Universidade Estadual De Campinas Instituto De Geociências Pós-Graduação Em Geociências Na Àrea De Geologia E Recursos Naturais

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

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

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

Ficha catalográfica Universidade Estadual de Campinas Biblioteca do Instituto de Geociências Cássia 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 de Geociências.

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. Instituto de 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 Grosso Palavras-chave em inglês: Gold - Mines and mining - Alta Floresta (MT) Craton - Amazon Magmatism Shear Geochronology Peixoto de Azevedo (MT) Área de concentração: Geologia e Recursos Naturais Titulação: Mestre em Geociências Banca examinadora: Maria José Maluf de Mesquita [Orientador] Roberto Perez Xavier Caetano Juliani Data de defesa: 25-08-2016 Programa de Pós-Graduação: Geociências

Powered by TCPDF (www.tcpdf.org) 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.

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.

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.

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

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.

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.

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

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

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 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/subvolcanic 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

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

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

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

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

ANEXO 02 ...... 119 ANEXO 03 ...... 121 ANEXO 04 ...... 123

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 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 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). 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, 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). 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.

1 2 3 4 Unidade Rocha Amostra Localização geográfica 1 2 3 4 Biotita tonalito Biotita tonalita PFS-073 Afloramento: 714844,9/ 8871397,4 X X X PFS-043 Afloramento: 702658,5/ 8865144,9 X X Hornblenda Hornblenda PFS-044 X X quartzo-diorito quartzo-diorito Afloramento: 721865,8/ 8871185,3 PFS-066 X X Afloramento: 704290,4/ 8874225,8 GIL-004 Furo NRDHH01 do Prof.42,32 m X X GIL-011 depósito Naiuram Prof. 88,65 m X X X Hornblenda e/ou (710372,2/8880720,3) GIL-013 Prof. 35,65 m X X Granodiorito e biotita granodiorito dacito Naiuram PFS-001 Afloramento: 712681,9/ 8880267 X X X PFS-002 X X Afloramento: 710536,8/ 8879873,6 Plagioclásio dacito PET-005 Furo PTC030 do depósito Peteca X X X X firico (710665/8881245), na prof.114,39 m PET-002 Furo PTC030 do depósito Peteca X X X X (710665/8881245), na prof.84,85 m Leucogranito Muscovita NRDHH03- Furo NRDHH03 do depósito Naiuram X X X Braço Norte Leucogranito 001 (710380/8880675), na prof.

LZI-004 Furo LZ001 do depósito Luiz X X (710031,1/8883750,5), na prof.68,90 m GRI-010 Prof.107,10 m X X X Furo GR001 do depósito Biotita granito GRI-011 Prof. 109,65 m X X Gringo porfirítico GRI-001 X X (705998,7/8883860,2) Prof. 39,70 m GRI-003 Prof. 43,50 m X X X

GIL-007 Furo NRDHH01 do depósito Naiuram X X Graniótides (710372,2/8880720,3), na prof. 74,10 m Gringo Biotita granito Furo LZ001 do depósito Luiz equigranular LZI-009 X X X (710031,1/8883750,5), na prof. 124,10 m PFS-022 X Afloramento: 706379,5/ 8886319,7 X Furo PTC030 do Granada-biotita PET-001 Prof. 82 m X X X depósito Peteca granodiorito PET-003 (710665/8881245) Prof. 93,62 m X X Biotita granito PFS-031 Afloramento: 702800,0/ 8854057,8 X X X Biotita granito Cruzeiro PFS-034 Afloramento: 703241,3/ 8857389,7 X X X Quarzo-feldspato PFS-040 X X X Vulcânicas e pórfiro Afloramento: 700091,3/ 8864481,6 subvucânicass riolito NRDHH4- Batistão Microesfelurítico Furo NRDHH04 do depósito Naiuram X X X 001 maciço (710381,9/8880607,7), na prof.66,49 m

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. 25

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.

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.

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. 28

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 29

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. 30

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. 31

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

Tabela 3.1: continuação.

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).

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.

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). 36

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. 37

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. 38

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.

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.

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. 40

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.

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 41

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.

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.

Figura 4.7. Muscovita leucogranito Braço b) 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.

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. 43

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. 44

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 45

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, 46

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. 47

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. 48

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 49

(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.

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.

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 52

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.

Tabela 4. 1 Dados de geoquímica de rocha total das rochas da região de Peixoto de Azevedo.

Grupo Granodioritos e dacitos Naiuram Hornblenda Biotita Plagioclá- Unid quartzo-diorito tonalito Hornblenda e/ou biotita granodiorito sio dacito

fírico no. PFS-043 PFS-044 PFS-073 GIL-011 GIL-013 GIL-004 PFS-001 PFS-002 PET-005

SiO 53.45 52.78 64.37 62.26 59.52 60.84 57.92 61.20 63.45 2 TiO 1.303 1.523 0.592 1.232 0.731 0.268 0.730 0.721 0.229 2 Al O 17.74 19.17 17.74 14.5 15.33 20.29 17.64 18.03 17.85 2 3 Fe O 8.31 8.54 4.01 6.64 7.17 3.32 6.52 5.84 2.18 2 3t 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

Na O 4.37 4.68 4.13 3.05 3.40 5.85 4.3 4.50 4.55 2 K O 1.59 1.57 3.45 2.55 1.76 1.61 2.34 2.36 1.48 2 P O 0.250 0.577 0.080 0.126 0.210 0.349 0.295 0.342 0.082 2 5 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 -

Tabela 4.1. Continuação

Grupo Granitóides Gringo Leucogranitos Braço Norte Biotite granito Granada-biotita Unid Biotita granito porfirítico equigranular granodiorito PET- NRDHH0 GRI- GRI- GRI- GRI- GIL- PET- PET- no. LZI-004 LZI-009 002 3-001 010 011 003 001 007 001 003 SiO 73.02 75.19 72.72 72.8 71.00 72.43 70.57 70.22 72.14 67.83 70.93 2 TiO 0.031 0.078 0.159 0.113 0.194 0.202 0.24 0.182 0.217 0.309 0.313 2 Al O 14.46 13.09 14.85 14.00 14.54 14.45 14.75 15.83 14.68 16.06 15.08 2 3 Fe O 0.7 0.9 1.52 1.36 1.82 1.57 1.53 1.38 1.81 4.41 2.97 2 3t 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

Na O 3.36 2.98 4.27 3.33 3.81 3.90 3.24 3.92 4.18 3.18 3.61 2 K O 5.9 5.18 2.86 6.00 4.7 3.93 4.54 4.00 3.45 3.13 2.94 2 P O 0.103 0.064 0.094 0.118 0.134 0.082 0.074 0.152 0.079 0.094 0.095 2 5 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

Tabela 4.1. Continuação

Grupo Vulânicas e sub-vulcânicas Batistão Biotita granito Quartzo Riolito maciço Unid Cruzeiro feldspato microesferulítico pórfiro no. PFS-031 PFS-034 PFS-040 NRDHH4-001

SiO 71.48 74.35 73.28 76.35 2 TiO 0.315 0.379 0.291 0.046 2 Al O 14.57 12.99 13.69 12.96 2 3 Fe O 2.58 3.28 2.12 0.54 2 3t 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

Na O 3.85 5.29 4.12 4.38 2 K O 3.95 1.39 5.37 4.39 2 P O 0.136 0.072 0.075 0.029 2 5 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

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. 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. 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.

