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UNIVERSIDADE ESTADUAL DE CAMPINAS
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
PAVEL EMIL CAÑABI QUISPE
GEOLOGIA, GEOQUÍMICA E GEOCRONOLOGIA DOS GRANITOIDES
FOLIADOS E ROCHAS SUBVULCÂNICAS DA REGIÃO DE PEIXOTO DE
AZEVEDO SETOR LESTE DA PROVÍNCIA AURÍFERA DE ALTA FLORESTA,
MATO GROSSO
CAMPINAS
2016
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 catalográficaUniversidade Estadual de CampinasBiblioteca do Instituto de GeociênciasCássia Raquel da Silva - CRB 8/5752
Quispe, Pavel Emil Canabi, 1985-Q48g QuiGeologia, geoquímica e geocronologia dos granitoides foliados e
rochas subvolcânicas da região de Peixoto de Azevedo Setor Leste da Província Aurífera de Alta Floresta, Mato Grosso / Pavel Emil Canabi Quispe. – Campinas, SP : [s.n.], 2016.QuiOrientador: Maria José Maluf de Mesquita.QuiDissertação (mestrado) – Universidade Estadual de Campinas, Instituto deGeociências.
Qui1. Outo - Minas e mineração - Alta Floresta (MT). 2. Crátons - Amazonia. 3.Magmatismo. 4. Cisalhamento. 5. Geocronologia. 6. Peixoto de Azevedo (MT).I. Mesquita, Maria José,1961-. II. Universidade Estadual de Campinas. Institutode Geociências. III. Título.
Informações para Biblioteca Digital
Título em outro idioma: Geology, geochemistry, geochronology of foliated granitoids and subvolcanic rocks of Peixoto de Azevedo region, Alta Floresta Gold Province, Mato GrossoPalavras-chave em inglês:Gold - Mines and mining - Alta Floresta (MT)Craton - AmazonMagmatismShearGeochronologyPeixoto de Azevedo (MT)Área de concentração: Geologia e Recursos NaturaisTitulação: Mestre em GeociênciasBanca examinadora:Maria José Maluf de Mesquita [Orientador]Roberto Perez XavierCaetano JulianiData de defesa: 25-08-2016Programa de Pós-Graduação: Geociências
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UNIVERSIDADE ESTADUAL DE CAMPINAS
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS NA
ÀREA DE GEOLOGIA E RECURSOS NATURAIS
AUTOR: Pavel Emil Cañabi Quispe
“Geologia, Geoquímica e Geocronologia dos Granitoides Foliados e Rochas
Subvulcânicas da Região de Peixoto de Azevedo Setor Leste da Província
Aurífera de Alta Floresta, Mato Grosso
ORIENTADORA: Profa. Dra. Maria José Maluf de Mesquita
Aprovado em: 25 / 08 / 2016
EXAMINADORES:
Profa. Dra. Maria José Maluf de Mesquita
Prof. Dr. Roberto Perez Xavier
Prof. Dr. Caetano Juliani
A Ata de Defesa assinada pelos membros da Comissão Examinadora,
consta no processo de vida acadêmica do aluno.
Campinas, 28 de agosto de 2016.
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 8. Major element diagrams using SiO2 as differentiation index for foliated granitoids
and volcanic/sub-volcanic rocks of the Peixoto de Azevedo region. All data in wt. %. Symbols
as in figure 7. ............................................................................................................................ 90
Figure 9. Chosen trace element (Zr, Y, Nb, Ni, Sr, Rb, Ba) diagrams using SiO2 as
differentiation index for foliated granitoids and volcanic/sub-volcanic rocks of the Peixoto de
Azevedo region. All data in wt. %. Symbols as in figure 7. ...................................................... 91
Figure 10. Chondrite normalized REE patterns (Boynton, 1984) for foliated granitoids and
volcanic/sub-volcanic rocks of the Peixoto de Azevedo region: (a) Hornblende quartz-
diorites, biotite tonalites and Naiuram granodiorites and dacites; (b) Braço Norte
leucogranites; (c) Gringo granitoids and Cruzeiro biotite granites; and (d) Batistão volcanic
to sub-volcanic. Symbols as in figure 7. ................................................................................... 92
Figure 11. Spidergram normalized to OIB (Sun & McDonough, 1989) for foliated granitoids
and volcanic/sub-volcanic rocks of the Peixoto de Azevedo region: (a) Hornblende quartz-
diorites, biotite tonalites and Naiuram granodiorites and dacites; (b) Braço Norte
leucogranites; (c) Gringo granitoids and Cruzeiro biotite granites; and (d) Batistão volcanic
to sub-volcanic. Symbols as in figure 7. ................................................................................... 93
Figure 12. Tectonic discrimination diagrams for foliated granitoids and volcanic/sub-
volcanic rocks of the Peixoto de Azevedo region (a) Rb-(Y+Nb) and (b) Nb-Y diagrams by
Pearce et al., 1984. Fields for syn-collision (syn-COLG), volcanic arc (VAG), within plate
(WPG), and ocean ridge (ORG). Symbols as in figure 7. ........................................................ 94
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
18
1. APRESENTAÇÃO
A presente dissertação de mestrado encontra-se dividida em duas partes. A primeira
parte compreende introdução da área, materiais e metodos, contexto geológico e uma breve
apresentação dos resultados. A segunda parte (Anexo 1) é apresentada na forma de artigo
científico a ser submetido a revista Journal of South America Earth Science, o qual contém os
resultados petrográficos, geoquímicos e geocronológicos das rochas foliadas e subvulcânicas.
Os demais anexos incluem o mapa geológico (Anexo 2), mapa estrutural (Anexo 3) e o mapa
de pontos (Anexo 4).
1.1 Introdução
O Cráton Amazonas hospeda preciosos depósitos de terras raras e metais base de
classe mundial, que são associados às principais províncias metalogénicas (Bettencourt et al,
2016), tais como: depósitos importantes de terras raras e metais raros encontrados na
província de Parima (e.g. Depósito de Pitinga ); os maiores depósitos de ouro, cobre-ouro e
metal base encontrados na província Arqueana de Carajás (e.g. Depósito de Pojuca); e
depósitos de ouro nas províncias auríferas Paleo-Mesoproterozóica Tapajós e Alta Floresta
(e.g. Depósitos Ouro Roxo e Serrinha; Bettencourt et al. 2016, Dardenne et al. 2001, Minuzzi
et al. 2008).
A Província Aurífera Alta Floresta (PAAF) insere-se entre as províncias
geocronológicas Ventuari-Tapajós e Rio Negro-Juruena (Santos et al., 2000), na porção
centro-sul do Cráton Amazonas (Silva & Abram 2008), onde configura uma área alongada de
direção NW-SE por mais de 500 km, limitada a norte pelo gráben do Cachimbo e a sul pelo
gráben dos Caiabis. A PAAF consiste de granitos e vulcânicas de idade Paleoproterozóica
(2,01-1,75 Ga), gerados em ambiente de arco magmático (Tassinari e Macambira 1999,
Santos et al. 2000, Paes de Barros 2007, Souza et al. 2005).
Na província, três grupos de depósitos e ocorrências auríferos primários foram
identificados (Xavier et al. 2013, Mesquita et al. 2015): (1) depósitos de Au ± Cu
disseminados; (2) depósitos de Au ± Cu, tipo veio em cisalhamento dúctil; e (3) depósitos de
Au + metais base, tipo veio em ambiente rúptil. A grande maioria destas mineralizações está
espacial e temporalmente relacionada a suítes graníticas paleoproterozóicas do tipo I, de
afinidade cálcio-alcalina, de médio a alto K, metaluminosa a peraluminosa, e de composição
tonalita-granodiorita a sienogranita, e muito mais subordinadamente por sequências alcalinas
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.
