (An23 to An40)

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and hornblende, plus quartz, apatite, opaque minerals, and rare alkali feldspar. Chlorite,

epidote, and sericite are hydrothermal minerals.

Figure 3. Geological map of the Peixoto de Azevedo region. Shear zones are: Joaquim shear zone (JSZ1 and

JSZ2); Paraíba shear zone (PASZ); Peteca shear zone (PSZ) and Serrinha shear zone (SSZ).

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Alto Alegre gneiss was previously described by Paes de Barros (2007), with magma

crystallization age of 1984 ±7 Ma (U-Pb SHRIMP in zircon). It occurs in the north-central

part of the studied area (Fig. 3). The foliation (Sn) is prominent anastomosing-spaced, marked

by the alignment of biotite and plagioclase, developing a compositional banding, striking

N40E/85SE. It is further affected by dextral ductile shear zones (Sn+1) (Fig. 4b). It is

composed of porphyritic granodiorites of medium- to coarse-grained plagioclase and

recrystallized matrix of quartz, plagioclase, alkali feldspar, and biotite. The accessory

minerals are apatite, zircon, and opaque minerals.

The second group of mapped rocks is of foliated granitoids and volcanic rocks, which

comprises Paraíba biotite tonalite, Biotite tonalites, Hornblende quartz-diorites, Naiuram

granodiorites and dacites, Braço Norte leucogranites, Gringo granitoids, and Cruzeiro biotite

granites.

Paraíba biotite tonalite, which hosts the Paraíba gold deposit, was previously studied

by Trevisan (2015), and has magma crystallization age of 2014 ±5.1 Ma (U-Pb SHRIMP in

zircon). It is a grayish, medium- to coarse-grained, equigranular to slightly heterogranular,

and isotropic to foliated biotite tonalite.

Biotite tonalites occur on the central part of the studied area, as a NW stock, with

covered contacts to the Paraíba biotite tonalite (Fig. 3). It hosts the Melado gold deposit. It is

a foliated, grayish, heterogranular to porphyritic, medium- to coarse-grained tonalite. Irregular

biotite lenses define the N46-55W/80-75NE foliation (Sn, Fig. 4c).

Hornblende quartz-diorites occur as small NW-SE elongated bodies, and all contacts

are covered by the river sediments. The outcrops are rounded blocks on riversides. It is a

mesocratic, grayish, weakly magnetic, heterogranular, medium- to fine-grained rock (Fig. 4d).

Naiuram granodiorites and dacites are all foliated and consist of: (i) hornblende

and/or biotite granodiorites (Fig.4e), and (ii) phyric plagioclase dacites (Fig.4f). They are

observed as outcrops near to- or as host rocks of Peteca, Ype, and Naiuram deposits. The

phyric plagioclase dacite does not crop out in the surface, it is only observed as host rock in

the Peteca deposit. The granodiorites are heterogranular, mesocratic, medium- to coarse-

grained. The main foliation (Sn) is an anastomosing-spaced foliation, marked by the alignment

of feldspars, hornblende, and/or biotite. The phyric plagioclase dacite is a leucocratic very

fine-grained rock, and the Sn is marked by plagioclase.

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Figure 4. Photographs of hand specimen of: (a) Gavião gneiss, alternating quartz – feldspatic bands and mafic

minerals bands, (b) Heterogranular biotite granodiorite of Alto Alegre gneisses, the main foliation is transposed

to a discrete ductile shear zone; (c) Biotite tonalite, biotite irregular bands mark Sn; (d) Hornblende quartz-

diorite showing a weak foliation and cut by mafic dike; (e) Hornblende and/or biotite granodiorite of Naiuram,

Sn foliation is marked by quartz-fekldspatic lenses; (f) Phyric plagioclase dacite of Naiuram, leucocratic weakly

foliated; (g and h) Braço Norte garnet-muscovite leucogranite, exhibiting enclave of diffuse contact, composed

of Al-rich minerals (red narrow).

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Figure 4. Photographs of hand specimen of Gringo graniotids are (i) porphyritic biotite granite; (j) mylonitic

variation of porphyritic biotite granite; (k) equigranular biotite granite with intense potassic alteration and

foliation; (l) garnet-biotite granodiorite; (m) Photograph of hand specimen of protomylonitic variety of

Cruzeiro biotite granites; (n) Batistão quartz feldspar porphyry. Sn indicated.

Braço Norte leucogranites occur only in the core drills of Luiz and Peteca gold

deposit. They are foliated, medium- to coarse-grained, heterogranular garnet-muscovite

leucogranites (Fig.4 g and h). They show centimetric size xenoliths of diffuse contacts,

composed of kyanite and garnet (Fig.4g). The main foliation (Sn) is marked by elongated K-

feldspar and garnet wrapped by chlorite and sericite.

Gringo granitoids are all foliated and comprise three rocks: (i) porphyritic biotite

granite (Fig.4i); (ii) equigranular biotite granite (Fig.4 j and k); and (iii) garnet-biotite

granodiorite (Fig.4l). The granitoids occur as two N-NW elongated bodies, also observed in

the drill cores of Naiuram, Luiz, and Gringo deposits. The main foliation (Sn) is

anastomosing-spaced, heterogeneous in the granitoids, marked by the alignment of feldspar

and/or quartz.

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Cruzeiro biotite granites occur as a NW-SE granitic body out of the geological map

domain. They comprise medium- to coarse-grained, equigranular to heterogranular granites.

In low strain zone, they exhibit an equigranular texture, and slightly alignment of minerals. In

high strain tabular zones, they show strong mylonitic foliation marked by feldspar

porphyroclast wrapped by a fine-grained recrystallized matrix (Fig.4m). Strong potassic

alteration is observed.

The third group of mapped rocks is of isotropic granitoids, which are composed of X1

biotite granodiorite, Matupá granites, and Peixoto granites. These rocks are affected by

discrete brittle-ductile to brittle shear zones.

The X1 biotite granodiorite hosts the X1 gold deposit and was previously studied by

Rodrigues (2012) and Assis (2015). Its magma crystallization age is 1904 ±4.6 Ma (U-Pb

SHRIMP in zircon, Assis, 2015). It is a medium- to coarse-grained, porphyritic to

equigranular granodiorite, with locally up to 3 cm long euhedral plagioclase phenocrysts.

Microgranular mafic enclaves are rare.

Matupá granites were first described by Moura (1998) and Moura and Botelho

(2006), and host the Serrinha gold deposit. Their magma crystallization age is 1869 ±10 Ma

(U-Pb SHRIMP data in zircon, Silva, 2014). They mainly consist of leucocratic, isotropic,

medium- to coarse grained, porphyritic to equigranular biotite monzogranites, with up to 1.5

cm long euhedral feldspar phenocrysts in a fine- to medium-grained matrix of quartz,

plagioclase, alkali feldspar, biotite, hornblende, and titanite. Centimetric discrete shear zones

form mylonites and cataclasites (Santos, 2015).

Peixoto granites were first described by Paes de Barros (2007), and their magma

crystallization age is 1761 ±9 Ma (U-Pb SHRIMP data in zircon, Silva, 2014). They are

characterized by a leucocratic, medium- to coarse-grained, porphyritic biotite granodiorite,

marked by plagioclase phenocrysts (up to 1.5 cm long), in an equigranular, coarse-grained

matrix of quartz, plagioclase, alkali-feldspar, biotite, and hornblende.

The third group of mapped rocks is of isotropic volcanic and subvolcanic rocks, which

comprise Batistão volcanic and subvolcanic rocks, as well as mafic dykes.

Batistão volcanic to subvolcanic rocks consist of isotropic, leucocratic units, divided

in two lithotypes: (i) Quartz-feldspar porphyry (Fig.4n), which locally exhibits quartz- and

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feldspar-phenocrysts (up to 1cm long) in a fine-grained matrix; and (ii) microspherulitic

massive rhyolite, with aphanitic texture and poorly enriched in mafic minerals.

Mafic dikes are melanocratic dark green rocks divided in three lithotypes: (i)

equigranular, fine grained hornblende diorite; (ii) porphyritic plagioclase diorite marked by

phenocrysts (up to 6 cm long) in a fine-grained matrix; and (iii), medium to coarse-grained,

equigranular hornblende gabbro.

Four first order NW-SE ductile shear zones were individualized at Peixoto de Azevedo

region: Joaquim shear zone (JSZ), Paraíba shear zone (PASZ), Peteca shear zone (PSZ), and

Serrinha shear zone (SSZ) (Fig. 3).

Joaquim shear zone deforms the Cruzeiro biotite granites, developing high strain

tabular zones of chlorite-sericite phyllonites with a characteristic S-C fabrics indicating

sinistral movement. It hosts several gold occurrences.

Paraíba shear zone inflects the banding foliation of Gavião gneiss, and affected the

Paraíba biotite tonalite, developing up to 1 meter zone of biotite-carbonate phyllonites, which

host the Paraíba deposit (Paes de Barros, 1995; Silva &Abram, 2008; Trevisan, 2015;

Mesquita et al. 2015).

Peteca shear zone affects Gringo and Naiuram granitoids, developing tabular zones of

sericite-chlorite-carbonate phyllonites, which host Peteca and Naiuram gold deposits, plus

several gold occurrences. At the Peteca deposit, foliated granodiorites and quartz-diorites are

affected by six discrete shear zones, which formed sericite-quartz and chlorite-carbonate

phyllonites, hosting the Gold-quartz vein (280-290/60-80NE) and horizontal sheeted veinlets

(Vasconcellos, 2015).

Serrinha shear zone affected Alto Alegre granitoids, as discrete centimetric ductile

shear zones. The Sn clockwise inflection towards Sn+1 marks the dextral sense (Fig.4b). It also

develops brittle-ductile discrete shear zones in the Matupá granites.

5. Petrography of foliated granitoids and Batistão volcanic to sub-volcanic rocks

The foliated Hornblende quartz-diorites, Biotite tonalites, Naiuram granodiorites and

dacites, Braço Norte leucogranites, Gringo granitoids, and Cruzeiro bioteite granites, as well

as Batistão volcanic to subvolcanic rocks are classified according to the Streckeisen diagram

(1976), based on mineral modal quantitative analysis (Fig.5).

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Figure 5. Quartzo (Q) – plagioclase (P) – alkaline feldspar (A) diagram for the petrographic classification of the

foliated rocks (Streckeisen (1976).

Hornblende quartz-diorites

Hornblende quartz-diorites are composed of plagioclase (90 to 98%), hornblende (5 to

7%), quartz (3 to 18%), feldspar (2 to3 %), biotite (1%), and traces of zircon and apatite.

Their hydrothermal minerals are biotite, epidote, chlorite, and sericite. The foliation (Sn),

mainly observed in thin section, is an anastomosing-spaced foliation of rough-shape cleavage

domains, marked by the alignment and stretching of plagioclase, and amphibole minerals.

Plagioclase (An26 to An38) may occur as megacrysts and in the recrystallized matrix.

The megacrysts own large subgrains and new grains, which affect the whole porphyroclast,

and indicate high temperature of formation (Fig. 6a).

Hornblende occurs in the matrix and as inclusion in the porphyroclasts of plagioclase.

Amphibole and biotite grains are subhedral, and have sharp, non-reactive boundaries, which

indicate a period of simultaneous growth of these mafic phases.