7. REFERÉNCIAS

ALMEIDA, F.F.M.; HASUI, Y.; BRITO NEVES B.B; FUCK, R.A. 1981. Brazilian structural provinces: an introduction. Earth Sci. Ver. 17, 1-29. ASSIS, R.R. 2011. Depósitos auríferos associados ao magmatismo granítico do Setor leste da província de Alta Floresta (MT), Cráton Amazônico: Tipologia das mineralizações, modelos genéticos e implicações Prospectivas. Instituto de Geociências, Universidade 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 fonte dos fluidos. Instituto de Geociências, Universidade Estadual de Campinas. PhD thesis. BARBARIN, B. 1990. Granitoids; main petrogenetic classifications in relation to origin and tectonic setting. Geol. J. 25, 227-238. BARBARIN, B. 1999. A review of the relationships between granitoid types, their origins and their geodynamic enviroments. Lithos 46: 605-626. BARBUENA, D. 2012. Processamento e modelagem de dados geofísicos e imagens Aster aplicados à interpretação geológica e prospecção mineral na província aurífera de Alta Floresta, MT. Instituto de Geociências, Universidade Estadual de Campinas, Master thesis. BARROS, H; ESPARZA, M.L.C; WONG, M; MORI, V. 2009. Espectrometría de masas com plasma inductivamente acoplado. In: Litter, Marta; Armienta, M. A; Farías, S. S. Metodologías analíticas para la determinación y especiación de arsénico en aguas y suelos. Buenos Aires, CYTED, p.113-138, ilus. BETTENCOURT, J.S; JULIANI, C; XAVIER, R.P; MONTEIRO, L.V.S; NETO, A.C.B; KLEIN, E.L; ASSIS, R.R; LEITE JR., W.B.L; MORETO, C.P.N; FERNANDES, C.M.D; PEREIRA, V.P. 2016. Metallogenetic systems associated with granitoid magmatism in the Amazonian Craton: An overview of the present level of understanding and exploration significance. Journal of South American Earth Sciences, 68, 22-49.

BOYNTON, W.V., 1984. Geochemistry of the rare earth elements: meteorite studies, in: Henderson, P. (Ed.), Rare-Earth Element Geochemistry. Elsevier, pp. 63-114. BLENKINSOP, T. 2002. Deformation Microstructures and Mechanisms in Minerals and Rocks. Department of Geology, University of Zimbabwe, Harane Zimbabwe. BONIN, B. 1982. Les granites des complexes annularies. BRGM, Manuels et Méthodes, Paris, (4), 182p. BÜTTNER, S.H. 1999. The geometric evolution of structures in granite during continous deformation from magmatic to solid-state conditions: An example from the central European Variscan Belt. American Mineralogist, Volume 84, pages 1781-1792. 60

CHANG, Z; VERVOORT, J.D; KNAACK, C. 2006. U-Pb dating of zircon by LA-ICP-MS. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, v. 7, no. 5, 14 p. CHAPPELL, B.W; WHITE, A.J.R. 1974. Two contrasting granite types. Pacific Geology 8, 173-174. CHAPPELL, B.W; WHITE, A.J.R. 2001. Two contrasting granite types: 25 years later. Autralian Journal of Earth Sciences, 48, 489-499. CHAPPELL, B.W; WHITE, A.J.R; WYBORN, D. 1987. The importance of residual source material (restite) in granite petrogenesis. Journal of Petrology, 28: 1111-1138. CORDANI, U.G; TEIXEIRA, W; D’AGRELLA-FILHO, M.S; TRINDADE, R.I. 2009. The position of the Amazonian Craton in Supercontinents. Gondwana Research, 15 (2009) 396-407. COTTA, A.J.B; ENZWEILER, J. 2012. Classical and New Procedures of Whole Rock Dissolution for Trace Element Determination by ICP-MS. Geostandards and Geoanalytical Research, v.36, p.27-50. COUTINHO, M.G.N. 2008. Província Mineral do Tapajós: Geologia, metalogenia e mapa previsional para ouro em GIS. Brasília, Serviço Geológico do Brasil, CPRM. CUNHA, F.S.S. 1996. Análise geométrica e estatística de lineamentos aplicada à pesquisa mineral: o caso região de Porto Nacional (TO). Dissertação de Mestrado. PPGEMM- UFRGS, Porto Alegre. DARENNE, M.A; SCHOBBENHAUS, C. 2001. Metalogênese do Brasil. (Ed) UnB, Brasilia, 393p. DE LA ROCHE, H; LETERRIER, J; GRANDCLAUD, P; MARCHAL, M. 1980. A classification of volcanic and plutonic rock using R1-R2 diagrams and major element analysis – its relationshiops with current nomenclature. Chemical Geology, 29: 183- 210. DUARTE, T.B; RODRIGUES, J.B; RIBEIRO, P.S.E; SCANDOLARA, J.E. 2012. Tectonic evolution of the Juruena magmatic arc between the Aripuanã and Juruena rivers: northwest Mato Grosso State, Brazil. Revista Brasileira de Geociências, 42 (4): 824- 840. EBY, G.N. 1990. The A-type granitoids: A review of their occurrence and chemical characteristics and speculations on their petrogenesis. Lithos, 26: 115-134. EBY G.N. 1992. Chemical sudbision of the A-type granitoids: Petrogenetic and tectonic implications. Geology, 20:641-644. EBY G.N. 2006. Chemical subdivision of the A-type Granites and Petrogenetic Pathways, in: Symposium on magmatism, Crustal Evolution, and Metallogenesis of the Amazonian Craton, Abstracts Volume and Field Trips Guide. IGCP-510, Belém, Brazil. FERNANDES, C.M.D; JULIANI, C; MONTEIRO, L.V.S; LAGLER, B; ECHEVERRI- MISAS, C.N. 2011. High-K calc-alkaline to A-type fissure-controlled volcano- plutonism of the São Felix do Xingu region, Amazonian craton, Brazil: exclusively crustal sources or only mixed Nd model ages? J. South Am. Earth Sci. 32, 351-368. FROST, B.R; BARNES, C.G; COLLINS, W.J; ARCULUS, R.J; ELLIS, D.J; FROST, C.D. 2001. A Geochemical Classification for Granitic Rocks. J. Pet. 42: 2033-2048. 61