Unidade Rocha Amostra Localização geográfica 1
1
2
2
3
3
4
4
Biotita tonalito Biotita tonalita PFS-073 Afloramento: 714844,9/ 8871397,4 X X X
Hornblenda
quartzo-diorito
Hornblenda
quartzo-diorito
PFS-043 Afloramento: 702658,5/ 8865144,9 X X
PFS-044 Afloramento: 721865,8/ 8871185,3 X X
PFS-066 Afloramento: 704290,4/ 8874225,8 X
X
Granodiorito e
dacito Naiuram
Hornblenda e/ou
biotita granodiorito
GIL-004 Furo NRDHH01 do
depósito Naiuram
(710372,2/8880720,3)
Prof.42,32 m X X
GIL-011 Prof. 88,65 m X X X
GIL-013 Prof. 35,65 m X X
PFS-001 Afloramento: 712681,9/ 8880267 X X X
PFS-002 Afloramento: 710536,8/ 8879873,6 X X
Plagioclásio dacito
firico PET-005
Furo PTC030 do depósito Peteca
(710665/8881245), na prof.114,39 m X X X X
Leucogranito
Braço Norte
Muscovita
Leucogranito
PET-002 Furo PTC030 do depósito Peteca
(710665/8881245), na prof.84,85 m X X X X
NRDHH03-
001
Furo NRDHH03 do depósito Naiuram
(710380/8880675), na prof. X X X
LZI-004 Furo LZ001 do depósito Luiz
(710031,1/8883750,5), na prof.68,90 m X X
Graniótides
Gringo
Biotita granito
porfirítico
GRI-010 Furo GR001 do depósito
Gringo
(705998,7/8883860,2)
Prof.107,10 m X X X
GRI-011 Prof. 109,65 m X X
GRI-001 Prof. 39,70 m X X
GRI-003 Prof. 43,50 m X X X
Biotita granito
equigranular
GIL-007 Furo NRDHH01 do depósito Naiuram
(710372,2/8880720,3), na prof. 74,10 m X X
LZI-009
Furo LZ001 do depósito Luiz
(710031,1/8883750,5), na prof. 124,10 m X X X
PFS-022 Afloramento: 706379,5/ 8886319,7 X X
Granada-biotita
granodiorito
PET-001 Furo PTC030 do
depósito Peteca
(710665/8881245)
Prof. 82 m X X X
PET-003 Prof. 93,62 m X X
Biotita granito
Cruzeiro Biotita granito
PFS-031 Afloramento: 702800,0/ 8854057,8 X X X
PFS-034 Afloramento: 703241,3/ 8857389,7 X X X
Vulcânicas e
subvucânicass
Batistão
Quarzo-feldspato
pórfiro PFS-040
Afloramento: 700091,3/ 8864481,6 X X X
riolito
Microesfelurítico
maciço
NRDHH4-
001 Furo NRDHH04 do depósito Naiuram
(710381,9/8880607,7), na prof.66,49 m
X X X
24
Para a abreviatura dos minerais, foi utilizada a proposição por Whitney e Evans
(2010), que se refere a uma expansão da lista de abreviaturas por Kretz (1983) e da
Associação Internacional de Mineralogia. (Tabela 2.1)
Para as análises estruturais, foi importante determinar os tipos de foliação, as rochas
de cisalhamento, assim como a identificação de mecanismo de deformação, microestruturas,
seguindo as nomenclaturas de Sibson (1977), Passchier e Trouw (2005), Blenkinsop (2002), e
Vernon (2004).
b) Análises geoquímica de rocha total
Quarenta amostras representativas de rocha fresca de afloramento e testemunhos de
sondagem foram selecionadas para a análise geoquímica rocha total e determinar os
elementos maiores, menores e traço.
O cuidado da amostragem geoquímica é importante para a pesquisa bem-sucedida,
portanto, veios, alteração hidrotermal e materiais orgânicos foram removidos das amostras,
com a finalidade de reduzir a contaminação. As amostras foram reduzidas a fragmentos de
tamanho menor que 1 cm e posteriormente britados no Jaw Crusher Pulverisette II – Frisch, e
moídos no Planetary Mill Pulverisette 5 – Frisch ou no Vibrating Cup Mill Pulverisette 9 –
Frisch, para obter um tamanho de grão de pó de 75 μm. Este processo gera uma distribuição
de tamanho de partícula uniforme e reduz os efeitos mineralógicos individuais em uma
medição de Fluorescência de Raios X (Nakayama e & Nakamuda, 2014).
Tabela 2.2 Lista de abreviaturas dos minerais.
Simbolo Nome do Mineral Simbolo Nome do Mineral Simbolo Nome do Mineral
Ab Albita Grt Granada Py Pirita
Ap Apatita Ilm Ilmenita Qz Quartzo
Bt Biotita Mc Microclina Ser Sericita
Cal Calcita Ms Musscovita Ttn Titanita
Chl Clorita Or Ortoclasa Tpz Topacio
Ep Epidoto Pl Plagioclasio Zrn Zircão
O pó foi usado para as análises de elementos maiores, menores e traço, com técnicas
de ICP-MS (Espectrometria de massas com fonte de plasma acoplado indutivamente) e FRX
(Fluorescência de Raios X). O processo foi feito no Laboratório de Geoquímica Analítica de
IG / UNICAMP.
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.
26
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.
27
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).
32
Tabela 3.1: continuação.
33
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).
34
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.
35
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.
39
Plagioclásio do tipo andesina ocorre como fenocristais e na matriz. Os fenocristais são
prismáticos com limites arredondados e apresentam mantos de biotita (Fig. 4.5b). Os
fenocristais podem apresentar grandes subgrãos, o que indica alta temperatura de formação
(Fig. 4.5c). Sericita e epidoto são produtos de alteração hidrotermal. O quartzo ocorre
principalmente deformado e recristalizado na matriz, em interstício de plagioclásio. Os grãos
deformados apresentam subgrãos tipo tabuleiro de xadrez, igualmente indicando alta
temperatura de formação.
Figura 4.4. Hornblenda quartzo-dioritos: (a)
amostra de mão com textura heterogranular,
corte não adequado para observar foliação; e
(b) fotomicrografia em LP da foliação
anastomosada marcada pelos agregados
máficos circundando fenocrital de plagioclásio.
40
Agregados máficos são compostos por biotita e titanita e definem ou não a foliação Sn.
A biotita ocorre deformada, com kink bands e limites irregulares a recristalizados (Fig. 4.5b).
Bandas de dilatação também são comuns preenchidas por sericita. O pleocroismo é de
castanho claro a verde escuro.
Granodioritos e dacitos Naiuram (Ngd)
As rochas Naiuram incluem dacitos e granodioritos. Ocorrem na região central e
principalmente a noroeste da área estudada, na região central, em contato inferido com biotita
tonalito, e na região noroeste com os granitóides Gringo. São rochas hospedeiras dos
garimpos Peteca, IPE e Naiuram (Fig. 4.1).
Os minerias máficos variam nos granodioritos, ora dominando hornblenda, ora
dominando biotita. São cinza mesocráticos, de granulação média a grossa (Fig. 4.6a). A
assembleia mineral ígnea consiste de plagioclasio, quartzo, feldspato alcalino, biotita,
hornblenda, zircão e apatita. Os mienrais secundários são quartzo recristalizado, titanita,
epidoto, biotita clorita e minerais opacos. Plagioclásio do tipo oligoclásio ocorre como
Figura 4.5. Biotita tonalito: (a) amostra de mão
de rocha mesocrática com foliação (Sn)
marcada por agregados irregulares de biotita;
(b) fotomicrografia em LP de grãos irregulares
a subarredondados de plagioclásio com limites
sub-arredondados, eonvoltos por biotita
secundária. Biotita primária deformada com
kink bands e limites recristalizados, alterados a
sericita; (c) fenocristal de plagioclásio com
paredes de kink bands com plgioclásio
recristalizado, grandes subgrãos a novos grãos.
b)
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.