Biotite tonalites

Biotite tonalites are foliated and mainly heterogranular rocks. Plagioclase phenocrysts

are up to 5mm long, which locally define a porphyritic texture. Biotite irregular bands mark

the main foliation (Sn, Fig. 4c). The igneous mineral assemblage consists of plagioclase,

quartz, alkali feldspar, biotite zircon, titanite, and apatite.

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Plagioclase occurs as megacrysts and in the matrix (Fig. 6b). The grains are prismatic

with rounded corners, wrapped by recrystallized mantles of biotite and sericite. Kink bands

are common and large subgrains are rare. Mafic aggregates, as biotite and titanite, occur as

non-oriented aggregates or defining the main foliation. Common microstructures in biotite are

microfractures, kink bands, and dilatation bands, all sealed by sericite, chlorite, and epidote.

Secondary minerals are quartz, microcline, muscovite, sericite, epidote, chlorite, and titanite.

Naiuram granodiorites and dacites

Naiuram granodiorites and dacites are composed of: (i) hornblende and/or biotite

granodiorite, and (ii) phyric plagioclase dacites.

The heterogranular and/or biotite granodiorites vary the mafic concentration as

hornblende, biotite, and garnet, with a common mineral assemblage of plagioclase (65 to

75%), quartz (18-55%), K-feldspar (12-17%), hornblende (1-5%), and traces of biotite,

zircon, apatite, titanite, and magnetite. Locally intense quartz recrystallization forms a fine- to

medium-grained matrix (up to 30% of the rock). Plagioclase and K-feldspar exhibit kink

bands, mechanical twins, subgrains, and core mantle structures of lenticular feldspar wrapped

by epidote, fine biotite and recrystallized quartz. Epidote, titanite, chalcopyrite, pyrite, and

carbonates-quartz veinlets occur as hydrothermal minerals. Phyric plagioclase dacites consist

of plagioclase phenocrysts up to 1 mm long and rarely of quartz phenocrysts (up to 20%) in a

fine-grained matrix (Fig. 6c). Euhedral plagioclase phenocrysts and the matrix are partially or

completely replaced by hydrothermal minerals as sericite, carbonate, epidote, and pyrite.

Braço Norte garnet-muscovite leucogranites

Braço Norte garnet-muscovite leucogranites are composed of quartz (47 to 55%),

orthoclase (37-39%), plagioclase (8-10%), garnet (5%), biotite (up to 3%), and traces of

muscovite, apatite, zircon, and magnetite. Irregular centimetric xenoliths present diffuse

contacts, and are composed of garnet and kyanite, partially altered to chlorite and muscovite.

Alkali feldspar shows flame perthite, kink bands, and myrmekite in the plagioclase contacts,

while quartz owns elongate subgrains and new grains.

Garnet grains are elongated and exhibit fractures filled by muscovite with lamellar to

fibrous habit. Biotite grains in equilibrium with garnet have kink bands filled by muscovite

(Fig. 6d).

Sericite, chlorite, muscovite, hematite carbonate veinlets, and globular quartz are

hydrothermal minerals.

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82

Figure 6. Photomicrography in polarized light. (a) Plagioclase exhibiting recrystallized internal subgrains new

grains in the Hornblende quartz-diorite. Note hornblende inclusions; (b) Biotite tonalite shows prismatic

plagioclase’s grains with rounded grain boundaries. Recrystallized quartz in the matrix; (c) Plagioclase phyric

dacite shows plagioclase phenocrysts (up to 1 mm) with sericite, carbonate and epidote, as hydrothermal

minerals; (d) Relicts of garnet with muscovite and biotite corona are observed in the Braço Norte

Leucogranites;(e) Gringo porphyritic biotite granite shows -feldspar aggregate in a fine-grained matrix; (f)

Gringo garnet-biotite granodiorite foliation marked by biotite and quartz. Note with chessboard subgrain

pattern in quartz (arrow); (g) plagioclase porphyroclast with pressure shadow composed of recrystallized fine

quartz, biotite and epidote in the Cruzeiro granite; and (h) Euhedral alkaline feldspar and microspherulite in the

Batistão ryolite.

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83

Gringo granitoids

Gringo granitoids are composed of: (i) porphyritic biotite granite; (ii) equigranular

biotite granite; and (iii) garnet-biotite granodiorite.

The porphyritic biotite granite consists of K-feldspar (30-50%), plagioclase (10-35%),

quartz (25-48%), biotite (15%), and traces of zircon, apatite, and opaque minerals. These

granites are defined by feldspar megacrysts (up to 1cm long) in a medium to fine-grained

matrix (Fig. 6e). It exhibits prismatic-euhedral feldspar megacrysts and mafic aggregates. In

addition it shows microstructures as kind bands, flame perthite in the feldspar, and scarce

recrystallized grains in quartz.

The equigranular biotite granite is composed of orthoclase (24-21%), plagioclase, 22-

35%), quartz (30-44%), biotite (7-5%), opaque minerals (1-3%), and traces of zircon, apatite

and opaque minerals. Secondary quartz occurs as veins (up to 1cm-long) or in the fine-grained

matrix. This granite exhibits strong mylonitic foliation and microstructures as undulouse

extinction and chessboard subgrains pattern in quartz, microcline twin, flame perthite and

myrmekite in high strain areas of feldspar. Epidote and sericite occur as hydrothermal

minerals.

The garnet-biotite granodiorite consists of plagioclase (35-40%), alkaline feldspar

(20-25%), quartz (30-35%), biotite (5%), and traces of zircon and opaque minerals. Garnet is

completely fractured and partially altered to muscovite, which makes it difficult to observe if

it is a primary or a secondary mineral. A strong mylonitic foliation is defined by lenticular

feldspar wrapped by a fine matrix of biotite and recrystallized quartz. Feldspar grains show

kink bands and core-mantle structures. Quartz shows chessboard subgrains pattern evolved to

new grains (Fig. 6f). Sericite and globular quartz occur as hydrothermal minerals.

Cruzeiro biotite granites

The Cruzeiro biotite granite is composed of orthoclase (24-21%), plagioclase (An25-

An32, 22-35%), quartz (44-30%), biotite (7-5%), opaque minerals (1-3%), and traces of

titanite and zircon. In low strain zones, feldspars are subhedral-prismatic megacrysts

commonly showing kink bands and intragranular microcracks, while subgrains and sparse

recrystallized grains are common in quartz. In high strain zones, an obvious mylonitic

foliation is present (Fig.4m). The feldspar occurs as ɸ-type or δ-type porphyroclasts wrapped

by asymmetrical pressure shadows and tails of recrystallized quartz, epidote, and/or fine

biotite (Fig.6g). It displays weak hydrothermal alteration, mainly marked by the

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84

transformation of feldspar in microcline and biotite in chlorite, muscovite, epidote and

sericite.

Batistão volcanic and subvolcanic rocks

Quartz-feldspar porphyry and microspherulitic massive rhyolite are the common rocks

of Batistão group. Both rocks are composed of alkaline feldspar (35-40%), quartz (40-50%),

plagioclase (2-5%), biotite (1%), zircon, and opaque minerals.

Quartz-feldspar porphyry is an isotropic rock with phenocrysts of quartz and feldspars

in a very fine matrix (Fig. 4n). The matrix is composed of quartz, plagioclase, biotite, and

accessory minerals as titanite and zircon. Epidote, chlorite, and opaque minerals are

secondary minerals. Quartz phenocrysts are euhedral to subrounded, with weak undulose

extinction and intragranular microcrack. Orthoclase occurs as phenocrysts (1.25-5.5 mm)

euhedral to subrounded, mainly zoned, and as fine anhedral grains (50-250 μm) in the matrix.

The orthoclase phenocrysts show perthite, myrmekite, and quartz mantle. Plagioclase

phenocrysts are euhedral, and weakly altered to sericite.

The microspherulitic massive rhyolite shows euhedral prismatic orthoclase and

microspherulitic aggregates (Fig. 6h). The igneous mineral assemblage consists mainly of

quartz, orthoclase, plagioclase, opaque minerals, biotite and zircon traces.

Orthoclase occurs into microspherulites and in the matrix. Chlorite and sericite are

common hydrothermal minerals.

6. Geochemistry of foliated granitoids and volcanic/subvolcanic rocks

Hornblende quartz-diorites, Biotite tonalites, Naiuram granodiorites and dacites, Braço

Norte leucogranites, Gringo granitoids, Cruzeiro biotite granites, and Batistão volcanic to

subvolcanic rocks were analyzed by XRF and ICP-MS methods. The analytical results are

summarized in Table 1.

Based on their geochemistry affinity, the investigated groups of rocks can be described

as: (i) Hornblende quartz-diorites, Biotite tonalites, and Naiuram granodiorites and dacites;

(ii) Braço Norte leucogranites, (iii) Gringo granitoids and Cruzeiro biotite granites; and (iv)

Batistão volcanic to subvolcanic rocks.

Hornblende quartz-diorites, biotite tonalites, and Naiuram granodiorites and dacites

All Hornblende quartz-diorites, biotite tonalites, and Naiuram granitoids are

subalkaline calc-alkalic to alkali-calcic, and mainly medium-K, according to Frost et al.

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(2001) classification (Fig. 7a and b). The aluminum saturation index (ASI molar Al2O3 / CaO

+ Na2O + K2O) is between 0.8 and 1.09, which indicates metaluminous to slightly

peraluminous rocks (Fig. 7c). In the SiO2 vs. FeOt / (FeOt + MgO) diagram of Frost et al.

(2001), these rocks are magnesian igneous rocks with FeOt / (FeOt + MgO) ratios between 0.5

and 0.76 (Fig. 7d).

Hornblende quartz-diorites have SiO2 content from 52.8 to 53.5 wt.%, and high Al2O5

(17.7 to 19.2 wt.%), MgO (3.2 to 4.6 wt.%), Fe2O3t (8.3 to 8.5 wt.%), and CaO (7.1 to 7.4

wt.%). Biotite tonalites have SiO2 content of 64.4 wt.%, and high Al2O5 (17.7 wt.%), MgO

(1.8 wt.%), Fe2O3t (4 wt.%), and CaO (3.1 wt.%). Naiuram granitoids have SiO2 content from

57.9 to 63.5 wt.%, and high Al2O5 (14.5 to 20.3 wt.%), MgO (2.2 to 4.9 wt.%), Fe2O3t (2.2

wt.% for dacite and 3.3 to 7.2 wt.% for granodiorites), and CaO (4.1 to 5.7 wt.%).

In the Harker diagrams, no single trend is observed when these samples are

considered, the closest to that being CaO vs. SiO2 (Fig. 8). However, in general, these rocks

have higher contents of TiO, Al2O5, MgO, Fe2O3t, CaO, and Sr than the other groups (Fig. 8

and 9).

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Table 1. Whole rock Geochemistry data of the rocks of Peixoto de Azevedo region.