FROST C.D.; FROST, B.R. 2011. On Ferroan (A-type) Granitoids: their Compositinal Variability and Modes of Origin. Journal of Petrology, Volume 32, numer 1, pages 39- 53. HAGAN, R.C. 1982. X-Ray-Fluorescence Analysis Major Elements in Silicate Minerals. Los Alamos, New Mexico, Los Alamos National Laboratory Report LA-9400-MS, 13 p. KASSOU, A; ESSAHLAOUI, A; AISSA, M. 2012. Extraction of Structural Lineaments from Satellite Images Landsat 7 ETM+ of Tighza Mining District (Central Morocco). Research Journal of Earth Sciences 4 (2): 44-48. KRETZ, R.1983. Symbols of rock-forming minerals. American Mineralogist, 68, 277-279. LAMEYRE, J; BOWDEN, P. 1982. Plutonic rock type series: discriminations of various granitoid series and related rocks. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 14:169-186. LIÉGEOIS, J.P; NAVEZ, J; HERTOGEN, J; BLACK, R. 1998. Contrasting originof post- collisional high-K calc-alkaline and shoshonitic versus alkaline and peralkaline granitoids. The use of sliding normalization. Lithos 45: 1-28. LINGE, K.L; JARVIS, K.E. 2009. Quadrupole ICP-MS: Introduction to Instrumentation, Measurement Techniques and Analytical Capabilities. Geostandards and Geoanalytical Research, v. 33, p. 445-467. LONGERICH, H.P; JENNER, G.A; FRYER, B.J; JACKSON, S.E. 1990. Inductively coupled plasma-mass spectrometric analysis of geological samples: A critical evaluation based on case studies. Chemical Geology, 83: 105-118. JULIANI, C; CARNEIRO, C.C; CARREIRO-ARAÚJO, S.A; FERNANDES, C.M.D; MONTEIRO, L.V.S; CROSTA, A.P. 2013. Estruturação dos arcos magmáticos paleoproterozóicos na porção sul do Craton Amazônico: implicações geotectônicas e metalogenéticas. In: Simposio de Geologia da Amazônia, 13, Anais. SBG/Núcleo Norte, Belém, PA, Brasil (CD-ROM). JULIANI, C; RYE, R.O; NUNES, C.M.D; SNEE, L.W; SILVA, R.H.C; MONTEIRO, L.V.S; BETTENCOURT, J.S; NEUMANN, R; NETO, A.A. 2005. Paleoproterozoic high- sulfidation mineralization in the Tapajós gold province, Amazonian Craton, Brazil: geology, mineralogy, alunite argon age, and stable-isotope constraints. Chemical Geology, 215, 95-125. JULIANI, C; VASQUEZ, M.L; KLEIN, E.L; VILLAS, R.N.N; ECHEVERRI-MISAS, C.M; SANTIAGO, E.S.B; MONTEIRO, L.V.S; CARNEIRO, C. de C; FERNANDES, C.M.D; USER, G. 2014. Metalogênese da Província Tapajos. In: Silva, M.G., Rocha Neto, M.B., Jost, H., Kuyumjian, R.M. (Eds.), Metalogênese das Províncias Tectônicas Brasileiras, Programa Geologia do Brasil, Recursos Minerais, Serviço Geológico do Brasil, CPRM, pp. 229-263. MCPHIE, J; DOYLE, M; ALLEN, R. 1993. Volcanic textures: a guide to the interpretation of textures in volcanic rocks. University of Tasmania, Hobart, Tasmania, 196 p.

MESQUITA, M.J; TEIXEIRA, R; TREVISAN, V.G; XAVIER, R.; ASSIS, R; QUISPE. P; MORETTO, M; SCHMIDIT, V; MATOS, J.H.S.N; AGNOLETTO, E; PAES DE BARROS, A.J; MIGUEL JR, E. 2015. Gold deposits in ductile shear zone of the Paleoproterozoic Alta Floresta Province (Brazil). In: 13th SGA Biennial Meeting, 2015, Nancy. ANAIS 13th SGA Biennial Meeting, 2015. MIGUEL JR, E. 2011. Mineralizações auríferas do lineamento Peru-Trairão, Província Aurífera de Alta Floresta-MT: Controle estrutural e idade U-Pb das rochas hospedeiras. Instituto de Geociências, Universidade Estadual de Campinas, Master thesis. MOURA, M.A. 1998. O maciço granítico Matupá no depósito de Ouro Serrinha (MT): Petrologia, alteração hidrotermal e metalogenia. Instituto de Geociências, Universidade de Brasília; PhD thesis. MORETON, L.C; MARTINS, E.G. 2005. Geologia e Recursos Minerais de Alta Floresta. Vila Guarita. Escala 1:250.000. Brasília, Serviço Geológico do Brasil, CPRM, 68p. MOURA, M.A; BOTELHO, N.F. 2006. Granite-Related Paleoproterozoic, Serrinha Gold Deposit, Southern Amazonia, Brazil: Hydrothermal Alteration, Fluid Inclusion and Stable Isotope Constraints on Genesis and Evolution. Society of Economic Geologists, v. 101, pp. 585-605. MWANIKI, M.W; MOELLER, M.S; SCHELLMANN, G. 2015. A comparison of Landsat 8 (OLI) and Landsat 7 (ETM+) in mapping geology and visualizing lineaments: A case study of central region Kenya. The international Archives of the Photogrammetry, Remote Sensing and Spatial Information Sciences, Volume XL-7/W3. pp. 897-903. NAKAYAMA, K; NAKAMURA, T. 2014. x-Ray Fluorescence Spectroscopy for Geochemistry. Tohoku University, Sendai, Japan, Elsevier Ltd. NARDI, L.V.S. 2016. Granitoides e séries magmáticas: o estudo contextualizado dos granitoides. Pesquisas em Geociências, 43 (1): 85-99. NARDI, L.V.S; BITENCOURT, M.F. 2009. A-type granitic rocks in Post-collisional setting in Southernmost Brazil: Their classification and relationship with tectonics and magmatic series. The Canadian Mineralogist, Vol. 47, pp. 1493-1503. PAES DE BARROS, A.J. 1994. Contribuição a geologia e controles das mineralizações auríferas da região de Peixoto de Azevedo-MT. Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo, Master thesis. PAES DE BARROS, A.J. 2007. Granitos da região Peixoto de Azevedo - Novo Mundo e mineralizações auríferas relacionadas – Província Aurífera Alta Floresta (MT). Instituto de Geociências, Universidade Estadual de Campinas. PhD Thesis. PASSCHIER, C.W; TROUW, R.A.J. 2005. Microtectonics. Springer, Berlin. PATERSON, S.R; VERNON, R.H; TOBISH, O.T. 1989. Areview of criteria for identification of magmatic and tectonic foliations in granitoids. Journal of Structural Geology 11, 349-363. PEARCE, J. 1996. Sources and setting of granitic rocks. Edpisodes 19, 120-125. PEARCE, J.; HARRIS N.B.W.; TINDLE A.G. 1984. Trace element diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology, 25(4), 956-983. 63