42
Braço Norte Leucogranitos (Bnl)
Os leucogranitos Braço Norte ocorrem em extensão pequena, próximo ao depósito
Peteca e foram bastante encontrados em testemunho de sondagem.
São rochas cinza-claras, heterogranular, e granulação média a grossa (Fig. 4.7a). A
foliação é espaçada, marcada pelo estiramento de feldspato potássico e muscovita. A
assembleia mineral ígnea consiste em quartzo, ortoclasio, plagioclasio, biotita, muscovita,
granada, zircão e apatita. Os minerais secundários são sericita, clorita e opacos.
Feldspato alcalino e raro plagioclásio ocorrem como fenocristais e na matriz. Os grãos
são substituídos por (Fig. 4.7b). Quartz ocorre eminentemente como grãos deformados, com
subgrãos alongados e a recristalizados.
Biotita, em contato reto com granada, tem pleocroismo marrom pálido a incolor,
ambas bastante transformadas em clorita e sericita. A granada é arredondada a anédrica
(60μm a 1,5 mm) e apresenta sombra de pressão e fraturas preenchidas por sericita e clorita
(Fig. 4.7c). Muscovita e biotita tem hábito lamelar com limites irregulares e alteram para
sericita fina e clorita.
Figura 4.7. Muscovita leucogranito Braço
Norte: (a) amostra de mão do leucogranito com
foliação marcada por alinhamento fino de
feldspatos envolvendo granada. Notar forte
silicificação; (b) fotomicrografia em luz
polarizada (LP) de plagioclásio afetado por
forte alteração potássica (microclinização).
Granada arredondada e plagioclásio alterados
a sericita; (c) fotomicrografia em LP de
agregados de muscovita, biotita alterada a
clorita e pedaços de granada envoltos por
sericita.
b)
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.
50
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.
51
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.
53
Tabela 4. 1 Dados de geoquímica de rocha total das rochas da região de Peixoto de Azevedo.
Grupo
Hornblenda quartzo-diorito
Biotita tonalito
Granodioritos e dacitos Naiuram
Unid
Hornblenda e/ou biotita granodiorito
Plagioclá-sio dacito
fírico
no. PFS-043 PFS-044
PFS-073
GIL-011 GIL-013 GIL-004 PFS-001 PFS-002
PET-005
SiO2 53.45 52.78
64.37
62.26 59.52 60.84 57.92 61.20
63.45
TiO2 1.303 1.523
0.592
1.232 0.731 0.268 0.730 0.721
0.229
Al2O3 17.74 19.17
17.74
14.5 15.33 20.29 17.64 18.03
17.85
Fe2O3t 8.31 8.54
4.01
6.64 7.17 3.32 6.52 5.84
2.18
MnO 0.124 0.12
0.043
0.081 0.157 0.074 0.126 0.053
0.031
MgO 4.60 3.18
1.78
4.15 4.87 1.59 3.55 2.22
2.17
CaO 7.35 7.12
3.13
4.23 5.68 4.82 5.11 4.13
5.24
Na2O 4.37 4.68
4.13
3.05 3.40 5.85 4.3 4.50
4.55
K2O 1.59 1.57
3.45
2.55 1.76 1.61 2.34 2.36
1.48
P2O5 0.250 0.577
0.080
0.126 0.210 0.349 0.295 0.342
0.082
LOI 0.830 0.56
0.810
0.84 1.070 0.8 1.48 0.63
3
Total 99.917 99.820
100.135
99.659 99.898 99.811 100.011 100.026
100.262
Ga/Al 2.482 2.405
2.333
2.385 2.120 2.552 2.485 2.599
1.905
Ba 546 1492
1215
348 351 331 714 1420
302
Sr 593 870
454
224 278 412 712 677
352
Y 31 23.9
18.9
10 20.3 11.6 23.9 12.1
2.4
Sc 17.33 -
5.09
15.95 - - 14.38 -
4.10
Zr 111 336
59
164 140 145 160 172
45
Be 4.18 -
0.76
1.78 - - 2.26 -
0.25
V 171 177
80
83 135 39 103 81
34
Cr 34 9.1
27.4
203 234 19.3 80 31
30
Co 28.7 -
8.69
20.2 - - 14.9 -
9.37
Ni 61.8 14.1
8.9
59 35 8.3 34 9.2
20.6
Cd 0.08 -
0.04
0.18 - - 0.12 -
0.01
Cu 50 23.9
47
13.1 12.9 4.8 41 13.6
2.4
Li 27.6 -
22.3
39.7 - - 22.2 -
16.3
Zn 98 100
47
112 109 62 105 89
31
Ga 23.3 24.4
21.9
18.3 17.2 27.4 23.2 24.8
18
Rb 71 40
104
126 83 63 116 95
54
Nb 18.5 14.7
10.4
17.1 11.6 6.3 9.2 9.9
2.3
Mo 1.18 -
0.18
0.25 - - 0.20 -
0.24
Sn 2.76 -
1.32
3.53 - - 3.63 -
0.32
Sb 0.09 -
0.03
0.08 - - 0.10 -
0.10
Cs 2.94 -
1.59
1.46 - - 2.46 -
0.37
Hf 3.96 -
1.10
4.49 - - 3.29 -
1.01
Ta 0.96 -
0.65
0.43 - - 0.52 -
0.10
W 0.81 -
0.36
0.33 - - 4.53 -
0.16
Pb 14.1 8.5
25.8
11.1 19.7 17.5 15.9 14.7
6.4
Bi 0.06 -
<LD
<LD - - 0.19 -
<LD
Th 8.07 -
39.1
0.61 - - 0.45 -
0.85
U 4.87 -
1.36
0.33 - - 0.75 -
0.37
La 47.0 -
83.5
16.3 - - 13.5 -
3.98
Ce 93.0 -
155
32.1 - - 34.4 -
8.15
Pr 10.8 -
17.7
3.67 - - 4.74 -
1.02
Nd 38.5 -
59.4
14.5 - - 20.6 -
3.99
Sm 6.70 -
9.07
3.01 - - 4.80 -
0.80
Eu 1.72 -
1.09
0.79 - - 1.07 -
0.26
Gd 5.89 -
6.46
2.65 - - 4.07 -
0.60
Tb 0.84 -
0.70
0.40 - - 0.65 -
0.08
Dy 5.18 -
3.45
2.35 - - 4.12 -
0.47
Ho 1.03 -
0.57
0.43 - - 0.80 -
0.09
Er 2.70 -
1.31
1.04 - - 2.18 -
0.26
Tm 0.40 -
0.15
0.14 - - 0.33 -
0.03
Yb 2.73 -
0.81
0.82 - - 2.12 -
0.21
Lu 0.46 -
0.12
0.12 - - 0.31 -
0.04
54
Tabela 4.1. Continuação
Grupo Leucogranitos Braço Norte
Granitóides Gringo
Unid
Biotita granito porfirítico
Biotite granito equigranular
Granada-biotita granodiorito
no. PET-002
NRDHH03-001
LZI-004
GRI-010
GRI-011
GRI-003
GRI-001
GIL-007
LZI-009 PET-001
PET-003
SiO2 73.02 75.19 72.72
72.8 71.00 72.43 70.57
70.22 72.14
67.83 70.93
TiO2 0.031 0.078 0.159
0.113 0.194 0.202 0.24
0.182 0.217
0.309 0.313
Al2O3 14.46 13.09 14.85