Group

Hornblende quartz-diorites

Biotite tonalites

Naiuram granodiorites and dacites

Unit

Hornblende and/or biotite granodiorites

Phyric plagioclase dacites

no. PFS-043 PFS-044

PFS-073

GIL-011 GIL-013 GIL-004 PFS-001 PFS-002

PET-005

SiO2 53.45 52.78

64.37

62.26 59.52 60.84 57.92 61.20

63.45

TiO2 1.303 1.523

0.592

1.232 0.731 0.268 0.730 0.721

0.229

Al2O3 17.74 19.17

17.74

14.5 15.33 20.29 17.64 18.03

17.85

Fe2O3t 8.31 8.54

4.01

6.64 7.17 3.32 6.52 5.84

2.18

MnO 0.124 0.12

0.043

0.081 0.157 0.074 0.126 0.053

0.031

MgO 4.60 3.18

1.78

4.15 4.87 1.59 3.55 2.22

2.17

CaO 7.35 7.12

3.13

4.23 5.68 4.82 5.11 4.13

5.24

Na2O 4.37 4.68

4.13

3.05 3.40 5.85 4.3 4.50

4.55

K2O 1.59 1.57

3.45

2.55 1.76 1.61 2.34 2.36

1.48

P2O5 0.250 0.577

0.080

0.126 0.210 0.349 0.295 0.342

0.082

LOI 0.830 0.56

0.810

0.84 1.070 0.8 1.48 0.63

3

Total 99.917 99.820

100.135

99.659 99.898 99.811 100.011 100.026

100.262

Ga/Al 2.482 2.405

2.333

2.385 2.120 2.552 2.485 2.599

1.905

Ba 546 1492

1215

348 351 331 714 1420

302

Sr 593 870

454

224 278 412 712 677

352

Y 31 23.9

18.9

10 20.3 11.6 23.9 12.1

2.4

Sc 17.33 -

5.09

15.95 - - 14.38 -

4.10

Zr 111 336

59

164 140 145 160 172

45

Be 4.18 -

0.76

1.78 - - 2.26 -

0.25

V 171 177

80

83 135 39 103 81

34

Cr 34 9.1

27.4

203 234 19.3 80 31

30

Co 28.7 -

8.69

20.2 - - 14.9 -

9.37

Ni 61.8 14.1

8.9

59 35 8.3 34 9.2

20.6

Cd 0.08 -

0.04

0.18 - - 0.12 -

0.01

Cu 50 23.9

47

13.1 12.9 4.8 41 13.6

2.4

Li 27.6 -

22.3

39.7 - - 22.2 -

16.3

Zn 98 100

47

112 109 62 105 89

31

Ga 23.3 24.4

21.9

18.3 17.2 27.4 23.2 24.8

18

Rb 71 40

104

126 83 63 116 95

54

Nb 18.5 14.7

10.4

17.1 11.6 6.3 9.2 9.9

2.3

Mo 1.18 -

0.18

0.25 - - 0.20 -

0.24

Sn 2.76 -

1.32

3.53 - - 3.63 -

0.32

Sb 0.09 -

0.03

0.08 - - 0.10 -

0.10

Cs 2.94 -

1.59

1.46 - - 2.46 -

0.37

Hf 3.96 -

1.10

4.49 - - 3.29 -

1.01

Ta 0.96 -

0.65

0.43 - - 0.52 -

0.10

W 0.81 -

0.36

0.33 - - 4.53 -

0.16

Pb 14.1 8.5

25.8

11.1 19.7 17.5 15.9 14.7

6.4

Bi 0.06 -

<LD

<LD - - 0.19 -

<LD

Th 8.07 -

39.1

0.61 - - 0.45 -

0.85

U 4.87 -

1.36

0.33 - - 0.75 -

0.37

La 47.0 -

83.5

16.3 - - 13.5 -

3.98

Ce 93.0 -

155

32.1 - - 34.4 -

8.15

Pr 10.8 -

17.7

3.67 - - 4.74 -

1.02

Nd 38.5 -

59.4

14.5 - - 20.6 -

3.99

Sm 6.70 -

9.07

3.01 - - 4.80 -

0.80

Eu 1.72 -

1.09

0.79 - - 1.07 -

0.26

Gd 5.89 -

6.46

2.65 - - 4.07 -

0.60

Tb 0.84 -

0.70

0.40 - - 0.65 -

0.08

Dy 5.18 -

3.45

2.35 - - 4.12 -

0.47

Ho 1.03 -

0.57

0.43 - - 0.80 -

0.09

Er 2.70 -

1.31

1.04 - - 2.18 -

0.26

Tm 0.40 -

0.15

0.14 - - 0.33 -

0.03

Yb 2.73 -

0.81

0.82 - - 2.12 -

0.21

Lu 0.46 -

0.12

0.12 - - 0.31 -

0.04

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87

Continuity

Group Braço Norte leucogranites

Gringo granitoids

Unit

Porphyritic biotite granite

Equigranular biotite granite

Garnet-biotite granodiorite

no. PET-002

NRDHH03-001

LZI-004

GRI-010

GRI-011

GRI-003

GRI-001

GIL-007

LZI-009 PET-001

PET-003

SiO2 73.02 75.19 72.72

72.8 71.00 72.43 70.57

70.22 72.14

67.83 70.93

TiO2 0.031 0.078 0.159

0.113 0.194 0.202 0.24

0.182 0.217

0.309 0.313

Al2O3 14.46 13.09 14.85

14.00 14.54 14.45 14.75

15.83 14.68

16.06 15.08

Fe2O3t 0.7 0.9 1.52

1.36 1.82 1.57 1.53

1.38 1.81

4.41 2.97

MnO 0.038 0.018 0.045

0.047 0.053 0.035 0.056

0.018 0.026

0.125 0.083

MgO 0.22 0.2 0.56

0.14 0.26 0.71 0.37

0.66 0.67

1.86 1.03

CaO 0.79 1.25 1.6

0.88 1.58 1.74 1.66

2.61 1.76

1.51 1.77

Na2O 3.36 2.98 4.27

3.33 3.81 3.90 3.24

3.92 4.18

3.18 3.61

K2O 5.9 5.18 2.86

6.00 4.7 3.93 4.54

4.00 3.45

3.13 2.94

P2O5 0.103 0.064 0.094

0.118 0.134 0.082 0.074

0.152 0.079

0.094 0.095

LOI 0.72 0.53 1.06

0.57 0.84 0.59 2.25

0.68 0.82

1.38 0.87

Total 99.342 99.480 99.738

99.358 98.931 99.639 99.280

99.652 99.832

99.888 99.691

Ga/Al 2.261 1.978 2.239

2.443 2.443 2.458 2.332

2.125 2.278

2.294 2.168

Ba 454 877 648

529 605 815 757

1678 900

684 912

Sr 148 212 304

88 173 330 172

404 315

252 293

Y 8.4 1.7 7.1

8.7 12.5 4.4 3.8

6.1 4.2

13.3 14.9

Sc 0.76 0.45 -

2.70 - 2.03 -

- 2.94

7.04 -

Zr 39 87 69

166 427 88 91

190 79

144 92

Be 0.75 0.70 -

0.95 - 1.52 -

- 0.70

5.84 -

V - 25 12.5

5.7 11.9 22.9 25.9

22.2 21

83 45

Cr 6.4 7.3 16.5

8.8 19.7 18.2 19.9

7.1 20.9

90 57

Co 1.14 0.74 -

0.96 - 2.88 -

- 3.63

10.9 -

Ni 3.5 - 6.7

2.5 7.3 5.7 6.3

- 7.6

38 15.2

Cd 0.14 0.03 -

0.04 - 0.04 -

- 0.04

0.03 -

Cu 1 1.3 1.4

9.5 11.9 2.7 45

3.3 1.4

10.8 12.2

Li 3.12 3.18 -

2.38 - 9.82 -

- 10.6

29.9 -

Zn 40 14.7 44

15.7 24.2 40 493

22.1 42

68 50

Ga 17.3 13.7 17.6

18.1 18.8 18.8 18.2

17.8 17.7

19.5 17.3

Rb 155 92 79

169 129 107 138

64 98

121 93

Nb 1.6 2 5.5

6.2 8.8 6 5.2

3 6.8

7 8

Mo 0.05 0.09 -

0.45 - 0.12 -

- 0.16

0.35 -

Sn 0.53 0.26 -

0.45 - 0.65 -

- 1.25

0.49 -

Sb 0.04 0.03 -

0.05 - 0.03 -

- 0.03

0.05 -

Cs 0.19 0.24 -

0.44 - 0.56 -

- 0.50

1.49 -

Hf 1.15 2.98 -

4.27 - 2.40 -

- 2.09

4.16 -

Ta 0.05 0.06 -

0.46 - 0.53 -

- 0.33

0.28 -

W 0.08 0.07 -

0.35 - 0.08 -

- 0.53

0.33 -

Pb 39 27.5 28.5

22.6 19.8 25.8 193

17.5 27.1

20.6 22.3

Bi <LD <LD -

0.15 - <LD -

- 0.02

<LD -

Th 0.63 1.52 -

3.19 - 5.25 -

- 4.38

11.4 -

U 0.53 0.28 -

1.49 - 0.95 -

- 1.08

1.19 -

La 4.66 5.18 -

27.8 - 15.0 -

- 22.2

35.7 -

Ce 6.82 7.64 -

48.3 - 28.7 -

- 40.3

67.4 -

Pr 0.65 0.85 -

4.97 - 3.06 -

- 4.20

7.44 -

Nd 2.03 2.78 -

15.8 - 10.3 -

- 13.8

25.3 -

Sm 0.32 0.45 -

2.24 - 1.71 -

- 2.19

4.45 -

Eu 0.16 0.29 -

0.47 - 0.43 -

- 0.65

0.82 -

Gd 0.27 0.36 -

1.84 - 1.26 -

- 1.66

3.73 -

Tb 0.04 0.04 -

0.24 - 0.14 -

- 0.21

0.53 -

Dy 0.39 0.23 -

1.36 - 0.68 -

- 1.06

2.90 -

Ho 0.11 0.05 -

0.25 - 0.12 -

- 0.18

0.47 -

Er 0.39 0.13 -

0.67 - 0.33 -

- 0.41

1.07 -

Tm 0.09 0.02 -

0.10 - 0.05 -

- 0.05

0.14 -

Yb 0.75 0.15 -

0.64 - 0.31 -

- 0.35

0.84 -

Lu 0.13 0.03 -

0.10 - 0.05 -

- 0.05

0.13 -

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Continuity

Group Cruzeiro biotite

granites

Batistão volcanic to sub-volcanic

Unit

Quartz feldspar porphyry

Microspherulitic massive rhyolite

no. PFS-031 PFS-034

PFS-040 NRDHH4-001

SiO2 71.48 74.35

73.28

76.35

TiO2 0.315 0.379

0.291

0.046

Al2O3 14.57 12.99

13.69

12.96

Fe2O3t 2.58 3.28

2.12

0.54

MnO 0.035 0.014

0.058

0.052

MgO 0.83 0.44

0.21

0.05

CaO 1.97 1.28

0.33

0.61

Na2O 3.85 5.29

4.12

4.38

K2O 3.95 1.39

5.37

4.39

P2O5 0.136 0.072

0.075

0.029

LOI 0.49 0.4

0.59

0.62

Total 100.206 99.885

100.134

100.027

Ga/Al 2.036 2.997

2.788

3.193

Ba 1550 630

776

84

Sr 427 112

86

59

Y 7.1 61

63

22.7

Sc 1.13 1.47

1.26

1.25

Zr 161 370

335

77

Be 0.92 1.52

1.60

3.15

V 36 13.3

8.2

-

Cr 12 15

5.9

6.4

Co 4.70 2.13

0.62

0.20

Ni 2 3

-

-

Cd 0.01 0.01

0.10

0.18

Cu 2.8 3.2

3.8

5.6

Li 8.71 4.48

8.48

3.12

Zn 36 11.5

79

28.4

Ga 15.7 20.6

20.2

21.9

Rb 75 43

171

191

Nb 4.4 27.1

23.2

34

Mo 0.22 0.45

1.70

0.37

Sn 0.52 3.17

1.45

3.03

Sb 0.05 0.03

0.04

0.04

Cs 0.49 0.29

0.60

2.04

Hf 4.35 10.5

6.95

3.66

Ta 0.14 1.35

0.99

1.47

W 0.74 0.32

0.44

1.07

Pb 11.8 8.6

24.5

21.7

Bi <LD <LD

0.01

0.05

Th 6.93 23.8

3.74

4.24

U 0.44 4.47

1.67

6.89

La 53.4 76.6

30.1

4.16

Ce 74.3 161

26.1

5.24

Pr 8.42 15.5

5.96

1.39

Nd 25.6 50.7

19.6

5.12

Sm 3.06 8.34

3.02

1.39

Eu 0.94 0.73

0.35

0.05

Gd 2.34 7.34

2.35

1.08

Tb 0.25 1.00

0.34

0.17

Dy 1.30 5.70

2.03

1.12

Ho 0.23 1.05

0.43

0.21

Er 0.62 2.60

1.21

0.57

Tm 0.08 0.36

0.19

0.09

Yb 0.50 2.21

1.30

0.53

Lu 0.09 0.34

0.22

0.08

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Figure 7. Diagrams of Frost et al. (2001) for the igneous rocks of Peixoto de Azevedo region. (a) Na2O+K2O-

CaO) vs SiO2; (b) SiO2 vs K2O diagram; (c) FeOt/(FeOt+MgO) vs SiO2 diagram. Fields of A-type and

Cordilleran-type granites from Frost et al. (2001); (d) A/NK vs A/CNK diagram (Shand, 1943), modified by

Frost et al. (2001). All data in wt. %.