PHANI, P.R.C; JAYARAM, T; JAYALAKSHMI, G. 2014. An analysis of lineaments and mineral occurrences of Veligallu Schist Belt and surroundings, Eastern Dharwar Craton, India using Remote Sensing & GIS. Journal of Multidisciplinary Engineering Science and Technology (JMEST), Vol. 1 Issue 5, pp.198-204. PINHO, M.A.S.B; CHEMALE JR., F; SCHMUS, R. V; PINHO, F.E.C. 2003. U-Pb and Sm- Nd evidence for 1.76-1.77 Ga magmatism in the Moriru region, Mato Grosso, Brazil: implications for province boundaries in the SW Amazon Craton. Precambrian Research, 126: 1-25. POTTS, P.J; WEBB, P.C. 1992. X-ray fluorescence spectrometry. Journal of Geochemical Exploration, 44: 251-296. RAMLI, M.F; YUSOF, N; YUSOFF, M.K; JUAHIR, H; SHAFRI, H.Z.M. 2010. Lineament mapping and its application in landslide hazard assessment: a review. Bull Eng Geol Environ 69: 215-233. RAMSAY, J.G. 1980. Shear zone geometry: a review. Journal of Structural Geology, vol. 2, pp. 83 to 99. RIBEIRO, P.S.E; DUARTE, T.B. 2010. Geologia e Recursos Minerais das Folhas Guariba e Rio Aripuanã. Projeto Noroeste-Nordeste de Mato Grosso; Programa Geologia do Brasil (PGB). Goiânia: CPRM, 248p., escala 1:250.00. RIBEIRO, V.B; MANTOVANI, M.S.M; LOURO, V.H.A. 2013. Aerogamaespectrometria e suas aplicações no mapeamento geológico. Terrae Didática, v. 10, pp. 585-605. RICCI, P. DOS S.F; VASQUEZ, M.L; SANTOS, A; KLEIN, E.L; JORGE JOÃO, X. DA S; MARTINS, R.C. 1999. Suíte Intrusiva Creporizão-Provincia Tapajós: proposta e critérios de definição. In: Simpósio de Geologia da Amazônia, 6, Manaus, Boletim de resumos expandidos.Manaus: SGB, 1999. p. 519-522. RODRIGUES, R.M. 2012. Caracterização geológica e metalogenética do depósito X1- província aurífera de Alta Floresta, região de Matupá (MT). Instituto de Geociências, Universidade Estadual de Campinas. Master Thesis. ROLLINSON, H.R. 1993. Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Longman Scientific and Techincal, New York, 352p. ROSENBERG C.L.; STÜNITZ H. 2003. Deformation and recrystallization of plagioclase along a temperature gradient: an example from the Bergell tonalie. Journal of Structural Geology, 25. 389-408. SANTOS, J.O.S; BREEMEN, O.B.V; GROVES, D.I; HARTMANN, L.A; ALMEIDA, M.E; MCNAUGHTON, N.J; FLETCHER, I.R. 2004. Timing and evolution of multiple Paleoproterozoic magmatic arcs in the Tapajós Domain, Amazon Craton: constraints from SHRIMP and TIMS zircon, baddeleyite and titanite U-Pb geochronology. Precambrian Research, 131, 73-109. SANTOS, J.O.S; BREEMEN, O.B.V; GROVES, D.I; HARTMANN, L.A; ALMEIDA, M.E; MCNAUGHTON, N.J; FLETCHER, I.R. 2004. Timing and evolution of multiple Paleoproterozoic magmatic arcs in the Tapajós Domain, Amazon Craton: constraints from SHRIMP and TIMS zircon, baddeleyite and titanite U-Pb geochronology. Precambrian Research, 131, 73-109. 64

SANTOS, J.O.S; HARTMANN, L.A; GAUDETTE, H.E; GROVES, D.I; MCNAUGHTON, N.J; FLETCHER, I.R. 2000. A New Understanding of the Provinces of the Amazon Craton Based on Integration of Field Mapping and U-Pb and Sm-Nd Geochronology. Gondwana Research, V. 3, No. 4, pp. 453-488. SANTOS, J.O.S; GROVES, D.I; HARTMANN, L.A; MOURA, M.A; MCNAUGHTON, N.J. 2001. Gold deposits of the Tapajós and Alta Floresta Domains, Tapajós-Parima orogenic belt, Amazon Craton, Brazil. Mineralium Deposita, 36, 278-299. SILVA, F.R. 2014. Geoquímica e geocronologia U-Pb (SHRIMP) de granitos da região de Peixoto de Azevedo – Província Aurífera de Alta Floresta – Mato Grosso. Brazilian Journal of Geology, 44(3): 433-455. SILVA, M.G; ABRAM, M.B. 2008. Projeto metalogenia da Província Aurífera Juruena-Teles Pires, Mato Grosso. Goiâna, Serviço Geológico Brasileiro, CPRM, 212p. SIBSON, R.H. 1977. Fault rocks and fault mechanisms. J. Geol Soc Lond 133: 191-213. SOUZA, J.O; FRASCA, A.A.S; OLIVEIRA, C.C. 2005. Geologia e recursos minerais da folha Alta Floresta (relatório integrado). Escala 1:500.000. Brasília, Serviço Geológico do Brasil, CPRM. STRECKEISEN, A. 1976. To each plutonic rock its proper name. Earth-Science Review, 12:1-33. SUN, S.S; MCDONOUGH, W.F. 1989. Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Geological Society Special Publication, No. 42, pp. 313-345. TASSINARI, C.C.G. 1996. O mapa geocronológico do Cráton Amazônico no Brasil: Revisão dos dados isotópicos. Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo; Tese de Livre Docência. Pp.139. TASSINARI, C.C.G; MACAMBIRA, M.J.B. 1999. Geochronological provinces of the Amazonian Craton. Episodes, 22(3):174-182. TEAGLE, D.A.H; NORRIS, R.J; CRAW, D. 1990. Structural Controls on Gold-Bearing Quartz Mineralization in a Duplex Thrust System, Hyde-Macraes Shear Zone, Otago Schist, New Zealand. Economic Geology, vol.85, pp. 1711-1719. TEIXEIRA, R.V. 2015. Rochas hospedeiras e controle estrutural da mineralização aurífera do depósito Peteca, região de Flor da Serra-MT, na província Aurífera de Alta Floresta. Instituto de Geociências, Universidade Estadual de Campinas, THOMPSON, E. 1930. Quantitative Microscopic Analysis. University of Toronto. Volume XXXVIII. 30p TREVISAN, V.G. 2015. Estudo comparativo entre mineralizações filonares de Au ± Cu e Au + metais base do setor leste da Província Aurífera de Alta Floresta (MT), Cráton Amazônico Instituto de Geociências, Universidade Estadual de Campinas. Master thesis. VASQUEZ, L.M; KLEIN, E.L. 2000.Geologia e recursos minerais da folha Rio Novo. Escala 1:250.000. Brasília, Serviço Geológico do Brasil, CPRM. VERNON, R.H. 2004. A practical guide to rock microstructure. Department of Earth and Planetary Sciences, Macquarie University, Sydney. 65

WHALEN, J.B.; CURRIE, K.L.; CHAPPELL, B.W., 1987. A-type granites: geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis. Contributions to Mineralogy and Petrology 95, 407-419. WHITNEY, D.L; EVANS, B.W. 2010. Abbreviations for names of rock- forming minerals. American Mineralogist, Volume 95, pages 185-187. WILSON, M. 1989. Ingeous Petrogenesis. A global tectonic approach. Unwin Hyman. Londres, 466 pg. XAVIER, R.P; ASSIS, R.R; CREASER, R; PAES DE BARROS, A.J; MIGUEL JR, E; TREVISAN, V.G; SERRATO, A; BARROS, M.A.S.A; PINHO, F.E.C. 2013. Timing of gold metallogeny in the Alta Floresta Gold Province: Evidence from pyrite and molybdenite Re-Os Isotopic Dating. 13º Simpósio de Geologia da Amazônia, 4p. XIA, X; SUN, M; ZHAO, G; LI, H; ZHOU, M. 2004. Spot zircon U-Pb isotope analysis by ICP-MS coupled with a frequency quintupled (213 nm) ND-YAG laser system. Geochemical Journal, Vol. 38, pp. 191 to 200.

ANEXOS

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 Mesquita1

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. 68

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 69

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). 70

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, 71

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. 72

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.

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) 74

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). 75

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. 76

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. 78

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 79

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). 80

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. 81

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. 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. 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 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. 85

(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).

Table 1. Whole rock Geochemistry data of the rocks of Peixoto de Azevedo region.