14.00 14.54 14.45 14.75
15.83 14.68
16.06 15.08
Fe2O3t 0.7 0.9 1.52
1.36 1.82 1.57 1.53
1.38 1.81
4.41 2.97
MnO 0.038 0.018 0.045
0.047 0.053 0.035 0.056
0.018 0.026
0.125 0.083
MgO 0.22 0.2 0.56
0.14 0.26 0.71 0.37
0.66 0.67
1.86 1.03
CaO 0.79 1.25 1.6
0.88 1.58 1.74 1.66
2.61 1.76
1.51 1.77
Na2O 3.36 2.98 4.27
3.33 3.81 3.90 3.24
3.92 4.18
3.18 3.61
K2O 5.9 5.18 2.86
6.00 4.7 3.93 4.54
4.00 3.45
3.13 2.94
P2O5 0.103 0.064 0.094
0.118 0.134 0.082 0.074
0.152 0.079
0.094 0.095
LOI 0.72 0.53 1.06
0.57 0.84 0.59 2.25
0.68 0.82
1.38 0.87
Total 99.342 99.480 99.738
99.358 98.931 99.639 99.280
99.652 99.832
99.888 99.691
Ga/Al 2.261 1.978 2.239
2.443 2.443 2.458 2.332
2.125 2.278
2.294 2.168
Ba 454 877 648
529 605 815 757
1678 900
684 912
Sr 148 212 304
88 173 330 172
404 315
252 293
Y 8.4 1.7 7.1
8.7 12.5 4.4 3.8
6.1 4.2
13.3 14.9
Sc 0.76 0.45 -
2.70 - 2.03 -
- 2.94
7.04 -
Zr 39 87 69
166 427 88 91
190 79
144 92
Be 0.75 0.70 -
0.95 - 1.52 -
- 0.70
5.84 -
V - 25 12.5
5.7 11.9 22.9 25.9
22.2 21
83 45
Cr 6.4 7.3 16.5
8.8 19.7 18.2 19.9
7.1 20.9
90 57
Co 1.14 0.74 -
0.96 - 2.88 -
- 3.63
10.9 -
Ni 3.5 - 6.7
2.5 7.3 5.7 6.3
- 7.6
38 15.2
Cd 0.14 0.03 -
0.04 - 0.04 -
- 0.04
0.03 -
Cu 1 1.3 1.4
9.5 11.9 2.7 45
3.3 1.4
10.8 12.2
Li 3.12 3.18 -
2.38 - 9.82 -
- 10.6
29.9 -
Zn 40 14.7 44
15.7 24.2 40 493
22.1 42
68 50
Ga 17.3 13.7 17.6
18.1 18.8 18.8 18.2
17.8 17.7
19.5 17.3
Rb 155 92 79
169 129 107 138
64 98
121 93
Nb 1.6 2 5.5
6.2 8.8 6 5.2
3 6.8
7 8
Mo 0.05 0.09 -
0.45 - 0.12 -
- 0.16
0.35 -
Sn 0.53 0.26 -
0.45 - 0.65 -
- 1.25
0.49 -
Sb 0.04 0.03 -
0.05 - 0.03 -
- 0.03
0.05 -
Cs 0.19 0.24 -
0.44 - 0.56 -
- 0.50
1.49 -
Hf 1.15 2.98 -
4.27 - 2.40 -
- 2.09
4.16 -
Ta 0.05 0.06 -
0.46 - 0.53 -
- 0.33
0.28 -
W 0.08 0.07 -
0.35 - 0.08 -
- 0.53
0.33 -
Pb 39 27.5 28.5
22.6 19.8 25.8 193
17.5 27.1
20.6 22.3
Bi <LD <LD -
0.15 - <LD -
- 0.02
<LD -
Th 0.63 1.52 -
3.19 - 5.25 -
- 4.38
11.4 -
U 0.53 0.28 -
1.49 - 0.95 -
- 1.08
1.19 -
La 4.66 5.18 -
27.8 - 15.0 -
- 22.2
35.7 -
Ce 6.82 7.64 -
48.3 - 28.7 -
- 40.3
67.4 -
Pr 0.65 0.85 -
4.97 - 3.06 -
- 4.20
7.44 -
Nd 2.03 2.78 -
15.8 - 10.3 -
- 13.8
25.3 -
Sm 0.32 0.45 -
2.24 - 1.71 -
- 2.19
4.45 -
Eu 0.16 0.29 -
0.47 - 0.43 -
- 0.65
0.82 -
Gd 0.27 0.36 -
1.84 - 1.26 -
- 1.66
3.73 -
Tb 0.04 0.04 -
0.24 - 0.14 -
- 0.21
0.53 -
Dy 0.39 0.23 -
1.36 - 0.68 -
- 1.06
2.90 -
Ho 0.11 0.05 -
0.25 - 0.12 -
- 0.18
0.47 -
Er 0.39 0.13 -
0.67 - 0.33 -
- 0.41
1.07 -
Tm 0.09 0.02 -
0.10 - 0.05 -
- 0.05
0.14 -
Yb 0.75 0.15 -
0.64 - 0.31 -
- 0.35
0.84 -
Lu 0.13 0.03 -
0.10 - 0.05 -
- 0.05
0.13 -
55
Tabela 4.1. Continuação
Grupo Biotita granito
Cruzeiro
Vulânicas e sub-vulcânicas Batistão
Unid
Quartzo feldspato
pórfiro
Riolito maciço microesferulítico
no. PFS-031 PFS-034
PFS-040 NRDHH4-001
SiO2 71.48 74.35
73.28
76.35
TiO2 0.315 0.379
0.291
0.046
Al2O3 14.57 12.99
13.69
12.96
Fe2O3t 2.58 3.28
2.12
0.54
MnO 0.035 0.014
0.058
0.052
MgO 0.83 0.44
0.21
0.05
CaO 1.97 1.28
0.33
0.61
Na2O 3.85 5.29
4.12
4.38
K2O 3.95 1.39
5.37
4.39
P2O5 0.136 0.072
0.075
0.029
LOI 0.49 0.4
0.59
0.62
Total 100.206 99.885
100.134
100.027
Ga/Al 2.036 2.997
2.788
3.193
Ba 1550 630
776
84
Sr 427 112
86
59
Y 7.1 61
63
22.7
Sc 1.13 1.47
1.26
1.25
Zr 161 370
335
77
Be 0.92 1.52
1.60
3.15
V 36 13.3
8.2
-
Cr 12 15
5.9
6.4
Co 4.70 2.13
0.62
0.20
Ni 2 3
-
-
Cd 0.01 0.01
0.10
0.18
Cu 2.8 3.2
3.8
5.6
Li 8.71 4.48
8.48
3.12
Zn 36 11.5
79
28.4
Ga 15.7 20.6
20.2
21.9
Rb 75 43
171
191
Nb 4.4 27.1
23.2
34
Mo 0.22 0.45
1.70
0.37
Sn 0.52 3.17
1.45
3.03
Sb 0.05 0.03
0.04
0.04
Cs 0.49 0.29
0.60
2.04
Hf 4.35 10.5
6.95
3.66
Ta 0.14 1.35
0.99
1.47
W 0.74 0.32
0.44
1.07
Pb 11.8 8.6
24.5
21.7
Bi <LD <LD
0.01
0.05
Th 6.93 23.8
3.74
4.24
U 0.44 4.47
1.67
6.89
La 53.4 76.6
30.1
4.16
Ce 74.3 161
26.1
5.24
Pr 8.42 15.5
5.96
1.39
Nd 25.6 50.7
19.6
5.12
Sm 3.06 8.34
3.02
1.39
Eu 0.94 0.73
0.35
0.05
Gd 2.34 7.34
2.35
1.08
Tb 0.25 1.00
0.34
0.17
Dy 1.30 5.70
2.03
1.12
Ho 0.23 1.05
0.43
0.21
Er 0.62 2.60
1.21
0.57
Tm 0.08 0.36
0.19
0.09
Yb 0.50 2.21
1.30
0.53
Lu 0.09 0.34
0.22
0.08
56
6. PRINCIPAIS CONCLUSÕES
Com base no mapeamento geológico (escala 1: 100.00), as principais unidades
litoestratigráficas na região de Peixoto de Azevedo são: (1) rochas metamórficas, composta
dos gnaisses Gavião e Alto Alegre; (2) granitóides e dacitos foliados, compostos de
Hornblenda quartzo-diorito, Biotita tonalito, biotita tonalito Paraiba, Naiuram granodiorito e
dacito, Granada-muscovita leucogranito Braço Norte, Granitóides Gringo e Biotita granito
Cruzeiro; (3) granitóides isotrópicos compostos dos granitos Matupá e Peixoto; e (4) rochas
vulcânicas a subvulcânicas isotrópicas compostas de rochas sub-vulcânicas máficas,
associadas provavelmente à Suite Flor da Serra e quartzo-feldspato pórfiro e riolito maciço
microsfelurítico, ambos associados as rochas Batistão.