In the chondrite-normalized REE patterns (Boyton, 1984) (Fig. 10a), Biotite tonalites

have strong light REE enrichment (LaN ca 269.6), and almost the same heavy REE content as

the OIB pattern with LuN ca 3.7, consequently having a high fractionation pattern ((La/Yb)N

69.6). Biotite tonalites also have a pronounced Eu negative anomaly ((Eu/Eu*)N 0.4).

Hornblende quartz-diorites have LREE enrichment (LaN 151.6), low HREE

enrichment with LuN ca 14.3, and moderated fractionation pattern ((La/Yb)N 11.6). They

almost have no Eu negative anomaly ((Eu/Eu*)N 0.8).

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90

Naiuram granodiorites have moderate LREE enrichment with LaN varying from ca

43.6 to 52.6, and low HREE enrichment with LuN between ca 3.7 to 9.6, with low to moderate

fractionation patterns of (La/Yb)N from 4.3 to 13.4. The Eu anomaly is slightly negative

((Eu/Eu*)N from 0.7 to 0.9). Naiuram phyric plagioclase dacites have very low REE

enrichment with LaN ca 4, and LuN ca 1.2, with moderate fractionation patterns of (La/Yb)N

12.8. The Eu anomaly is slightly positive ((Eu/Eu*)N 1.15).

Figure 8. Major element diagrams using SiO2 as differentiation index for foliated granitoids and volcanic/sub-

volcanic rocks of the Peixoto de Azevedo region. All data in wt. %. Symbols as in figure 7.

Biotite tonalites have the highest fractionation REE pattern compared to the other

Hornblende quartz-diorites and Naiuram rocks. Although Hornblende quartz-diorites have the

highest enrichment of REE content and phyric plagioclase dacites have the lowest one, both

Hornblende quartz-diorites and Naiuram rocks show similar patterns, with light REE

enrichment, flat heavy REE patterns, and moderate fractionation pattern. In addition, both

Hornblende quartz-diorites and Naiuram rocks have almost none Eu anomaly. Those patterns

are characteristic of the calc-alkaline series. The biotite tonalite with a pronounced Eu

negative anomaly marks more evolved magmatism.

All normalized spidergrams were tested for the studied rocks, however the ocean

island basalt (OIB) pattern of Sun and McDonough (1989) showed the best results, with the

small enrichment and the elements in general close to 1 (Fig. 11a). Therefore, strong Pb

positive anomalies occur in all rocks.

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Figure 9. Chosen trace element (Zr, Y, Nb, Ni, Sr, Rb, Ba) diagrams using SiO2 as differentiation index for

foliated granitoids and volcanic/sub-volcanic rocks of the Peixoto de Azevedo region. All data in wt. %. Symbols

as in figure 7.

In the spidergram normalized to the OIB (Sun and McDonough, 1989), Hornblende

quartz-diorites shows positive Cs, U anomalies, and negative Nb, P, Zr, and Ti anomalies.

Biotite tonalites have positive Th, Nd anomalies, and negative Nb, P, Zr, and Ti anomalies,

and so do Hornblende quartz-diorites.

In the Naiuram group, the phyric plagioclase dacites display the highest

impoverishment of almost all elements comparing to OIB basaltic magmas, and slightly

positive Rb, U anomalies, a conspicuous negative Nb anomaly, plus negative Th, La, Ce

anomalies, and a flat heavy REE pattern. The granodiorites of the Naiuram group display

negative Th, Nb, and P anomalies, and positive Cs, Rb, and K anomalies.

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Figure 10. Chondrite normalized REE patterns (Boynton, 1984) for foliated granitoids and volcanic/sub-

volcanic rocks of the Peixoto de Azevedo region: (a) Hornblende quartz-diorites, biotite tonalites and Naiuram

granodiorites and dacites; (b) Braço Norte leucogranites; (c) Gringo granitoids and Cruzeiro biotite granites;

and (d) Batistão volcanic to sub-volcanic. Symbols as in figure 7.

The tectonic setting discrimination of the Rb - (Y + Nb) and Nb - Y diagrams

proposed by Pearce et al. (1984) and (1996) suggest that all Hornblende quartz-diorites,

Biotite tonalites, and Naiuram granodiorites and dacites are crystallized from evolved

volcanic arc magmas (Fig. 12). In the Y vs Ga/Al and Nb vs Ga/Al diagrams proposed by

Whalen et al. (1987), both are of I- and S-type granites (Fig.13).

Braço Norte leucogranites

Braço Norte leucogranites are subalkaline calc-alkalic to alkali-calcic, and high-K

according to Frost et al. (2001) classification (Fig. 7a and b). The aluminum saturation index

(ASI molar Al2O3 / CaO + Na2O + K2O) is from 1.07 to 1.29, which indicates peraluminous

rocks (Fig. 7c). In the SiO2 vs. FeOt / (FeOt + MgO) diagram of Frost et al. (2001),

leucogranites are magnesian granitoids with FeOt / (FeOt + MgO) ratios between 0.7 and 0.8

(Fig. 8d).

Braço Norte leucogranites have high SiO2 content from 73 to 75.2 wt.%, and Al2O5

from 13.1 to 14.9 wt.%. In the Harker diagrams, leucogranites have high content of K2O (5.2.

to 5.9 wt.%.) and Rb (79 to 151 ppm) and low content of all other elements (Fig. 8 and 9).

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Figure 11. Spidergram normalized to OIB (Sun & McDonough, 1989) for foliated granitoids and volcanic/sub-

volcanic rocks of the Peixoto de Azevedo region: (a) Hornblende quartz-diorites, biotite tonalites and Naiuram

granodiorites and dacites; (b) Braço Norte leucogranites; (c) Gringo granitoids and Cruzeiro biotite granites;

and (d) Batistão volcanic to sub-volcanic. Symbols as in figure 7.

The chondrite-normalized REE patterns (Boyton, 1984) of Braço Norte leucogranites

are very poor in REE, when compared to the other rocks and to the chondrite REE pattern,

and are basically concave, with higher LREE and HREE than middle REE (Fig. 10b). The

LaN are from 15 to 16.7, and LuN from 1 to 4. They have low fractionation patterns (La/Yb)N

from 4.2 to 23.3, as expected for leucogranites, and also a moderate positive Eu anomaly

((Eu/Eu*)N = 1.7 to 2.2).

In the spidergram normalized to the OIB (Sun and McDonough, 1989), Braço Norte

leucogranites exhibit strong positive Rb and K anomalies, as expected for crustal granites, and

negative Th, La, Ce, Nd, Sm anomalies and strong negative Nb and Ti anomalies (Fig. 11b).

In addition, Braço Norte leucogranites have high Rb and small Nb and Y content, as

expected for crustal granites, which indicates magma sources from mature volcanic-arc to

syn-collisional fields (Pearce, 1996, Fig.12). In the diagrams proposed by Whalen et al.

(1987), Braço Norte leucogranites are of I- and S-type (Fig.13).

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Figure 12. Tectonic discrimination diagrams for foliated granitoids and volcanic/sub-volcanic rocks of the

Peixoto de Azevedo region (a) Rb-(Y+Nb) and (b) Nb-Y diagrams by Pearce et al., 1984. Fields for syn-collision

(syn-COLG), volcanic arc (VAG), within plate (WPG), and ocean ridge (ORG). Symbols as in figure 7.

Figure 13. Ga discrimination diagrams for foliated granitoids and volcanic/sub-volcanic rocks (a) 10000*Ga/Al

vs Y, (b) 10000*Ga/Al vs Nb (Whalen et al., 1987). Fields for A (A-type), I&S (I- and S-type) granite. Symbols as

in figure 7.

Gringo granitoids and Cruzeiro biotite granites

The Gringo granitoids and Cruzeiro biotite granites are subalkaline calc-alkalic to

alkali-calcic and high-K (Fig. 7 a and b). The ASI (1.0 to 1.5 molar) indicates a trend of

peraluminous rocks (Fig.7c). Both Gringo granitoids and Cruzeiro biotite granites exhibit a

transition of magnesian to ferroan composition, with FeOt / (FeOt + MgO) ratios of 0.68 to

0.91 (Fig.7d).

In Gringo granitoids, the SiO2 content range from 67.8 to72.8 wt.%, Al2O3 from 14 to

16 wt.%, and CaO from 0.9 to 2.6 wt.%. In the Harker diagrams, it is observed a slightly

negative correlation of Al2O3, Fe2O3t, CaO, and Sr, with a possible magmatic differentiation,

and slightly positive correlation of NaO, K2O, and Rb (Fig. 8 and 9). In the Cruzeiro biotite

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granites, the SiO2 content range from 71.5 to 74.4 wt.%, Al2O3 from 13 to 14,6 wt.%, and

CaO from 1.3 to 2 wt.%. The sample PFS-031 of Cruzeiro biotite granites presents an

abnormally high content of Na2O, Zr, Y, Nb, Th and low content of Al2O3, K2O, and Rb.

In the chondrite-normalized REE patterns (Boyton, 1984) (Fig. 10c), Gringo

granitoids have LREE enrichment with LaN varying from ca 48.4 to 115 and depletion of

HREE with LuN between ca 1.6 to 4. The fractionation REE patterns are moderate to high

with (La/Yb)N from 28.6 to 42.8. The HREE patterns tend to be remarkable concave. Eu

anomalies are from negative to none with Eu/Eu* from 0.6 to 0.9.

Cruzeiro biotite granites have LREE more enriched than Gringo granitoids, with LaN

varying from ca 172 (sample PFS-031) to 247, and HREE close to the chondrite pattern up to

depletion with LuN varying from 2.8 (PFS-031) to 10.6. The fractionation REE patterns are

high with (La/Yb)N from 23.4 to 72 (PFS-031). The Eu anomalies are pronouncedly negative

with Eu/Eu* 0.3 to slightly positive with Eu/Eu* 1.1 (PFS-031).