Group Naiuram granodiorites and dacites Hornblende quartz- Biotite Phyric Unit diorites tonalites Hornblende and/or biotite granodiorites plagioclas

e dacites no. PFS-043 PFS-044 PFS-073 GIL-011 GIL-013 GIL-004 PFS-001 PFS-002 PET-005

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

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

Bi 0.06 -

Continuity

Group Gringo granitoids Braço Norte leucogranites Equigranular Garnet-biotite Unit Porphyritic biotite granite biotite granite granodiorite PET- NRDHH0 GRI- GRI- GRI- GRI- GIL- PET- PET- no. LZI-004 LZI-009 002 3-001 010 011 003 001 007 001 003 SiO 73.02 75.19 72.72 72.8 71.00 72.43 70.57 70.22 72.14 67.83 70.93 2 TiO 0.031 0.078 0.159 0.113 0.194 0.202 0.24 0.182 0.217 0.309 0.313 2 Al O 14.46 13.09 14.85 14.00 14.54 14.45 14.75 15.83 14.68 16.06 15.08 2 3 Fe O 0.7 0.9 1.52 1.36 1.82 1.57 1.53 1.38 1.81 4.41 2.97 2 3t 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

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

Continuity

Group Batistão volcanic to sub-volcanic Cruzeiro biotite Quartz Microspherulitic Unit granites feldspar massive rhyolite porphyry no. PFS-031 PFS-034 PFS-040 NRDHH4-001

SiO 71.48 74.35 73.28 76.35 2 TiO 0.315 0.379 0.291 0.046 2 Al O 14.57 12.99 13.69 12.96 2 3 Fe O 2.58 3.28 2.12 0.54 2 3t 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

Na O 3.85 5.29 4.12 4.38 2 K O 3.95 1.39 5.37 4.39 2 P O 0.136 0.072 0.075 0.029 2 5 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

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). 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/subvolcanic 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.

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.

Figure 10. Chondrite normalized REE patterns (Boynton, 1984) for foliated granitoids and volcanic/subvolcanic 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). 93

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

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.

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 95

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 / 96

(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. 97

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).

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). 99

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). 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 % a b 235 238 d 206 e 238 235 206 f ƒ 206 ppm ppm ppm Th/U U [%] U [%] Rho Pb [%] U abs U abs Pb abs Conc 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

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

102

Table 3. Summary of the geochronological data of the four samples investigated in Peixoto de Azevedo region.

Sample unit Unit Group Method Age (Ma)

U-Pb PFS-022 Equigranular biotite granites Gringo Granitoids 2037±5.9 LA-ICP-MS

U-Pb PET-005 Phyric plagioclase dacites Naiuram rocks 2012±13 LA-ICP-MS

Braço Norte garnet-muscovite Braço Norte U-Pb PET-002 2006.4±7.1 leucogranites leucogranites LA-ICP-MS

Hornblende quartz- U-Pb PFS-066 Hornblende quartz-diorites 1981.2±8.1 diorites LA-ICP-MS

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 103

(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 104

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). 105

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 106

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 107

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 108

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 109

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. 110

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.

111

10. References ALMEIDA, F.F.M.; HASUI, Y.; BRITO NEVES B.B; FUCK, R.A. 1981. Brazilian structural provinces: an introduction. Earth Sci. Ver. 17, 1-29. ASSIS, R.R. 2011. Depósitos auríferos associados ao magmatismo granítico do Setor leste da província de Alta Floresta (MT), Cráton Amazônico: Tipologia das mineralizações, modelos genéticos e implicações Prospectivas. Instituto de Geociências, Universidade 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 fonte dos fluidos. Instituto de Geociências, Universidade Estadual de Campinas. PhD thesis. ASSUNÇÃO, R.F.S; KLEIN, E.L. 2014. The Moreira Gomes deposit of the Cuiú Cuiú goldfield: Fluid inclusions and stable isotope constraints and implications for the genesis of granite-hosted gold mineralization in the Tapajós Gold Province, Brazil, Journal of South Amerian Earth Sciences 49: 85-105. BARBARIN, B. 1990. Granitoids; main petrogenetic classifications in relation to origin and tectonic setting. Geol. J. 25, 227-238. BARBARIN, B. 1999. A review of the relationships between granitoid types, their origins and their geodynamic enviroments. Lithos 46: 605-626. BARBUENA, D. 2012. Processamento e modelagem de dados geofísicos e imagens Aster aplicados à interpretação geológica e prospecção mineral na província aurífera de Alta Floresta, MT. Instituto de Geociências, Universidade Estadual de Campinas, Master thesis. BARD, J.P. 1986. Microtextures of Igneous and Metamorphic Rocks. Dordrecht: Reidel. BARROS, H; ESPARZA, M.L.C; WONG, M; MORI, V. 2009. Espectrometría de masas com plasma inductivamente acoplado. In: Litter, Marta; Armienta, M. A; Farías, S. S. Metodologías analíticas para la determinación y especiación de arsénico en aguas y suelos. Buenos Aires, CYTED, p.113-138, ilus. BETTENCOURT, J.S; JULIANI, C; XAVIER, R.P; MONTEIRO, L.V.S; NETO, A.C.B; KLEIN, E.L; ASSIS, R.R; LEITE JR., W.B.L; MORETO, C.P.N; FERNANDES, C.M.D; PEREIRA, V.P. 2016. Metallogenetic systems associated with granitoid magmatism in the Amazonian Craton: An overview of the present level of understanding and exploration significance. Journal of South American Earth Sciences, 68, 22-49.

BITENCOURT, M.F; NARDI, L.V.S. 2000. Tectonic setting and sources of magmatism related to Southern Brazilian Shear Belt. Rev. Bras. Geoc. 30, 184-187. BONIN, B. 1982. Les granites des complexes annularies. BRGM, Manuels et Méthodes, Paris, (4), 182p. BOYNTON, W.V., 1984. Geochemistry of the rare earth elements: meteorite studies, in: Henderson, P. (Ed.), Rare-Earth Element Geochemistry. Elsevier, pp. 63-114. 112