Recomenda-se que não mais se utilize denominação Suíte Flor da Serra para toda a
região de Peixoto de Azevedo, como definido por Moreton e Martins (2005). A área das
rochas máficas é superestimada pelos autores, e deve ser restrita aos diques máficos que
cortam as sequências.
Com foco nas rochas ígneas foliadas e rochas vulcânicas e sub-vulcânicas Batistão,
foram realizadas petrologia, geoquímica de rocha total e geocronologia U-Pb. Com base na
afinidade geoquímica, as rochas foram agrupadas como segue: (i) Hornblenda quartzo-
dioritos, Biotita tonalitos e granodioritos / dacitos Naiuram; (ii) leucogranitos Braço Norte,
(iii) granitóides Gringo e biotita granito Cruzeiro; e (iv) rochas sub-vulcânicas a vulcânica
Batistão.
Os granodioritos e dacitos Naiuram, o Hornblenda quartzo-diorito, e o tonalito Biotita
são metaluminosos magnesianos, médio K. A série cálcio-alcalina é caracterizada por altos
teores de CaO e Al2O5, em especial o Hornblende quartzo-diorito, moderado padrão de
fracionamento de ETR e anomalia negativa de Eu. Sugere-se que as rochas ígneas são
formadas a partir de magmas gerados em arco vulcânico evoluído, pelos altos conteúdos de
Rb. A sequência de quartzo-dioritos para tonalitos e granodioritos (dacitos) sugerem
igualmente sua associação a série magmática cálcio-alcalina médio-K. Os dacitos Naiuram
têm idades de cristalização magmáticas de 2012 ± 13 Ma, enquanto Hornblenda quartzo-
dioritos de 1981,2 ± 8,1. A diferença entre dacitos e dioritos de 10 a 30 Ma pode correlacioná-
los a evolução do mesmo arco magmático.
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.
59
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.
62
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.
66
ANEXOS
67
ANEXO 01
GEOLOGY, GEOCHEMISTRY AND U-Pb GEOCHRONOLOGY OF
FOLIATED GRANOTOIDS AND SUBVOLCANIC ROCKS OF PEIXOTO DE
AZEVEDO REGION, ALTA FLORESTA GOLD PROVINCE, BRAZIL
Pavel Cañabi Quispe1, Maria José Mesquita
1
1Natural Resources Area, Institute of Geosciences, UNICAMP, e-mail:pavelquispe@ige.unicamp.br
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.
73
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: (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).
77
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).
86
Table 1. Whole rock Geochemistry data of the rocks of Peixoto de Azevedo region.
Group
Hornblende quartz-diorites
Biotite tonalites
Naiuram granodiorites and dacites
Unit
Hornblende and/or biotite granodiorites
Phyric plagioclase dacites
no. PFS-043 PFS-044
PFS-073
GIL-011 GIL-013 GIL-004 PFS-001 PFS-002
PET-005
SiO2 53.45 52.78
64.37
62.26 59.52 60.84 57.92 61.20
63.45
TiO2 1.303 1.523
0.592
1.232 0.731 0.268 0.730 0.721
0.229
Al2O3 17.74 19.17
17.74
14.5 15.33 20.29 17.64 18.03
17.85
Fe2O3t 8.31 8.54
4.01
6.64 7.17 3.32 6.52 5.84
2.18
MnO 0.124 0.12
0.043
0.081 0.157 0.074 0.126 0.053
0.031
MgO 4.60 3.18
1.78
4.15 4.87 1.59 3.55 2.22
2.17
CaO 7.35 7.12
3.13
4.23 5.68 4.82 5.11 4.13
5.24
Na2O 4.37 4.68
4.13
3.05 3.40 5.85 4.3 4.50
4.55
K2O 1.59 1.57
3.45
2.55 1.76 1.61 2.34 2.36
1.48
P2O5 0.250 0.577
0.080
0.126 0.210 0.349 0.295 0.342
0.082
LOI 0.830 0.56
0.810
0.84 1.070 0.8 1.48 0.63
3
Total 99.917 99.820
100.135
99.659 99.898 99.811 100.011 100.026
100.262
Ga/Al 2.482 2.405
2.333
2.385 2.120 2.552 2.485 2.599
1.905
Ba 546 1492
1215
348 351 331 714 1420
302
Sr 593 870
454
224 278 412 712 677
352
Y 31 23.9
18.9
10 20.3 11.6 23.9 12.1
2.4
Sc 17.33 -
5.09
15.95 - - 14.38 -
4.10
Zr 111 336
59
164 140 145 160 172
45
Be 4.18 -
0.76
1.78 - - 2.26 -
0.25
V 171 177
80
83 135 39 103 81
34
Cr 34 9.1
27.4
203 234 19.3 80 31
30
Co 28.7 -
8.69
20.2 - - 14.9 -
9.37
Ni 61.8 14.1
8.9
59 35 8.3 34 9.2
20.6
Cd 0.08 -
0.04
0.18 - - 0.12 -
0.01
Cu 50 23.9
47
13.1 12.9 4.8 41 13.6
2.4
Li 27.6 -
22.3
39.7 - - 22.2 -
16.3
Zn 98 100
47
112 109 62 105 89
31
Ga 23.3 24.4
21.9
18.3 17.2 27.4 23.2 24.8
18
Rb 71 40
104
126 83 63 116 95
54
Nb 18.5 14.7
10.4
17.1 11.6 6.3 9.2 9.9
2.3
Mo 1.18 -
0.18
0.25 - - 0.20 -
0.24
Sn 2.76 -
1.32
3.53 - - 3.63 -
0.32
Sb 0.09 -
0.03
0.08 - - 0.10 -
0.10
Cs 2.94 -
1.59
1.46 - - 2.46 -
0.37
Hf 3.96 -
1.10
4.49 - - 3.29 -
1.01
Ta 0.96 -
0.65
0.43 - - 0.52 -
0.10
W 0.81 -
0.36
0.33 - - 4.53 -
0.16
Pb 14.1 8.5
25.8
11.1 19.7 17.5 15.9 14.7
6.4
Bi 0.06 -
<LD
<LD - - 0.19 -
<LD
Th 8.07 -
39.1
0.61 - - 0.45 -
0.85
U 4.87 -
1.36
0.33 - - 0.75 -
0.37
La 47.0 -
83.5
16.3 - - 13.5 -
3.98
Ce 93.0 -
155
32.1 - - 34.4 -
8.15
Pr 10.8 -
17.7
3.67 - - 4.74 -
1.02
Nd 38.5 -
59.4
14.5 - - 20.6 -
3.99
Sm 6.70 -
9.07
3.01 - - 4.80 -
0.80
Eu 1.72 -
1.09
0.79 - - 1.07 -
0.26
Gd 5.89 -
6.46
2.65 - - 4.07 -
0.60
Tb 0.84 -
0.70
0.40 - - 0.65 -
0.08
Dy 5.18 -
3.45