In the spidergram normalized to the OIB (Sun and McDonough, 1989), Gringo

granitoids and Cruzeiro biotite granites patterns are similar to the OIB, with rate close to 1.

Both Gringo granitoids and Cruzeiro biotite granites have a conspicuous depletion in Cs, Nb,

Sr, P, and Ti, and enrichment in Rb, Ba, and K (Fig.11 c).

The tectonic setting discrimination of the Rb-(Y+Nb) and Nb-Y diagrams proposed

by Pearce et al. (1984) and (1996, Fig.12) suggest that Gringo and Cruzeiro granitoids have

been formed from magma source of mature volcanic arc to post-collisional environment. The

sample PFS-31 of Cruzeiro biotite granites has enough HFS elements to follow in the within-

plate field. In the Y vs Ga/Al and Nb vs Ga/Al diagrams proposed by Whalen et al. (1987,

Fig.13), both granitoids are of I- and S-type granites, but sample PFS 31 is not.

Only the PSF-031 sample should be tested for the A1 – A2 subdivision (Eby, 1992),

because it plots in the within-plate granite field (Pearce et al., 1984; Pearce, 1996) and is an

A-type rock according to Whalen et al. (1987) and Nardi and Bitencourt (2009) parameters.

Nevertheless, all granites of Gringo and Cruzeiro granitoids plot in the A2 field (Fig.14a).

Batistão volcanic to subvolcanic rocks

Batistão volcanic to subvolcanic rocks are alkaline-calcic (microspherulitic rhyolite) to

alkaline (quartz-feldspar porphyry) rocks, meta- to peraluminous, and ferroan with FeOt /

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(FeOt + MgO) ratio of 0.9 (Fig. 7). The SiO2 content range from 73.3 (quartz-feldspar

porphyry) to 76.4 wt.% (microspherulitic rhyolite), and A2O3 from 13 to 13.7 wt.%.

According to the four criteria of Nardi and Bitencourt (2009) to characterize an A-type

granite, quartz-feldspar porphyry satisfied the two criteria: (i) K2O + Na2O ~ 9.5 wt.% (higher

than 9), and FeOt / (FeOt + MgO) ratio ~ 0.9, and (ii) Nb + Y + Ce + Zr 447 ppm (higher than

340 ppm). The microspherulitic rhyolite has K2O + Na2O 8.7 wt.% and Nb + Y + Ce + Zr

139 ppm. In the Harker diagrams both rocks are enriched in K2O, Rb, and Nb, and, in addition

to these elements, the quartz-feldspar porphyry is enriched in Zr and Y (Fig. 8 and 9).

In the chondrite-normalized REE patterns (Boyton, 1984) (Fig. 10d), Batistão quartz-

feldspar porphyry and microspherulitic massive rhyolite show a flat HREE pattern and a

distinctive negative Ce anomaly. Quartz-feldspar porphyry is enriched in LREE, with LaN ca

97, and HREE close to 1, with LuN ca 6.8. It has a moderate fractionation pattern, with

(La/Yb)N 15.6, and Eu negative anomaly, with (Eu/Eu⁎)N 0.4.

The microspherulitic massive rhyolite has almost the same pattern as the chondrite of

Boyton (1984), with LaN ca 13.4 and LuN ca 2.3. It has, therefore, a low fractionation pattern,

with (La/Yb)N 5.3, and a pronounced negative anomaly, with (Eu/Eu⁎)N 0.13.

In the spidergram normalized to the OIB (Sun and McDonough, 1989), the Batistão

quartz-feldspar porphyry shows slightly positive Rb, U, and K anomalies (close to 10), and

slightly negative Ce, P, Sr, P, Eu, and Ti anomalies (close to 0.1) (Fig. 11d).

Microspherulitic massive rhyolite shows slightly positive Cs, Rb, U, anomalies,

slightly negative La, Ce, Sr, P anomalies, and a pronounced negative Eu and Ti anomalies

(close to 0.01).

The tectonic setting discrimination of the Rb-(Y+Nb) and Nb-Y diagrams (Fig.12) by

Pearce et al. (1984) and Pearce (1996) suggests that, in Batistão volcanic to subvolcanic

rocks, the microspherulitic massive rhyolite has magma source of post-collisional to within-

plate environments, while the quartz-feldspar porphyry has magma sources prominently at

within- plate environments. In the Y vs Ga/Al and Nb vs Ga/Al diagrams (Fig.13), both rocks

are of A-type. However, in Whalen et al. (1987) FeOT/MgO vs. Zr +Nb + Ce + Y and Na2O +

K2O/CaO vs. Zr +Nb + Ce + Y diagrams, the microspherulitic massive rhyolite follows in the

fractionated felsic rhyolite diagrams, not in the A-type.

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Both rocks are tested for the A1 – A2 subdivision (Eby, 1992) because they follow

more than two criteria of Nardi and Bitencourt (2009) for A-type rocks (Fig.14).

Microspherulitic massive rhyolite is enriched in Nb and follows in the A1 field, while quartz-

feldspar porphyry is enriched in Y and Ce and follows in the A2 field (Fig.14a). In the Yb/Ta

vs. Y/Nb diagram of Eby (1992), microspherulitic massive rhyolite has an OIB source of

magma, while quartz-feldspar porphyry is close to an OIB source (Fig.14b).

Figure 14. Subdivision of Gringo granitoids, Cruzeiro biotite granites and Batistão volcanic to sub-volcanic

rocks into A1- and A2-subtype by Eby (1990, 1992). (a) Nb-Y-Ce ternaty plots. (b) Y/Nb vs Yb/Ta diagram. OIB

= Oceanic Island Basalts field, IAB = Island Arc Basalts field. Symbols as in figure 7.

7. U-Pb geochronology

Four samples of Peixoto de Azevedo region were analyzed by U-Pb in zircon method.

They were zircon grains of Gringo heterogranular biotite granite (sample PFS-022), Naiuram

phyric plagioclase dacite (sample PET-005), Braço Norte garnet-muscovite leucogranite

(sample PET-002), and Hornblende diorite (sample PFS-066). The U-Pb isotopic data for the

analyzed samples are presented in Table 2, and the data summary in Table 3.

Nine zircon grains of Gringo heterogranular biotite granite (sample PFS-022) were

analyzed. Zircon grains are light brown-colored, transparent to translucent, essentially free of

inclusions, with euhedral prismatic ranging from 130 to 340 µm, and ratios between 2:1 and

3:1. The cathodoluminescence images (CL) reveal two different populations: (i) a magmatic

oscillatory zoning for mostly all grains; and (ii) few grains displaying a xenocrystic core

mantled, plus an oscillatory zoning rim (Fig.15a). The nine zircon grains analyzed yield an

upper intercept crystallization age of 2037±5.9 Ma (n=9, MSWD=1.9) (Fig.16a).

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Figure 15. Cathodoluminescence images of Zircon grains: zircon crystal (a) Sample PFS-022, Gringo

erogranular biotite granite; (b) sample PET-005, Naiuram phyric plagioclase dacite; (c) sample PET-002,

Braço Norte garnet-muscovite leucogranite; and (d) PFS-066, Hornblende quartz-diorite.

Ten zircon grains were collected from the single-zircon population of sample PET-005

of Naiuram phyric plagioclase dacite. Zircon grains are pale yellow to light brown-colored,

transparent to translucent, free of inclusion, euhedral to subhedral prismatic to bypiramidal,

with length of 85 to 205 µm and ratios of 2:1 and 3:1. CL images indicate that most zircon

grains exhibit a magmatic oscillatory zoning, and a few ones display a xenocrystic core

mantled, plus an oscillatory zoning rim (Fig.15b). These zircon grains yield an upper intercept

crystallization age of 2012±13 Ma (n=10, MSWD=2.5) (Fig.16b).

Eleven zircon grains were collected from the single-zircon population of sample PET-

002 of Braço Norte garnet-muscovite leucogranite. These crystals are brown, sub- to anhedral

prismatic grains, with a range size between 100 and 225 µm, and ratios of 2:1 and 7:1. CL

images reveal dirty aspects of zircon grains, typical of muscovite leucogranite zircon grains.

Healed microfractures affect the oscillatory zoning (Fig.15c). The eleven zircon grains

analyzed yield an upper intercept crystallization age of 2006.4±7.1 Ma (n=11, MSWD=1.9)

(Fig.16c).

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Figure 16. U-Pb Concordia diagrams for zircon grains: (a) Sample PFS-022 of heterogranular biotite granite

(b) sample PET-005 of phyricplagioclase dacite, (c) sample PET-002 of Braço Norte garnet-muscovite

leucogranite, (d) PFS-066 of heterogranular hornblende diorite.

Twenty three zircon grains were collected from the single-zircon population of sample

PFS-066 of Hornblende diorite. These zircon grains are coreless, transparent, free of

inclusion, euhedral prismatic to bypiramidal, with length of 260 to 700 µm, and ratios of 2:1

and 3:1. CL images indicate remarkable clean magmatic oscillatory zoning (Fig. 15d). The

twenty three zircon grains yield an upper intercept crystallization age of 1981.2±8.1 Ma

(n=23, MSWD=0.1) (Fig.16d).

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100

Table 2. U-Pb LA-ICP-MS isotopic data for the analyzed samples of Peixoto de Azevedo region

Isotope ratiosc Ages (Ma)

SSpot number Pb Th U

207Pb/

1 s

206Pb/ 1 s

207Pb/ 1 s

206Pb/ 1 s

207Pb/ 1 s

207Pb/ 1 s %

ƒ 206a ppm ppm ppm Th/U

b

235U [%]

238U [%] Rho

d

206Pb

e [%]