BLENKINSOP, T. 2002. Deformation Microstructures and Mechanisms in Minerals and Rocks. Department of Geology, University of Zimbabwe, Harane Zimbabwe. BÜTTNER, S.H. 1999. The geometric evolution of structures in granite during continous deformation from magmatic to solid-state conditions: An example from the central European Variscan Belt. American Mineralogist, Volume 84, pages 1781-1792. CHANG, Z; VERVOORT, J.D; KNAACK, C. 2006. U-Pb dating of zircon by LA-ICP-MS. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, v. 7, no. 5, 14 p. CHAPPELL, B.W; WHITE, A.J.R. 1974. Two contrasting granite types. Pacific Geology 8, 173-174. CHAPPELL, B.W; WHITE, A.J.R. 2001. Two contrasting granite types: 25 years later. Autralian Journal of Earth Sciences, 48, 489-499. CHAPPELL, B.W; WHITE, A.J.R; WYBORN, D. 1987. The importance of residual source material (restite) in granite petrogenesis. Journal of Petrology, 28: 1111-1138. CORDANI, U.G; BRITO NEVES, B.B. 1982. The geologic evolution of South America during the Archean and early Proterozoic. Revista Brasileira de Geociências. 12, 78- 88. CORDANI, U.G; TEIXEIRA, W; D’AGRELLA-FILHO, M.S; TRINDADE, R.I. 2009. The position of the Amazonian Craton in Supercontinents. Gondwana Research, 15 (2009) 396-407. COTTA, A.J.B; ENZWEILER, J. 2012. Classical and New Procedures of Whole Rock Dissolution for Trace Element Determination by ICP-MS. Geostandards and Geoanalytical Research, v.36, p.27-50. COTTIN, J.Y.; LORAND, J.P.; AGRINIER, P.; BODINIER, J.L.; LIÉGEOIS, J.P. 1998. Isotopic (O, Sr, Nd) and trace element geochemistry of the Laouni layered intrusions (Pan-African belt, Hoggar, Algeria): evidence for post-collisional continental tholeiitic magmas variably contaminated by continental crust. Lithos 45, 197-222. COUTINHO, M.G.N. 2008. Província Mineral do Tapajós: Geologia, metalogenia e mapa previsional para ouro em GIS. Brasília, Serviço Geológico do Brasil, CPRM. CUNHA, F.S.S. 1996. Análise geométrica e estatística de lineamentos aplicada à pesquisa mineral: o caso região de Porto Nacional (TO). Dissertação de Mestrado. PPGEMM- UFRGS, Porto Alegre. DARENNE, M.A; SCHOBBENHAUS, C. 2001. Metalogênese do Brasil. (Ed) UnB, Brasilia, 393p. DE LA ROCHE, H; LETERRIER, J; GRANDCLAUD, P; MARCHAL, M. 1980. A classification of volcanic and plutonic rock using R1-R2 diagrams and major element analysis – its relationshiops with current nomenclature. Chemical Geology, 29: 183- 210. DUARTE, T.B; RODRIGUES, J.B; RIBEIRO, P.S.E; SCANDOLARA, J.E. 2012. Tectonic evolution of the Juruena magmatic arc between the Aripuanã and Juruena rivers: northwest Mato Grosso State, Brazil. Revista Brasileira de Geociências, 42 (4): 824- 840. 113

EBY, G.N. 1990. The A-type granitoids: A review of their occurrence and chemical characteristics and speculations on their petrogenesis. Lithos, 26: 115-134. EBY G.N. 1992. Chemical sudbision of the A-type granitoids: Petrogenetic and tectonic implications. Geology, 20:641-644. EBY G.N. 2006. Chemical subdivision of the A-type Granites and Petrogenetic Pathways, in: Symposium on magmatism, Crustal Evolution, and Metallogenesis of the Amazonian Craton, Abstracts Volume and Field Trips Guide. IGCP-510, Belém, Brazil. FERNANDES, C.M.D; JULIANI, C; MONTEIRO, L.V.S; LAGLER, B; ECHEVERRI- MISAS, C.N. 2011. High-K calc-alkaline to A-type fissure-controlled volcano- plutonism of the São Felix do Xingu region, Amazonian craton, Brazil: exclusively crustal sources or only mixed Nd model ages? J. South Am. Earth Sci. 32, 351-368. FLORISBAL, L.M.; JANASI, V.; BITENCOURT, M.F; NARDI, L.V.S.; HEAMAN, L. 2012. Contrasted crustal sources as defines by whole-rock and Sr-Nd-Pb isotope geochemistry of Neoproterozoic early post-collisional granitic magmatism within the Southern Brazilian Shear Belt, Camboriú, Brazil. Journal of South America Earth Science, 39: 24-43. FROST, B.R; BARNES, C.G; COLLINS, W.J; ARCULUS, R.J; ELLIS, D.J; FROST, C.D. 2001. A Geochemical Classification for Granitic Rocks. J. Pet. 42: 2033-2048. FROST C.D.; FROST, B.R. 2011. On Ferroan (A-type) Granitoids: their Compositinal Variability and Modes of Origin. Journal of Petrology, Volume 32, numer 1, pages 39- 53. GERALDES, M.C.; VAN SCHMUS, W.R.; CONDIE, K.C.; BELL, S.; TEIXEIRA, W.; BABINSKI, M. 2001. Proterozoic Geologic Evolution of the SW part of the Amazonian Craton in Mato Grosso State, Brazil. Precambrian Research, 111: 91-128. HAGAN, R.C. 1982. X-Ray-Fluorescence Analysis Major Elements in Silicate Minerals. Los Alamos, New Mexico, Los Alamos National Laboratory Report LA-9400-MS, 13 p. JICA/MMAJ. 2000. Metal Mining Agency of Japan/Japan International Cooperation Agency. Report on the Mineral Exploration in the Alta Floresta Area, Brazil, Final report, Projeto Alta Floresta – MT, Japan, March, 137p. JULIANI, C; CARNEIRO, C.C; CARREIRO-ARAÚJO, S.A; FERNANDES, C.M.D; MONTEIRO, L.V.S; CROSTA, A.P. 2013. Estruturação dos arcos magmáticos paleoproterozóicos na porção sul do Craton Amazônico: implicações geotectônicas e metalogenéticas. In: Simposio de Geologia da Amazônia, 13, Anais. SBG/Núcleo Norte, Belém, PA, Brasil (CD-ROM). JULIANI, C; RYE, R.O; NUNES, C.M.D; SNEE, L.W; SILVA, R.H.C; MONTEIRO, L.V.S; BETTENCOURT, J.S; NEUMANN, R; NETO, A.A. 2005. Paleoproterozoic high- sulfidation mineralization in the Tapajós gold province, Amazonian Craton, Brazil: geology, mineralogy, alunite argon age, and stable-isotope constraints. Chemical Geology, 215, 95-125.

114

JULIANI, C; VASQUEZ, M.L; KLEIN, E.L; VILLAS, R.N.N; ECHEVERRI-MISAS, C.M; SANTIAGO, E.S.B; MONTEIRO, L.V.S; CARNEIRO, C. de C; FERNANDES, C.M.D; USER, G. 2014. Metalogênese da Província Tapajos. In: Silva, M.G., Rocha Neto, M.B., Jost, H., Kuyumjian, R.M. (Eds.), Metalogênese das Províncias Tectônicas Brasileiras, Programa Geologia do Brasil, Recursos Minerais, Serviço Geológico do Brasil, CPRM, pp. 229e263. KASSOU, A; ESSAHLAOUI, A; AISSA, M. 2012. Extraction of Structural Lineaments from Satellite Images Landsat 7 ETM+ of Tighza Mining District (Central Morocco). Research Journal of Earth Sciences 4 (2): 44-48. KRETZ, R.1983. Symbols of rock-forming minerals. American Mineralogist, 68, 277-279. KRUHL, J.H. 1996. Prism- and basal-plane parallel subgrain boundaries in quartz; a microstructural geothermobarometer. J Metam Geol 14:581-589. LAMARÃO, C.N. 2001. Geologia, geoquímica e geocronologia do magmatismo paleoproterozóico da região de Vila, Província Aurífera do Tapajós, Cráton Amazônico. Centro de Geociência, Universidade Federal do Pará. Belém, Pará, Tese de Doutorado. 285 p. LAMARÃO, C.N.; DALL’AGNOL, R.; LAFON, J.M.; LIMA, E.F. 2002. Geology, geochemistry, and Pb-Pb zircon geochronology of the Paleoproterozoic magmatismo f Vila Riozinho, Tapajós gold Province, Amazonian Craton, Brazil. Precam. Res. 199, 189-223. LAMEYRE, J; BOWDEN, P. 1982. Plutonic rock type series: discriminations of various granitoid series and related rocks. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 14:169-186. LIÉGEOIS, J.P; NAVEZ, J; HERTOGEN, J; BLACK, R. 1998. Contrasting originof post- collisional high-K calc-alkaline and shoshonitic versus alkaline and peralkaline granitoids. The use of sliding normalization. Lithos 45: 1-28. LINGE, K.L; JARVIS, K.E. 2009. Quadrupole ICP-MS: Introduction to Instrumentation, Measurement Techniques and Analytical Capabilities. Geostandards and Geoanalytical Research, v. 33, p. 445-467. LONGERICH, H.P; JENNER, G.A; FRYER, B.J; JACKSON, S.E. 1990. Inductively coupled plasma-mass spectrometric analysis of geological samples: A critical evaluation based on case studies. Chemical Geology, 83: 105-118. MANIAR, P.D.; PICCOLI, P.M. 1989. Tectonic discrimination of granitoids. Geological Society of America Bulletin, v. 101, p. 635-643. MCPHIE, J; DOYLE, M; ALLEN, R. 1993. Volcanic textures: a guide to the interpretation of textures in volcanic rocks. University of Tasmania, Hobart, Tasmania, 196 p. MEDEIROS, V.C.; MEDEIROS, W.E.; SÁ, E.F.J. 2004. Utilização de imagens aerogamaespectrométricas, Landsat 7 ETM+E aeromagnéticas no estudo do Arcabouço crustal da porção central do domínio da zona transversal, Província Borborema, Ne do Brasil. Revista Brasileira de Geofísica 29 (1): 83-97.