2.35 - - 4.12 -
0.47
Ho 1.03 -
0.57
0.43 - - 0.80 -
0.09
Er 2.70 -
1.31
1.04 - - 2.18 -
0.26
Tm 0.40 -
0.15
0.14 - - 0.33 -
0.03
Yb 2.73 -
0.81
0.82 - - 2.12 -
0.21
Lu 0.46 -
0.12
0.12 - - 0.31 -
0.04
87
Continuity
Group Braço Norte leucogranites
Gringo granitoids
Unit
Porphyritic biotite granite
Equigranular biotite granite
Garnet-biotite granodiorite
no. PET-002
NRDHH03-001
LZI-004
GRI-010
GRI-011
GRI-003
GRI-001
GIL-007
LZI-009 PET-001
PET-003
SiO2 73.02 75.19 72.72
72.8 71.00 72.43 70.57
70.22 72.14
67.83 70.93
TiO2 0.031 0.078 0.159
0.113 0.194 0.202 0.24
0.182 0.217
0.309 0.313
Al2O3 14.46 13.09 14.85
14.00 14.54 14.45 14.75
15.83 14.68
16.06 15.08
Fe2O3t 0.7 0.9 1.52
1.36 1.82 1.57 1.53
1.38 1.81
4.41 2.97
MnO 0.038 0.018 0.045
0.047 0.053 0.035 0.056
0.018 0.026
0.125 0.083
MgO 0.22 0.2 0.56
0.14 0.26 0.71 0.37
0.66 0.67
1.86 1.03
CaO 0.79 1.25 1.6
0.88 1.58 1.74 1.66
2.61 1.76
1.51 1.77
Na2O 3.36 2.98 4.27
3.33 3.81 3.90 3.24
3.92 4.18
3.18 3.61
K2O 5.9 5.18 2.86
6.00 4.7 3.93 4.54
4.00 3.45
3.13 2.94
P2O5 0.103 0.064 0.094
0.118 0.134 0.082 0.074
0.152 0.079
0.094 0.095
LOI 0.72 0.53 1.06
0.57 0.84 0.59 2.25
0.68 0.82
1.38 0.87
Total 99.342 99.480 99.738
99.358 98.931 99.639 99.280
99.652 99.832
99.888 99.691
Ga/Al 2.261 1.978 2.239
2.443 2.443 2.458 2.332
2.125 2.278
2.294 2.168
Ba 454 877 648
529 605 815 757
1678 900
684 912
Sr 148 212 304
88 173 330 172
404 315
252 293
Y 8.4 1.7 7.1
8.7 12.5 4.4 3.8
6.1 4.2
13.3 14.9
Sc 0.76 0.45 -
2.70 - 2.03 -
- 2.94
7.04 -
Zr 39 87 69
166 427 88 91
190 79
144 92
Be 0.75 0.70 -
0.95 - 1.52 -
- 0.70
5.84 -
V - 25 12.5
5.7 11.9 22.9 25.9
22.2 21
83 45
Cr 6.4 7.3 16.5
8.8 19.7 18.2 19.9
7.1 20.9
90 57
Co 1.14 0.74 -
0.96 - 2.88 -
- 3.63
10.9 -
Ni 3.5 - 6.7
2.5 7.3 5.7 6.3
- 7.6
38 15.2
Cd 0.14 0.03 -
0.04 - 0.04 -
- 0.04
0.03 -
Cu 1 1.3 1.4
9.5 11.9 2.7 45
3.3 1.4
10.8 12.2
Li 3.12 3.18 -
2.38 - 9.82 -
- 10.6
29.9 -
Zn 40 14.7 44
15.7 24.2 40 493
22.1 42
68 50
Ga 17.3 13.7 17.6
18.1 18.8 18.8 18.2
17.8 17.7
19.5 17.3
Rb 155 92 79
169 129 107 138
64 98
121 93
Nb 1.6 2 5.5
6.2 8.8 6 5.2
3 6.8
7 8
Mo 0.05 0.09 -
0.45 - 0.12 -
- 0.16
0.35 -
Sn 0.53 0.26 -
0.45 - 0.65 -
- 1.25
0.49 -
Sb 0.04 0.03 -
0.05 - 0.03 -
- 0.03
0.05 -
Cs 0.19 0.24 -
0.44 - 0.56 -
- 0.50
1.49 -
Hf 1.15 2.98 -
4.27 - 2.40 -
- 2.09
4.16 -
Ta 0.05 0.06 -
0.46 - 0.53 -
- 0.33
0.28 -
W 0.08 0.07 -
0.35 - 0.08 -
- 0.53
0.33 -
Pb 39 27.5 28.5
22.6 19.8 25.8 193
17.5 27.1
20.6 22.3
Bi <LD <LD -
0.15 - <LD -
- 0.02
<LD -
Th 0.63 1.52 -
3.19 - 5.25 -
- 4.38
11.4 -
U 0.53 0.28 -
1.49 - 0.95 -
- 1.08
1.19 -
La 4.66 5.18 -
27.8 - 15.0 -
- 22.2
35.7 -
Ce 6.82 7.64 -
48.3 - 28.7 -
- 40.3
67.4 -
Pr 0.65 0.85 -
4.97 - 3.06 -
- 4.20
7.44 -
Nd 2.03 2.78 -
15.8 - 10.3 -
- 13.8
25.3 -
Sm 0.32 0.45 -
2.24 - 1.71 -
- 2.19
4.45 -
Eu 0.16 0.29 -
0.47 - 0.43 -
- 0.65
0.82 -
Gd 0.27 0.36 -
1.84 - 1.26 -
- 1.66
3.73 -
Tb 0.04 0.04 -
0.24 - 0.14 -
- 0.21
0.53 -
Dy 0.39 0.23 -
1.36 - 0.68 -
- 1.06
2.90 -
Ho 0.11 0.05 -
0.25 - 0.12 -
- 0.18
0.47 -
Er 0.39 0.13 -
0.67 - 0.33 -
- 0.41
1.07 -
Tm 0.09 0.02 -
0.10 - 0.05 -
- 0.05
0.14 -
Yb 0.75 0.15 -
0.64 - 0.31 -
- 0.35
0.84 -
Lu 0.13 0.03 -
0.10 - 0.05 -
- 0.05
0.13 -
88
Continuity
Group Cruzeiro biotite
granites
Batistão volcanic to sub-volcanic
Unit
Quartz feldspar porphyry
Microspherulitic massive rhyolite
no. PFS-031 PFS-034
PFS-040 NRDHH4-001
SiO2 71.48 74.35
73.28
76.35
TiO2 0.315 0.379
0.291
0.046
Al2O3 14.57 12.99
13.69
12.96
Fe2O3t 2.58 3.28
2.12
0.54
MnO 0.035 0.014
0.058
0.052
MgO 0.83 0.44
0.21
0.05
CaO 1.97 1.28
0.33
0.61
Na2O 3.85 5.29
4.12
4.38
K2O 3.95 1.39
5.37
4.39
P2O5 0.136 0.072
0.075
0.029
LOI 0.49 0.4
0.59
0.62
Total 100.206 99.885
100.134
100.027
Ga/Al 2.036 2.997
2.788
3.193
Ba 1550 630
776
84
Sr 427 112
86
59
Y 7.1 61
63
22.7
Sc 1.13 1.47
1.26
1.25
Zr 161 370
335
77
Be 0.92 1.52
1.60
3.15
V 36 13.3
8.2
-
Cr 12 15
5.9
6.4
Co 4.70 2.13
0.62
0.20
Ni 2 3
-
-
Cd 0.01 0.01
0.10
0.18
Cu 2.8 3.2
3.8
5.6
Li 8.71 4.48
8.48
3.12
Zn 36 11.5
79
28.4
Ga 15.7 20.6
20.2
21.9
Rb 75 43
171
191
Nb 4.4 27.1
23.2
34
Mo 0.22 0.45
1.70
0.37
Sn 0.52 3.17
1.45
3.03
Sb 0.05 0.03
0.04
0.04
Cs 0.49 0.29
0.60
2.04
Hf 4.35 10.5
6.95
3.66
Ta 0.14 1.35
0.99
1.47
W 0.74 0.32
0.44
1.07
Pb 11.8 8.6
24.5
21.7
Bi <LD <LD
0.01
0.05
Th 6.93 23.8
3.74
4.24
U 0.44 4.47
1.67
6.89
La 53.4 76.6
30.1
4.16
Ce 74.3 161
26.1
5.24
Pr 8.42 15.5
5.96
1.39
Nd 25.6 50.7
19.6
5.12
Sm 3.06 8.34
3.02
1.39
Eu 0.94 0.73
0.35
0.05
Gd 2.34 7.34
2.35
1.08
Tb 0.25 1.00
0.34
0.17
Dy 1.30 5.70
2.03
1.12
Ho 0.23 1.05
0.43
0.21
Er 0.62 2.60
1.21
0.57
Tm 0.08 0.36
0.19
0.09
Yb 0.50 2.21
1.30
0.53
Lu 0.09 0.34
0.22
0.08
89
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/sub-