238U abs

235U abs

206Pb abs Conc

f

PFS-022, Equigranular biotite granites, Gringo granitoids

PFS 022/ 001 C 0.002 67.060 68.015 201.657 0.337

6.088 10.368 0.349 10.296 0.993 0.127 1.222

1928.856 198.590 1988.550 206.174 2051 25.073

94.036

PFS 022/ 002 C 0.001 122.313 66.829 315.755 0.212

6.302 4.391 0.362 4.297 0.978 0.126 0.907

1991.695 85.574 2018.771 88.650 2047 18.570

97.318

PFS 022/ 003 C 0.000 177.326 124.190 418.857 0.296

6.708 2.843 0.390 2.763 0.972 0.125 0.669

2122.865 58.663 2073.686 58.957 2025 13.540

104.823

PFS 022/ 004 C 0.001 97.598 66.768 280.493 0.238

6.308 4.082 0.364 3.993 0.978 0.126 0.848

2002.365 79.959 2019.529 82.444 2037 17.279

98.294

PFS 022/ 005 C 0.001 123.031 120.914 279.246 0.433

6.711 3.669 0.389 3.594 0.980 0.125 0.735

2117.799 76.118 2074.045 76.088 2031 14.926

104.281

PFS 022/ 006 C 0.001 169.734 101.818 370.437 0.275

6.979 4.223 0.403 4.059 0.961 0.125 1.164

2184.765 88.690 2108.749 89.053 2035 23.692

107.339

PFS 022/ 007 C 0.001 128.142 75.239 294.060 0.256

6.765 2.154 0.394 1.972 0.915 0.125 0.867

2140.005 42.200 2081.116 44.831 2023 17.545

105.766

PFS 022/ 008 C 0.000 135.396 90.940 320.242 0.284

6.574 2.723 0.381 2.644 0.971 0.125 0.655

2082.009 55.040 2055.876 55.991 2030 13.287

102.573

PFS 022/ 009 C 0.001 202.361 123.026 452.348 0.272

6.491 5.627 0.375 5.559 0.988 0.126 0.875

2050.711 113.991 2044.729 115.059 2039 17.844

100.589

PET-005, Phyric plagioclase dact of Naiuram rocks

004-Sample 2 A 0.003 25.212 62.308 49.230 1.266

6.571 2.463 0.384 2.156 0.875 0.124 1.190

2096.944 45.207 2055.513 50.618 2014 23.972

104.107

005-Sample 3 A 0.001 130.718 19.414 312.669 0.062

6.587 6.417 0.388 6.329 0.986 0.123 1.059

2112.198 133.687 2057.605 132.043 2003 21.225

105.433

006-Sample 4 A 0.004 19.188 23.254 41.898 0.555

6.318 2.294 0.374 1.874 0.817 0.122 1.323

2049.445 38.401 2020.977 46.354 1992 26.352

102.883

007-Sample 5 A 0.001 49.912 35.807 115.829 0.309

6.370 2.589 0.379 2.357 0.910 0.122 1.073

2070.910 48.807 2028.117 52.518 1985 21.293

104.336

009-Sample 7 A 0.002 235.726 55.353 566.183 0.098

6.499 4.123 0.379 3.627 0.880 0.124 1.961

2070.054 75.090 2045.768 84.356 2021 39.635

102.408

006-Sample 4 B 0.002 16.930 57.712 31.359 1.840

6.598 5.370 0.389 4.630 0.862 0.123 2.720

2116.757 98.003 2059.024 110.566 2002 54.450

105.747

010-Sample 8 B 0.000 249.000 40.569 623.764 0.065

6.942 1.971 0.402 1.654 0.839 0.125 1.072

2177.611 36.017 2104.091 41.470 2033 21.790

107.116

005-Sample 3 C 0.001 83.884 83.006 176.688 0.470

7.123 1.817 0.413 1.503 0.827 0.125 1.021

2229.460 33.515 2126.916 38.647 2029 20.711

109.868

010-Sample 8 C 0.001 194.855 128.201 451.358 0.284

6.988 2.276 0.409 1.967 0.864 0.124 1.146

2208.781 43.439 2109.943 48.022 2015 23.084

109.621

011-Sample 9 A 0.001 76.766 36.557 178.981 0.204

7.076 4.695 0.408 3.921 0.835 0.126 2.582

2204.154 86.425 2121.081 99.581 2041 52.713

107.968

PET-002, Braço Norte garnet-muscovite leucogranites

006-Sample 4B 0.000 225.005 247.906 517.535 0.479

6.388 3.383 0.375 3.177 0.939 0.124 1.161

2053.305 65.242 2030.617 68.695 2008 23.314

102.275

008-Sample 6B 0.001 183.782 89.568 496.714 0.180

6.927 5.086 0.407 4.911 0.965 0.123 1.325

2202.382 108.153 2102.105 106.921 2005 26.573

109.826

009-Sample 7B 0.001 152.376 59.033 365.933 0.161

6.896 3.520 0.412 3.307 0.939 0.121 1.206

2223.308 73.520 2098.122 73.849 1977 23.845

112.431

011-Sample 9B 0.001 134.217 39.160 316.575 0.124

6.500 4.820 0.388 4.615 0.958 0.122 1.389

2111.846 97.472 2045.861 98.608 1980 27.494

106.659

004-Sample 2C 0.001 189.626 76.667 494.469 0.155

5.670 3.637 0.332 3.185 0.876 0.124 1.755

1849.958 58.923 1926.845 70.073 2011 35.288

92.010

007-Sample 5C 0.001 305.585 4.278 862.087 0.005

7.198 5.961 0.416 5.704 0.957 0.125 1.732

2244.342 128.014 2136.227 127.340 2034 35.221

110.353

Page 101: UNIVERSIDADE ESTADUAL DE CAMPINAS INSTITUTO DE … · pavel emil caÑabi quispe geologia, geoquÍmica e geocronologia dos granitoides foliados e rochas subvulcÂnicas da regiÃo de

101

009-Sample 7C 0.001 249.355 8.129 768.625 0.011

5.726 4.942 0.336 4.131 0.836 0.124 2.712

1867.724 77.162 1935.364 95.649 2009 54.481

92.988

005-Sample 3D 0.001 76.088 66.345 158.478 0.419

5.798 1.498 0.339 1.281 0.855 0.124 0.777

1879.703 24.085 1946.143 29.161 2018 15.671

93.165

006-Sample 4D 0.000 179.887 128.675 398.390 0.323

6.922 1.887 0.405 1.813 0.961 0.124 0.525

2192.620 39.748 2101.518 39.663 2013 10.573

108.898

008-Sample 6D 0.000 68.725 36.943 144.906 0.255

7.230 1.674 0.426 1.550 0.926 0.123 0.634

2288.997 35.473 2140.245 35.836 2000 12.682

114.430

009-Sample 7D 0.001 40.796 23.307 111.077 0.210

6.244 4.724 0.369 4.629 0.980 0.123 0.942

2022.925 93.643 2010.656 94.983 1998 18.824

101.244

010-Sample 8D 0.001 32.075 20.819 80.322 0.259

6.508 6.376 0.382 6.272 0.984 0.124 1.146

2086.111 130.840 2047.038 130.515 2008 23.011

103.895

011-Sample 9D 0.000 49.118 28.862 107.961 0.267

7.402 1.722 0.434 1.381 0.802 0.124 1.030

2324.421 32.092 2161.168 37.224 2009 20.694

115.672

PFS-066, Hornblende quartz-diorites

PFS 066/ 001 A 0.002 74.561 195.104 145.056 1.345

5.949 3.079 0.354 2.713 0.881 0.122 1.455

1952.476 52.979 1968.407 60.606 1985 28.884

98.352

PFS 066/ 002 A 0.002 65.534 163.754 129.946 1.260

5.952 1.916 0.355 1.246 0.650 0.122 1.456

1957.851 24.396 1968.797 37.730 1980 28.834

98.865

PFS 066/ 003 A 0.003 37.986 92.379 78.147 1.182

5.801 2.100 0.346 1.481 0.705 0.121 1.489

1917.097 28.390 1946.505 40.880 1978 29.455

96.924

PFS 066/ 004 A 0.002 51.164 127.579 102.634 1.243

5.888 2.021 0.351 1.362 0.674 0.122 1.493

1937.708 26.389 1959.449 39.594 1982 29.595

97.741

PFS 066/ 005 A 0.003 47.892 116.075 93.471 1.242

6.010 2.054 0.357 1.491 0.726 0.122 1.413

1970.120 29.377 1977.314 40.622 1985 28.050

99.258

PFS 066/ 006 A 0.003 46.539 117.876 93.772 1.257

5.876 1.971 0.350 1.413 0.717 0.122 1.375

1933.489 27.311 1957.655 38.593 1983 27.274

97.488

PFS 066/ 007 A 0.001 59.092 151.816 118.808 1.278

5.771 1.917 0.343 1.423 0.742 0.122 1.284

1899.972 27.038 1942.068 37.221 1987 25.513

95.607

PFS 066/ 008 A 0.001 67.786 163.232 137.934 1.183

5.828 1.734 0.347 1.209 0.697 0.122 1.243

1921.039 23.231 1950.647 33.822 1982 24.631

96.913

PFS 066/ 009 A 0.001 96.954 269.612 190.731 1.414

5.852 1.786 0.348 1.262 0.706 0.122 1.264

1922.918 24.258 1954.082 34.898 1987 25.121

96.762

PFS 006/ 001 B 0.002 49.176 123.650 100.095 1.235

5.845 2.490 0.348 1.897 0.762 0.122 1.613

1924.463 36.510 1953.045 48.635 1983 31.995

97.024

PFS 006/ 004 B 0.003 33.518 83.334 68.033 1.225

5.785 2.607 0.345 1.984 0.761 0.121 1.691

1912.679 37.953 1944.141 50.691 1978 33.453

96.706

PFS 006/ 005 B 0.001 135.614 424.509 248.672 1.707

5.943 1.855 0.354 1.197 0.645 0.122 1.417

1954.525 23.392 1967.556 36.497 1981 28.079

98.649

PFS 006/ 006 B 0.002 49.881 114.632 98.459 1.164

6.051 2.454 0.360 1.842 0.751 0.122 1.621

1980.445 36.490 1983.235 48.672 1986 32.199

99.713

PFS 006/ 007 B 0.002 53.867 132.392 107.803 1.228

5.823 1.793 0.347 0.986 0.550 0.122 1.497

1921.944 18.953 1949.839 34.955 1980 29.636

97.088

PFS 006/ 008 B 0.004 20.602 32.846 46.053 0.713

5.731 3.125 0.343 2.392 0.765 0.121 2.011

1899.135 45.425 1936.010 60.500 1976 39.733

96.124

PFS 066/ 001 C 0.002 50.527 135.378 98.691 1.372

5.943 1.841 0.355 1.248 0.678 0.122 1.354

1956.747 24.421 1967.471 36.225 1979 26.786

98.887

PFS 066/ 002 C 0.004 22.782 51.463 46.157 1.115

6.032 3.699 0.358 3.280 0.887 0.122 1.710

1973.565 64.737 1980.440 73.260 1988 33.988

99.293

PFS 066/ 003 C 0.001 68.510 192.910 130.232 1.481

5.958 1.679 0.356 0.996 0.594 0.121 1.351

1962.299 19.553 1969.700 33.067 1977 26.718

99.232

PFS 066/ 004 C 0.001 58.455 145.276 116.920 1.243

5.883 1.772 0.352 1.160 0.655 0.121 1.340

1943.093 22.538 1958.669 34.706 1975 26.458

98.376

PFS 066/ 005 C 0.003 23.151 38.131 50.098 0.761

5.964 2.533 0.355 2.024 0.799 0.122 1.524

1958.197 39.626 1970.586 49.917 1984 30.225

98.718

PFS 066/ 006 C 0.003 37.157 93.047 75.740 1.228

5.824 2.495 0.346 1.974 0.791 0.122 1.527

1915.384 37.801 1949.938 48.656 1987 30.337

96.404

PFS 066/ 007 C 0.003 36.294 98.356 71.325 1.379

6.260 3.837 0.373 3.537 0.922 0.122 1.488

2044.768 72.329 2012.896 77.242 1980 29.460

103.253

PFS 066/ 009 C 0.002 33.492 74.386 68.153 1.091

5.986 2.205 0.358 1.613 0.732 0.121 1.503

1973.261 31.828 1973.859 43.516 1974 29.674

99.938

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Table 3. Summary of the geochronological data of the four samples investigated in Peixoto de Azevedo region.