115

MESQUITA, M.J; TEIXEIRA, R; TREVISAN, V.G; XAVIER, R.; ASSIS, R; QUISPE. P; MORETTO, M; SCHMIDIT, V; MATOS, J.H.S.N; AGNOLETTO, E; PAES DE BARROS, A.J; MIGUEL JR, E. 2015. Gold deposits in ductile shear zone of the Paleoproterozoic Alta Floresta Province (Brazil). In: 13th SGA Biennial Meeting, 2015, Nancy. ANAIS 13th SGA Biennial Meeting, 2015. MIGUEL JR, E. 2011. Mineralizações auríferas do lineamento Peru-Trairão, Província Aurífera de Alta Floresta-MT: Controle estrutural e idade U-Pb das rochas hospedeiras. Instituto de Geociências, Universidade Estadual de Campinas, Master thesis. MIDDLEMOST, E.A.K. 1985. Magmas and magmatic rocks: An introduction to igneous petrology. Longman. Inc., New York, 266p. MINUZZI, O.R.R. ; BASTOS NETO, A.C. ; FORMOSO, M.L.L. ; ANDRADE, S. ; JANASI, V.A. ; FLORES, J.A. 2008. Rare earth element and yttrium geochemistry applied to the genetic study of cryolite ore at the Pitinga Mine (Amazon, Brazil). Anais da Academia Brasileira de Ciências. 80(4): 719-733. MOURA, M.A. 1998. O maciço granítico Matupá no depósito de Ouro Serrinha (MT): Petrologia, alteração hidrotermal e metalogenia. Instituto de Geociências, Universidade de Brasília; PhD thesis. MORETON, L.C; MARTINS, E.G. 2005. Geologia e Recursos Minerais de Alta Floresta. Vila Guarita. Escala 1:250.000. Brasília, Serviço Geológico do Brasil, CPRM, 68p. MOURA, M.A; BOTELHO, N.F. 2006. Granite-Related Paleoproterozoic, Serrinha Gold Deposit, Southern Amazonia, Brazil: Hydrothermal Alteration, Fluid Inclusion and Stable Isotope Constraints on Genesis and Evolution. Society of Economic Geologists, v. 101, pp. 585-605. MWANIKI, M.W; MOELLER, M.S; SCHELLMANN, G. 2015. A comparison of Landsat 8 (OLI) and Landsat 7 (ETM+) in mapping geology and visualizing lineaments: A case study of central region Kenya. The international Archives of the Photogrammetry, Remote Sensing and Spatial Information Sciences, Volume XL-7/W3. pp. 897-903. NAKAYAMA, K; NAKAMURA, T. 2014. x-Ray Fluorescence Spectroscopy for Geochemistry. Tohoku University, Sendai, Japan, Elsevier Ltd. NARDI, L.V.S. 2016. Granitoides e séries magmáticas: o estudo contextualizado dos granitoides. Pesquisas em Geociências, 43 (1): 85-99. NARDI, L.V.S; BITENCOURT, M.F. 2009. A-type granitic rocks in Post-collisional setting in Southernmost Brazil: Their classification and relationship with tectonics and magmatic series. The Canadian Mineralogist, Vol. 47, pp. 1493-1503. PAES DE BARROS, A.J. 1994. Contribuição a geologia e controles das mineralizações auríferas da região de Peixoto de Azevedo-MT. Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo, Master thesis. PAES DE BARROS, A.J. 2007. Granitos da região Peixoto de Azevedo - Novo Mundo e mineralizações auríferas relacionadas – Província Aurífera Alta Floresta (MT). Instituto de Geociências, Universidade Estadual de Campinas. PhD Thesis. PASSCHIER, C.W; TROUW, R.A.J. 2005. Microtectonics. Springer, Berlin. 116

PATERSON, S.R; VERNON, R.H; TOBISH, O.T. 1989. Areview of criteria for identification of magmatic and tectonic foliations in granitoids. Journal of Structural Geology 11, 349-363. PEARCE, J. 1996. Sources and setting of granitic rocks. Edpisodes 19, 120-125. PEARCE, J.; HARRIS N.B.W.; TINDLE A.G. 1984. Trace element diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology, 25(4), 956-983. PHANI, P.R.C; JAYARAM, T; JAYALAKSHMI, G. 2014. An analysis of lineaments and mineral occurrences of Veligallu Schist Belt and surroundings, Eastern Dharwar Craton, India using Remote Sensing & GIS. Journal of Multidisciplinary Engineering Science and Technology (JMEST), Vol. 1 Issue 5, pp.198-204. PINHO, M.A.S.B; CHEMALE JR., F; SCHMUS, R. V; PINHO, F.E.C. 2003. U-Pb and Sm- Nd evidence for 1.76-1.77 Ga magmatism in the Moriru region, Mato Grosso, Brazil: implications for province boundaries in the SW Amazon Craton. Precambrian Research, 126: 1-25. PITCHER, W.S. 1993. The nature and origin of granite. Chapman & Hall, London, 321p. POTTS, P.J; WEBB, P.C. 1992. X-ray fluorescence spectrometry. Journal of Geochemical Exploration, 44: 251-296. PRADO, E.S.; BARROS, M.A.S.A.; PINHO, F.E.C.; PIEROSAN, R. 2013. Granito Terra Nova – petrologia e geocronologia: um granite tipo-A da Província Aurífera Alta Floresta – Cráton Amazônico. Brazilian Journal of Geology, 43(1): 101-116. RAMLI, M.F; YUSOF, N; YUSOFF, M.K; JUAHIR, H; SHAFRI, H.Z.M. 2010. Lineament mapping and its application in landslide hazard assessment: a review. Bull Eng Geol Environ 69: 215-233. RAMSAY, J.G. 1980. Shear zone geometry: a review. Journal of Structural Geology, vol. 2, pp. 83 to 99. RIBEIRO, P.S.E; DUARTE, T.B. 2010. Geologia e Recursos Minerais das Folhas Guariba e Rio Aripuanã. Projeto Noroeste-Nordeste de Mato Grosso; Programa Geologia do Brasil (PGB). Goiânia: CPRM, 248p., escala 1:250.00. RIBEIRO, V.B; MANTOVANI, M.S.M; LOURO, V.H.A. 2013. Aerogamaespectrometria e suas aplicações no mapeamento geológico. Terrae Didática, v. 10, pp. 585-605. RICCI, P. DOS S.F; VASQUEZ, M.L; SANTOS, A; KLEIN, E.L; JORGE JOÃO, X. DA S; MARTINS, R.C. 1999. Suíte Intrusiva Creporizão-Provincia Tapajós: proposta e critérios de definição. In: Simpósio de Geologia da Amazônia, 6, Manaus, Boletim de resumos expandidos.Manaus: SGB, 1999. p. 519-522. RODRIGUES, R.M. 2012. Caracterização geológica e metalogenética do depósito X1- província aurífera de Alta Floresta, região de Matupá (MT). Instituto de Geociências, Universidade Estadual de Campinas. Master Thesis. ROLLINSON, H.R. 1993. Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Longman Scientific and Techincal, New York, 352p. ROSENBERG C.L.; STÜNITZ H. 2003. Deformation and recrystallization of plagioclase along a temperature gradient: an example from the Bergell tonalie. Journal of Structural Geology, 25. 389-408. 117