volcanic rocks of the Peixoto de Azevedo region. All data in wt. %. Symbols as in figure 7.
Biotite tonalites have the highest fractionation REE pattern compared to the other
Hornblende quartz-diorites and Naiuram rocks. Although Hornblende quartz-diorites have the
highest enrichment of REE content and phyric plagioclase dacites have the lowest one, both
Hornblende quartz-diorites and Naiuram rocks show similar patterns, with light REE
enrichment, flat heavy REE patterns, and moderate fractionation pattern. In addition, both
Hornblende quartz-diorites and Naiuram rocks have almost none Eu anomaly. Those patterns
are characteristic of the calc-alkaline series. The biotite tonalite with a pronounced Eu
negative anomaly marks more evolved magmatism.
All normalized spidergrams were tested for the studied rocks, however the ocean
island basalt (OIB) pattern of Sun and McDonough (1989) showed the best results, with the
small enrichment and the elements in general close to 1 (Fig. 11a). Therefore, strong Pb
positive anomalies occur in all rocks.
91
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.
92
Figure 10. Chondrite normalized REE patterns (Boynton, 1984) for foliated granitoids and volcanic/sub-
volcanic rocks of the Peixoto de Azevedo region: (a) Hornblende quartz-diorites, biotite tonalites and Naiuram
granodiorites and dacites; (b) Braço Norte leucogranites; (c) Gringo granitoids and Cruzeiro biotite granites;
and (d) Batistão volcanic to sub-volcanic. Symbols as in figure 7.
The tectonic setting discrimination of the Rb - (Y + Nb) and Nb - Y diagrams
proposed by Pearce et al. (1984) and (1996) suggest that all Hornblende quartz-diorites,
Biotite tonalites, and Naiuram granodiorites and dacites are crystallized from evolved
volcanic arc magmas (Fig. 12). In the Y vs Ga/Al and Nb vs Ga/Al diagrams proposed by
Whalen et al. (1987), both are of I- and S-type granites (Fig.13).
Braço Norte leucogranites
Braço Norte leucogranites are subalkaline calc-alkalic to alkali-calcic, and high-K
according to Frost et al. (2001) classification (Fig. 7a and b). The aluminum saturation index
(ASI molar Al2O3 / CaO + Na2O + K2O) is from 1.07 to 1.29, which indicates peraluminous
rocks (Fig. 7c). In the SiO2 vs. FeOt / (FeOt + MgO) diagram of Frost et al. (2001),
leucogranites are magnesian granitoids with FeOt / (FeOt + MgO) ratios between 0.7 and 0.8
(Fig. 8d).
Braço Norte leucogranites have high SiO2 content from 73 to 75.2 wt.%, and Al2O5
from 13.1 to 14.9 wt.%. In the Harker diagrams, leucogranites have high content of K2O (5.2.
to 5.9 wt.%.) and Rb (79 to 151 ppm) and low content of all other elements (Fig. 8 and 9).
93
Figure 11. Spidergram normalized to OIB (Sun & McDonough, 1989) for foliated granitoids and volcanic/sub-
volcanic rocks of the Peixoto de Azevedo region: (a) Hornblende quartz-diorites, biotite tonalites and Naiuram
granodiorites and dacites; (b) Braço Norte leucogranites; (c) Gringo granitoids and Cruzeiro biotite granites;
and (d) Batistão volcanic to sub-volcanic. Symbols as in figure 7.
The chondrite-normalized REE patterns (Boyton, 1984) of Braço Norte leucogranites
are very poor in REE, when compared to the other rocks and to the chondrite REE pattern,
and are basically concave, with higher LREE and HREE than middle REE (Fig. 10b). The
LaN are from 15 to 16.7, and LuN from 1 to 4. They have low fractionation patterns (La/Yb)N
from 4.2 to 23.3, as expected for leucogranites, and also a moderate positive Eu anomaly
((Eu/Eu*)N = 1.7 to 2.2).
In the spidergram normalized to the OIB (Sun and McDonough, 1989), Braço Norte
leucogranites exhibit strong positive Rb and K anomalies, as expected for crustal granites, and
negative Th, La, Ce, Nd, Sm anomalies and strong negative Nb and Ti anomalies (Fig. 11b).
In addition, Braço Norte leucogranites have high Rb and small Nb and Y content, as
expected for crustal granites, which indicates magma sources from mature volcanic-arc to
syn-collisional fields (Pearce, 1996, Fig.12). In the diagrams proposed by Whalen et al.
(1987), Braço Norte leucogranites are of I- and S-type (Fig.13).
94
Figure 12. Tectonic discrimination diagrams for foliated granitoids and volcanic/sub-volcanic rocks of the
Peixoto de Azevedo region (a) Rb-(Y+Nb) and (b) Nb-Y diagrams by Pearce et al., 1984. Fields for syn-collision
(syn-COLG), volcanic arc (VAG), within plate (WPG), and ocean ridge (ORG). Symbols as in figure 7.
Figure 13. Ga discrimination diagrams for foliated granitoids and volcanic/sub-volcanic rocks (a) 10000*Ga/Al
vs Y, (b) 10000*Ga/Al vs Nb (Whalen et al., 1987). Fields for A (A-type), I&S (I- and S-type) granite. Symbols as
in figure 7.