Sample unit Unit Group Method Age (Ma)

PFS-022 Equigranular biotite granites Gringo Granitoids

U-Pb

LA-ICP-MS

2037±5.9

PET-005 Phyric plagioclase dacites Naiuram rocks

U-Pb

LA-ICP-MS

2012±13

PET-002 Braço Norte garnet-muscovite

leucogranites

Braço Norte

leucogranites

U-Pb

LA-ICP-MS

2006.4±7.1

PFS-066 Hornblende quartz-diorites Hornblende quartz-

diorites

U-Pb

LA-ICP-MS

1981.2±8.1

8. Discussion

Petrology of the rocks of Peixoto de Azevedo region

The new petrographical, geochemical, and geochronological data obtained in the

Peixoto de Azevedo region of AFGP reveal a division of several groups of igneous rocks,

such as: (a) Hornblende quartz-diorites; (b) Biotite tonalites; (c) Naiuram granodiorites and

dacites; (d) Braço Norte garnet-muscovite leucogranites; (e) Gringo granitoids; (f) Cruzeiro

biotite granites; (g) Batistão volcanic to subvolcanic rocks.

Hornblende quartz-diorites, Biotite tonalites, and Naiuram granodiorites and dacites

show similar geochemical features of a sub-alkaline medium – to slightly high-K, magnesian,

metaluminous, igneous rocks (Fig. 7). According to the high alumina content (14.5-20 wt.%),

and the high CaO content (3.1-7.4 wt.%), especially in hornblende quartz-diorites (Fig. 8),

these igneous rocks are part of the calc-alkaline magmatic series. In the QAP diagram, the

samples from these 3 groups span from quartz-diorites, tonalites, and granodiorites (dacites),

which also correspond to the calc-alkaline low- to medium-K magmatic series, according to

Lameyre and Bowden (1982) and Nardi (2016). These igneous rocks are related to magmatic

arcs (Figs. 12 and 13), and are also called Cordilleran-type granitoids (Pitcher, 1993; Frost et

al., 2001), volcanic arc granites (Fig. 12, Pearce et al., 1984), amphibole-bearing calk-alkaline

granites (Barbarin 1999), or I-type granitoids (Chappell & White, 1974) exposed in magmatic

arcs. The following characteristics of the amphibole-bearing calk-alkaline granites of Barbarin

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(1999) were identified in Hornblende quartz-diorites, Biotite tonalites, and Naiuram

granodiorites: (1) apatite, titanite, and zircon as main accessory minerals; (2) relatively high

Na2O (3.1 to 5.9 wt.%); (3) Al2O3/(Na2O + K2O + CaO) ratios lower than 1.1; (4) common

hornblende as mafic mineral plus the presence of biotite.

Naiuram phyric plagioclase dacites have magmatic crystallization ages of 2012 ± 13

Ma, whilst Hornblende quartz-diorites have 1981.2 ± 8.1. The difference between dacites and

diorites from 10 to 30 Ma (including the errors) may correlate them to the same magmatic arc.

The negative Nb, Ti, and P anomalies in the spidergram (Fig. 11a) suggest the influence of a

metasomatism in the mantle wedge, which corroborates with the magmatic arc environment.

However, the high Sr content of Hornblende quartz-diorites and granodiorites characterized

the shoshonitic magmatic series, and should be better understood (Fig. 9).

Braço Norte leucogranites are characterized as high-silica, high-K, subalkaline,

peraluminous granitoids, and can probably be part of the peraluminous leucocratic

association, resulting from the melting of the lower crust (Lameyre and Bowden, 1982, and

Nardi, 2016). The following characteristics corroborate the crustal melting source: (1)

Al2O3/(Na2O+K2O+CaO) ratios greater than 1.1 (Fig.7c), and consequently the presence of

Al-rich minerals such as garnet, muscovite, and biotite; (2) relatively low Na, and high Si2O,

K2O, and Rb; (3) depletion of the high ionic potential elements such as Ti, Nb, (Zr, Y); and

(4) presence of kyanite and garnet xenoliths. Consequently, Braço Norte leucogranites are

named as syn-collisional granitoids (Pearce et al., 1984), or yet muscovite peraluminous

granites (Barbarin, 1999).

The high depletion and concave REE pattern is typical of crustal melting source, and

the enrichment of heavy REE can be related to garnet formation (Fig. 10b). In addition, the

strong positive K2O and Rb anomalies are expected for crustal leucogranites (Fig. 12c).

Kyanite and garnet xenoliths might alternatively represent restites, and could indicate magma

formation from metasediments under high pressure. In this case, it could be called an S-type

granite of Chapell & White (1974). In the other hand, the samples have not enough Rb to plot

in the syn-collisional field of Pearce et al. (1994; Fig. 12), which could be related to a

depleted Rb source.

The important occurrence of garnet-muscovite leucogranites in the easternmost region

of Alta Floresta Gold Province is to identify a 2006 Ma crustal melting source for the

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magmatism. More detailed investigation would be necessary to correlate these rocks to a

collision event by approximately 2000 Ma.

Gringo granitoids and Cruzeiro biotite granites are sub-alkaline high-K and

peraluminous (Fig. 7). In the diagram of Frost et al. (2001), those samples evolve from

magnesium to ferroan as SiO2 increases, similar to the trend of Cordilleran type granites. The

low CaO (0.9 to 1.8 wt.%) and Al2O5 (Gringo 14 to 16 wt.%, Cruzeiro 13 to 14.5 wt.%,)

content, especially in Cruzeiro granites, suggests that these granitoids are not part of the calc-

alkaline magmatic series, and that, according to the FeOT/FeOT+MgO content, they could be

part of the high-K tholeiitic or continental tholeiitic magmatic series (Le Maitre, 2002; Nardi,

2016). This type of magmatism has been reported for the post-collisional granitoids of

southern Brazil.

The parallelism of REE patterns of Gringo granitoids illustrated in spidergrams

suggests that these granites are cogenetic (Fig. 10c). Since the less differentiated granodiorites

are richer in REE than the syenogranites, this could suggest different amounts of crustal melt

assimilation.

The negative Sr, Nb, Ti, and P anomalies in the spidergram of Gringo granitoids and

Cruzeiro granites (Fig. 11c) suggest an influence of metasomatism in the mantle wedge.

They are also referred as post-orogenic (Maniar and Piccoli, 1989), post-collisional

(Liégeois et al., 1998), or K-rich calc-alkaline granitoids (Barbarin, 1998). They are

considered to be more evolved than Hornblende quartz-diorites, Biotite tonalites, and

Naiuram rocks.

Also, Gringo granitoids show the quartz microstructure of chessboard subgrain pattern

(Fig. 6f) due to temperatures above 650ºC (Kruhl, 1996; Rosenberg et al. 2003). The high

temperature could be related to subsolidus deformation because of (Rosenberg et al., 2003;

Paterson et al., 1989; Buttner, 1999): (1) elongate pluton shape, parallel to the ductile

deformation, (2) biotite schlieren, typical magmatic, parallel to the main solid-state

deformation, and (3) heterogeneous mylonitic foliation, where intense zones of shearing occur

side by side to isotropic granite zones. In this context, Gringo and Cruzeiro granitoids could

represent a high-K tholeiitic post-collisional magmatism, with a syn-tectonic character

regarding the strike-slip Peru-Trairão shear zone system. This type of magmatism is also

reported by many authors (Cottin et al. 1998, Bitencourt & Nardi 2000, Eby, 2006, Florisbal

et al. 2012, Mesquita et al. 2016).

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The age of magma crystallization for Gringo biotite granite is 2037±5.9 Ma.

Regarding this age, two hypotheses should be tested in the future researches, and further U-Pb

ages of Gringo and Cruzeiro granitoids are need to confirm the crystallization age. If the age

is confirmed, those will be the oldest foliated granitoids found in the easternmost of Alta

Floresta Gold Province and should not be related to the same evolution of Biotite Tonalites,

Hornblende diorites, and Naiuram granodiorites and dacites, whose age is between 1981.2 ±

8.1 and 2012 ± 13 Ma. If the ages are not so old, Gringo and Cruzeiro granitoids could be

related to the evolution of the magmatic arc, of which Biotite Tonalites, Hornblende diorites,

and Naiuram granodiorites and dacites are part.

Batistão volcanic to subvolcanic rocks are extremely high-K, alkali-calcic to alkalic,

meta- to peraluminous, of ferroan composition. Batistão rhyolites have characteristics of A-

type granites (Whalen et al.,1987; Eby, 1990 and 1992; Nardi & Bitencourt, 2009; Frost &

Frost, 2011): (1) high Ga/Al ratios > 2.6; (2) iron enrichment FeOt/(FeOt+MgO) > 0 .9 wt%;

(3) Na2O+K2O between 8.8 and 9.5; (4) low CaO (<0.6 wt.%); (5) sum of Zr + Y Ce + Nb >

340.

Eby (1992) suggested a subdivision for A-type granites in two groups, A1 and A2.

Quartz-feldspar porphyry is an A2-type, which, according to Eby (1992, 2006), represents

magma emplaced shortly after an orogenic period, the post-collisional stage. Furthermore, its

origin comes from the melting of mantle material, generating tholeiitic continental magmas

that can interact with crustal melts, or from the melting of crustal material. On the other hand,

microspherulitic massive rhyolite is an A1-type, of which the magma is possibly formed by

differentiation of basalt magma derived from oceanic island basalt (OIB) source.

Alternatively, microspherulitic massive rhyolite could be more evolved than quartz-feldspar

porphyry, and, in this particular case, the similar behavior of Y and Nb (Fig. 15a) would not

occur, but instead the enrichment in Nb.

Felsic Magmatic events of the easternmost portion of Alta Floresta Gold province

Assis (2015) constrained three temporally distinct Paleoproterozoic events for the

easternmost segment of AFGP: (1) Orosirian from 1980 to 1970 Ma, or, as suggested by

Trevisan (2015), from 2014 to 1997 Ma; (2) Late Orosirian from 1931 Ma to 1848 Ma; and

(3) Statherian from 1782 to 1727 Ma. According to these magmatic events proposed for the

east portion of AFGP (Assis, 2015; Trevisan, 2015), the foliated rocks studied in Peixoto de

Azevedo region, such as Biotite granite of Gringo granitoids (2037 Ma), Naiuram phyric

plagioclase dacites (2012 Ma), Braço Norte garnet-muscovite leucogranites (2006 Ma), and

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Hornblende quartz-diorites (1981 Ma) were all developed during the first magmatism. We

suggest another expansion for the first magmatic event from 2037 to 1997 Ma, in other words,

a new Rhyacian period for the first magmatism in the east portion of AFGP.

According to geochemical data, Naiuram granodiorites and dacites, Hornblende

Quartz-diorites, and Biotite tonalites have signature of the medium to slightly high K calc-

alkaline magmatic series, which could be related to a magmatic arc. Braço Norte

leucogranites have a similar signature to the peraluminous leucocratic association (Lameyre

and Bowden, 1982; Nardi, 2016), which are considered to be formed from crustal melting

sources. Gringo and Cruzeiro granitoids are interpreted to be part of the high-K tholeiitic

magmatic series, which could be emplaced in a post-collisional environment, syntectonic to

the strike-slip Peru-Trairão shear system.

Batistão quartz-feldspar porphyries are key rocks in the eastern portion of AFGP,

because their ages (~1.77 Ga) have been connected to the main gold mineralization ages

(Assis, 2015). The quartz-feldspar porphyries reported in the eastern portion of AFGP are:

União do Norte porphyry with crystallization age of 1774 Ma (U-Pb, LA-ICP-MS in zircon,

Miguel Jr., 2011) and X1 quartz-feldspar porphyry with crystallization age of 1773 Ma (U-

Pb, LA-ICP-MS in zircon; Assis, 2015). The mineralization age of several deposits, such as

Pé Quente, Luizão, X1, and Francisco range from 1.782 to 1.792 Ma (Re-Os in pyrite and

molybdenite), and from 1.779 to 1.777 Ma in the Francisco deposit (40Ar-39Ar in sericite;

Assis, 2015).