SANTOS, J.O.S; BREEMEN, O.B.V; GROVES, D.I; HARTMANN, L.A; ALMEIDA, M.E; MCNAUGHTON, N.J; FLETCHER, I.R. 2004. Timing and evolution of multiple Paleoproterozoic magmatic arcs in the Tapajós Domain, Amazon Craton: constraints from SHRIMP and TIMS zircon, baddeleyite and titanite U-Pb geochronology. Precambrian Research, 131, 73-109. SANTOS, J.O.S; HARTMANN, L.A; GAUDETTE, H.E; GROVES, D.I; MCNAUGHTON, N.J; FLETCHER, I.R. 2000. A New Understanding of the Provinces of the Amazon Craton Based on Integration of Field Mapping and U-Pb and Sm-Nd Geochronology. Gondwana Research, V. 3, No. 4, pp. 453-488. SANTOS, J.O.S; GROVES, D.I; HARTMANN, L.A; MOURA, M.A; MCNAUGHTON, N.J. 2001. Gold deposits of the Tapajós and Alta Floresta Domains, Tapajós-Parima orogenic belt, Amazon Craton, Brazil. Mineralium Deposita, 36, 278-299. SANTOS, R.A., COUTINHO, M.G.N. 2008. Geologia estrutural. In: Coutinho, M.G.N. (Ed.), Província Mineral do Tapajós: Geologia, Metalogenia e Mapa Previsional para Ouro em SIG. CPRM – Serviço Geológico do Brasil, Rio De Janeiro, pp. 97-135. SANTOS, T.C. 2015. Petrografia e geoquímica do granito matupá, relacionado com a mineralização do tipo Ouro-Serrinha da província aurífera Alta Floresta (MT). Trabalho de Conclusão de Curso, Instituto de Geociências, Universidade Estadual de Campinas. SILVA, F.R. 2014. Geoquímica e geocronologia U-Pb (SHRIMP) de granitos da região de Peixoto de Azevedo – Província Aurífera de Alta Floresta – Mato Grosso. Brazilian Journal of Geology, 44(3): 433-455. SILVA, M.G; ABRAM, M.B. 2008. Projeto metalogenia da Província Aurífera Juruena-Teles Pires, Mato Grosso. Goiâna, Serviço Geológico Brasileiro, CPRM, 212p. SIBSON, R.H. 1977. Fault rocks and fault mechanisms. J. Geol Soc Lond 133: 191-213. SOUZA, J.O; FRASCA, A.A.S; OLIVEIRA, C.C. 2005. Geologia e recursos minerais da folha Alta Floresta (relatório integrado). Escala 1:500.000. Brasília, Serviço Geológico do Brasil, CPRM. STRECKEISEN, A. 1976. To each plutonic rock its proper name. Earth-Science Review, 12:1-33. SUN, S.S; MCDONOUGH, W.F. 1989. Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Geological Society Special Publication, No. 42, pp. 313-345. TASSINARI, C.C.G. 1996. O mapa geocronológico do Cráton Amazônico no Brasil: Revisão dos dados isotópicos. Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo; Tese de Livre Docência. Pp.139. TASSINARI, C.C.G; MACAMBIRA, M.J.B. 1999. Geochronological provinces of the Amazonian Craton. Episodes, 22(3):174-182. TEAGLE, D.A.H; NORRIS, R.J; CRAW, D. 1990. Structural Controls on Gold-Bearing Quartz Mineralization in a Duplex Thrust System, Hyde-Macraes Shear Zone, Otago Schist, New Zealand. Economic Geology, vol.85, pp. 1711-1719. 118

TEIXEIRA, R.V. 2015. Rochas hospedeiras e controle estrutural da mineralização aurífera do depósito Peteca, região de Flor da Serra-MT, na província Aurífera de Alta Floresta. Instituto de Geociências, Universidade Estadual de Campinas, THOMSON, E. 1930. Quantitative Microscopic Analysis. University of Toronto. Volume XXXVIII. 30p TREVISAN, V.G. 2015. Estudo comparativo entre mineralizações filonares de Au ± Cu e Au + metais base do setor leste da Província Aurífera de Alta Floresta (MT), Cráton Amazônico Instituto de Geociências, Universidade Estadual de Campinas. Master thesis. VASQUEZ, L.M; KLEIN, E.L. 2000.Geologia e recursos minerais da folha Rio Novo. Escala 1:250.000. Brasília, Serviço Geológico do Brasil, CPRM. VASQUEZ, M.L.; ROSA-COSTA, L.T. 2008. Geologia e Recursos Minerais do Estado do Pará; Sistema de Informações Geográficas e SIG: texto explicativo dos mapas Geológico e Tectônico e de Recursos Minerais do Estado do Pará. Escala 1:1. 000.000. CPRM, Belém. VERNON, R.H. 2004. A practical guide to rock microstructure. Department of Earth and Planetary Sciences, Macquarie University, Sydney. WHALEN, J.B.; CURRIE, K.L.; CHAPPELL, B.W., 1987. A-type granites: geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis. Contributions to Mineralogy and Petrology 95, 407-419. WHITNEY, D.L; EVANS, B.W. 2010. Abbreviations for names of rock- forming minerals. American Mineralogist, Volume 95, pages 185-187. WILSON, M. 1989. Ingeous Petrogenesis. A global tectonic approach. Unwin Hyman. Londres, 466 pg. XAVIER, R.P; ASSIS, R.R; CREASER, R; PAES DE BARROS, A.J; MIGUEL JR, E; TREVISAN, V.G; SERRATO, A; BARROS, M.A.S.A; PINHO, F.E.C. 2013. Timing of gold metallogeny in the Alta Floresta Gold Province: Evidence from pyrite and molybdenite Re-Os Isotopic Dating. 13º Simpósio de Geologia da Amazônia, 4p. XIA, X; SUN, M; ZHAO, G; LI, H; ZHOU, M. 2004. Spot zircon U-Pb isotope analysis by ICP-MS coupled with a frequency quintupled (213 nm) ND-YAG laser system. Geochemical Journal, Vol. 38, pp. 191 to 200.

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ANEXO 02

Mapa geológico da Região de Peixoto de Azevedo

120

121

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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