On the other hand, Trevisan (2015) reported a different and older age for the Luiz

feldspar-porphyry of 1974 Ma (U-Pb, LA-ICP-MS in zircon), which opens the possibility that

the gold mineralization within AFGP is not restricted to a single Paleoproterozoic intrusive

event of approximately 10 Ma during the Statherian period (Assis, 2015), but point to the

possible existence of at least two Paleoproterozoic mineralizing events of 1.97 Ga. and 1.78

Ga. In this context, the A2-type Batistão quartz-feldspar porphyry must be further studied as a

candidate of gold mineralization in the Peixoto de Azevedo region.

Finally, it is important to address the widespread presence of sericite and/or chlorite

phyllonites and biotite-carbonate phyllonites (Trevisan, 2015; Vasconcellos, 2015; Mesquita

et al., 2015) hosting the main gold-quartz veins at the NW-SE strike-slip Paraíba and Peteca

shear zones. These shear rocks are related to a low-temperature shear event, contrary to the

high-temperature NW-SE foliation developed in the studied foliated granitoids, as seen by the

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several intra-crystalline microstructures, such as chessboard subgrain-pattern in quartz and

polygonal recrystallized grains in plagioclase. Furthermore, in the Serrinha shear zone, the

development of discrete brittle to brittle-ductile shear zones confirms the low-T deformation

(Santos, 2015). Further studies must address the kinematic and dynamic structural analysis of

the four shear zones recognized in this research; the differences between the high-T granitic

foliation and the shear rocks, which host the gold-quartz veins; and the relationship between

shear deformation, hydrothermal alteration, and gold mineralization.

Foliated igneous rocks in the context of Tapajós Gold Province at Tapajós-Parima

Province

According to several criteria, such as the proximity of the area to the limit of the two

geochronological provinces, the deformation of the rocks, geochemical affinity, and U-Pb

ages, we believe that the foliated igneous rocks of Peixoto de Azevedo region are part of the

Tapajós-Parima province, as defined by Santos (2001). Therefore, part of the easternmost

segment of the Alta Floresta Gold Province must be connected to the Tapajós Gold Province.

In this context, it is consensus that the evolution of Ventuari-Tapajós Province

includes the accretion of magmatic arcs (Cordani & Brito Neves, 1982, Tassinari &

Macambira 1999 and 2004; Santos et al 2001, Geraldes et al 2001, Santos et al., 2004),

however, the number of those still remains in debate (Klein et al. 2002, Assunção and Klein,

2014). Santos et al. (2000, 2001 and 2004) endorse the formation of the Tapajós-Parima

Province in the context of two orogenies, Mundurucus (2.40 to 1.96 Ga) and Tropas (1.90 to

1.88 Ga), and the accretion of five magmatic arcs: Cuiú-Cuiú island arc (2.04 to 1.99 Ga),

Cumaru Andean-type magmatic arc (2.0 - 1.99 Ga), Creporizão Andean-type magmatic arc

(1.98 to 1.96 Ga), Tropas island arc (1.91 to 1.89 Ga), and Parauari continental magmatic arc

(1.89 to 1.88 Ga). Moreover, Vasquez and Klein (2000), Klein and Vasquez (2000), and

Vasquez et al. (2002, 2008) interpreted Tapajós-Parima Province as a result of a single

orogenic event. This orogenic event comprises an early arc-related association (Cuiú-Cuiú

and Jacareacanga units), followed by collision (some leucogranites included in the Cuiú-Cuiú

Complex), post-collision (Creporizão Suite), and intracontinental magmatic associations

(Tropas, Parauari, Maloquinha suites).

In this context, according to the deformation pattern and the magnesian,

metaluminous, high LILE, medium-K calc-alkaline characteristics, we believe that Biotite

Tonalites, Hornblende Quartz-diorites, and Naiuram granodiorites and dacites could be part of

the Cuiú-Cuiú magmatic arc. Naiuram dacites have similar age (~ 2.0 Ga) and geochemical

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composition to the volcanic rocks of the Vila Riozinho formation (Lamarão, 2001; and

Lamarão et al., 2002). The deformed rocks of Cuiú-Cuiú complex record amphibolite facies

metamorphism (Santos et al., 2004; Vasquez et al., 2008). The constant NW-SE high-T

foliation and deformation microstructures, such as recrystallized plagioclase and hornblende

in the Naiuram and associated rocks, could be related to the amphibolite facies

metamorphism, but further investigation is necessary. Vasquez et al. (2002, 2008) recognized

collisional leucogranites intruded in the Cuiú-Cuiú rocks, which reinforced the evidence of a

collision of the Cuiú-Cuiú arc (2033 - 2005 Ma) with a cratonic fragment located eastwards.

In this context, the Braço Norte garnet muscovite leucogranites of 2006 Ma could be related

to these leucogranites and could be part of the collisional event of the Cuiú-Cuiú magmatic

arc. Moreover, the evolved geochemical signature of the Creporizão Intrusive Suite

granitoids, as well as their relationship with major transcurrent shear zones, indicate that they

represent post-collisional calc-alkaline magmatism (Vasquez et al., 2002, 2008). The more

evolved high-K Gringo, and specially Cruzeiro granitoids, could be part of the Creporizão

Intrusive Suite, because they are richer in HFSE and are related to the transcurrent shear zone

system. However, the age of 2037 Ma of the Gringo biotite granite is not in agreement with

the petrographic and geochemical features, and further analysis of Gringo and Cruzeiro

granitoids must be done.

9. Conclusion

This research has characterized, based on geological mapping (scale 1:100.00), major

lithostratigraphic units at the Peixoto de Azevedo region, such as: (1) metamorphic gneissic

rocks; (2) foliated granitoids and volcanic rocks; (3) isotropic granitoids; (4) isotropic

volcanic and subvolcanic rocks. Based on our data, we strongly recommend the disuse of the

Flor da Serra Suite, described by Moreton and Martins (2005) for the Peixoto de Azevedo

region. The area of the mafic rocks is overestimated by the authors, and is restricted to the

Hornblende Diorite bodies. We suggest the restriction of the name Flor da Serra Suite only to

the mafic dikes that cut the sequences.

The petrology, geochemistry, and U-Pb geochronology allow distinguishing different

magmatisms in the Peixoto de Azevedo region. Several foliated granitoids and subvolcanic

rocks were identified, such as: Hornblende diorite, Biotite tonalite, Naiuram granodiorite and

dacites (heterogranular hornblende granodiorite, and phyric plagioclase dacite), Braço Norte

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garnet-muscovite leucogranite, Gringo granitoids (porphyritic biotite granite, heterogranular

biotite granite, and equigranular garnet granodiorite), Cruzeiro biotite granite, and Batistão

quartz-feldspar porphyry and microspherulitic massive rhyolite.

Naiuram granodiorites and dacites, Hornblende Quartz-diorites, and Biotite tonalites

are metaluminous, magnesian, medium-K subalkaline rocks. The calc-alkaline series is

characterized by high CaO and Al2O5 contents, especially in Hornblende Quartz-diorite,

moderate to high fractionation pattern, and weak Eu anomaly. The geotectonic discriminant

diagrams suggest that all Hornblende quartz-diorites, Biotite tonalites, and Naiuram

granodiorites and dacites are crystallized from evolved volcanic arc magmas. The sequence

quartz-diorites, tonalites, and granodiorites (dacites) also correspond to the calc-alkaline low-

to medium-K magmatic series. The Naiuram phyric plagioclase dacites have magmatic

crystallization ages of 2012 ± 13 Ma, whilst Hornblende quartz-diorites have 1981.2 ± 8.1.

The difference between dacites and diorites from 10 to 30 Ma may correlate them to the same

magmatic arc.

Braço Norte garnet-muscovite leucogranites are peraluminous and magnesian,

probably related to the peraluminous leucocratic association. They show a conspicuous

concave low fractionation pattern, with moderate positive Eu anomaly. In addition, the high

LILE and poor REE and HFSE, plus the presence of garnet, muscovite, and garnet-kyanite

xenoliths strongly indicate a magma crustal source from mature volcanic-arc to syn-

collisional. The presence of garnet-muscovite leucogranites at 2006 Ma in the easternmost

region of AFGP could indicate a collisional event.

Gringo and Cruzeiro granitoids are high-K subalkaline peraluminous granitoids, with

magnesium to ferroan trend. Cruzeiro is richer in REE than Gringo granitoids, but their

fractionation REE patterns are similar, moderate to high, and the Eu negative anomaly is

moderate to low. Tectonic setting discrimination diagrams suggest that Gringo and Cruzeiro

granitoids have been formed from magma source of mature volcanic arc to post-collisional

environment. The low CaO and Al2O5 content, especially in the Cruzeiro biotite granites,

suggest that these granitoids are not part of the calc-alkaline magmatic series and could be

part of the high-K tholeiitic magmatic series, described for post-collisional magmatism. The

high-T foliation and microstructures could indicate a syn-tectonic character regarding the

transcurrent Peru-Trairão shear zone system.

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Batistão quartz-feldspar porphyry and microspherulitic massive rhyolite are meta- to

peraluminous rocks, ferroan A-type, according to the high HFSE content and FeOt / (FeOt +

MgO) ~ 0.9. Tectonic setting discrimination diagrams suggest magma source of post-

collisional to within- plate environments. The A2-type Batistão quartz-feldspar porphyry must

be further studied and dated as a candidate target for gold mineralization in the region.

In the Peru-Trairão shear zone system, four NW-SE first order shear zones were

identified and named: Joaquim, Paraíba, Peteca, and Serrinha. They affected mainly the

foliated granitoids, and were characterized as ductile to brittle-ductile, transcurrent shear

zones. A Sn+1 foliation was developed in several sericite-chlorite-carbonate phyllonites under

a low-T environment.

The studied foliated rocks were all developed during the first magmatic event,

proposed for the easternmost segment of AFGP. We suggest an expansion for this first

magmatic event to the Rhyacian, from 2037 to 1997 Ma.

According to several criteria, we believe that the foliated igneous rocks of Peixoto de

Azevedo region are part of the Tapajós-Parima province. In this context, according to

deformation pattern and magnesian, metaluminous, medium-K calc-alkaline characteristics,

Biotite Tonalites, Hornblende Quartz-diorites, and Naiuram granodiorites and dacites could

be part of the Cuiú-Cuiú magmatic arc. Braço Norte garnet muscovite leucogranites could be

related to leucogranites described in the Tapajós-Parima Province and could indicate a

collisional event of the Cuiú-Cuiú magmatic arc. The more evolved high-K Gringo, and

especially Cruzeiro granitoids, own geochemical similarities with the Creporizão Intrusive

Suite, because they are enriched in HFSE. Nevertheless the age of 2037 Ma of Gringo biotite

granites is not in agreement with Creporizão Intrusive Suite, and further geochronological

studies must be done.

The new geological framework could bring a better understanding of the Peixoto de

Azevedo region, to improve the geological connections between Alta Floresta Gold Province

and Tapajós Gold province at Tapajós-Parima Geochronological Province, and to guide new

exploration strategies in the area.

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ANEXO 02

Mapa geológico da Região de Peixoto de Azevedo

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ANEXO 03

Mapa estrutural da Região de Peixoto de Azevedo

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ANEXO 04

Mapa de pontos da Região de Peixoto de Azevedo

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