Gringo granitoids and Cruzeiro biotite granites
The Gringo granitoids and Cruzeiro biotite granites are subalkaline calc-alkalic to
alkali-calcic and high-K (Fig. 7 a and b). The ASI (1.0 to 1.5 molar) indicates a trend of
peraluminous rocks (Fig.7c). Both Gringo granitoids and Cruzeiro biotite granites exhibit a
transition of magnesian to ferroan composition, with FeOt / (FeOt + MgO) ratios of 0.68 to
0.91 (Fig.7d).
In Gringo granitoids, the SiO2 content range from 67.8 to72.8 wt.%, Al2O3 from 14 to
16 wt.%, and CaO from 0.9 to 2.6 wt.%. In the Harker diagrams, it is observed a slightly
negative correlation of Al2O3, Fe2O3t, CaO, and Sr, with a possible magmatic differentiation,
and slightly positive correlation of NaO, K2O, and Rb (Fig. 8 and 9). In the Cruzeiro biotite
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).
98
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 %
ƒ 206a ppm ppm ppm Th/U
b
235U [%]
238U [%] Rho
d
206Pb
e [%]
238U abs
235U abs
206Pb abs Conc
f
PFS-022, Equigranular biotite granites, Gringo granitoids
PFS 022/ 001 C 0.002 67.060 68.015 201.657 0.337
6.088 10.368 0.349 10.296 0.993 0.127 1.222
1928.856 198.590 1988.550 206.174 2051 25.073
94.036
PFS 022/ 002 C 0.001 122.313 66.829 315.755 0.212
6.302 4.391 0.362 4.297 0.978 0.126 0.907
1991.695 85.574 2018.771 88.650 2047 18.570
97.318
PFS 022/ 003 C 0.000 177.326 124.190 418.857 0.296
6.708 2.843 0.390 2.763 0.972 0.125 0.669
2122.865 58.663 2073.686 58.957 2025 13.540
104.823
PFS 022/ 004 C 0.001 97.598 66.768 280.493 0.238
6.308 4.082 0.364 3.993 0.978 0.126 0.848
2002.365 79.959 2019.529 82.444 2037 17.279
98.294
PFS 022/ 005 C 0.001 123.031 120.914 279.246 0.433
6.711 3.669 0.389 3.594 0.980 0.125 0.735
2117.799 76.118 2074.045 76.088 2031 14.926
104.281
PFS 022/ 006 C 0.001 169.734 101.818 370.437 0.275
6.979 4.223 0.403 4.059 0.961 0.125 1.164
2184.765 88.690 2108.749 89.053 2035 23.692
107.339
PFS 022/ 007 C 0.001 128.142 75.239 294.060 0.256
6.765 2.154 0.394 1.972 0.915 0.125 0.867
2140.005 42.200 2081.116 44.831 2023 17.545
105.766
PFS 022/ 008 C 0.000 135.396 90.940 320.242 0.284
6.574 2.723 0.381 2.644 0.971 0.125 0.655
2082.009 55.040 2055.876 55.991 2030 13.287
102.573
PFS 022/ 009 C 0.001 202.361 123.026 452.348 0.272
6.491 5.627 0.375 5.559 0.988 0.126 0.875
2050.711 113.991 2044.729 115.059 2039 17.844
100.589
PET-005, Phyric plagioclase dact of Naiuram rocks
004-Sample 2 A 0.003 25.212 62.308 49.230 1.266
6.571 2.463 0.384 2.156 0.875 0.124 1.190
2096.944 45.207 2055.513 50.618 2014 23.972
104.107
005-Sample 3 A 0.001 130.718 19.414 312.669 0.062
6.587 6.417 0.388 6.329 0.986 0.123 1.059
2112.198 133.687 2057.605 132.043 2003 21.225
105.433
006-Sample 4 A 0.004 19.188 23.254 41.898 0.555
6.318 2.294 0.374 1.874 0.817 0.122 1.323
2049.445 38.401 2020.977 46.354 1992 26.352
102.883
007-Sample 5 A 0.001 49.912 35.807 115.829 0.309
6.370 2.589 0.379 2.357 0.910 0.122 1.073
2070.910 48.807 2028.117 52.518 1985 21.293
104.336
009-Sample 7 A 0.002 235.726 55.353 566.183 0.098
6.499 4.123 0.379 3.627 0.880 0.124 1.961
2070.054 75.090 2045.768 84.356 2021 39.635
102.408
006-Sample 4 B 0.002 16.930 57.712 31.359 1.840
6.598 5.370 0.389 4.630 0.862 0.123 2.720
2116.757 98.003 2059.024 110.566 2002 54.450
105.747
010-Sample 8 B 0.000 249.000 40.569 623.764 0.065
6.942 1.971 0.402 1.654 0.839 0.125 1.072
2177.611 36.017 2104.091 41.470 2033 21.790
107.116
005-Sample 3 C 0.001 83.884 83.006 176.688 0.470
7.123 1.817 0.413 1.503 0.827 0.125 1.021
2229.460 33.515 2126.916 38.647 2029 20.711
109.868
010-Sample 8 C 0.001 194.855 128.201 451.358 0.284
6.988 2.276 0.409 1.967 0.864 0.124 1.146
2208.781 43.439 2109.943 48.022 2015 23.084
109.621
011-Sample 9 A 0.001 76.766 36.557 178.981 0.204
7.076 4.695 0.408 3.921 0.835 0.126 2.582
2204.154 86.425 2121.081 99.581 2041 52.713
107.968
PET-002, Braço Norte garnet-muscovite leucogranites
006-Sample 4B 0.000 225.005 247.906 517.535 0.479
6.388 3.383 0.375 3.177 0.939 0.124 1.161
2053.305 65.242 2030.617 68.695 2008 23.314
102.275
008-Sample 6B 0.001 183.782 89.568 496.714 0.180
6.927 5.086 0.407 4.911 0.965 0.123 1.325
2202.382 108.153 2102.105 106.921 2005 26.573
109.826
009-Sample 7B 0.001 152.376 59.033 365.933 0.161
6.896 3.520 0.412 3.307 0.939 0.121 1.206
2223.308 73.520 2098.122 73.849 1977 23.845
112.431
011-Sample 9B 0.001 134.217 39.160 316.575 0.124
6.500 4.820 0.388 4.615 0.958 0.122 1.389
2111.846 97.472 2045.861 98.608 1980 27.494
106.659
004-Sample 2C 0.001 189.626 76.667 494.469 0.155
5.670 3.637 0.332 3.185 0.876 0.124 1.755
1849.958 58.923 1926.845 70.073 2011 35.288
92.010
007-Sample 5C 0.001 305.585 4.278 862.087 0.005
7.198 5.961 0.416 5.704 0.957 0.125 1.732
2244.342 128.014 2136.227 127.340 2034 35.221
110.353
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)
PFS-022 Equigranular biotite granites Gringo Granitoids
U-Pb
LA-ICP-MS
2037±5.9
PET-005 Phyric plagioclase dacites Naiuram rocks
U-Pb
LA-ICP-MS
2012±13
PET-002 Braço Norte garnet-muscovite
leucogranites
Braço Norte
leucogranites
U-Pb
LA-ICP-MS
2006.4±7.1
PFS-066 Hornblende quartz-diorites Hornblende quartz-
diorites
U-Pb
LA-ICP-MS
1981.2±8.1
8. Discussion
Petrology of the rocks of Peixoto de Azevedo region
The new petrographical, geochemical, and geochronological data obtained in the
Peixoto de Azevedo region of AFGP reveal a division of several groups of igneous rocks,
such as: (a) Hornblende quartz-diorites; (b) Biotite tonalites; (c) Naiuram granodiorites and
dacites; (d) Braço Norte garnet-muscovite leucogranites; (e) Gringo granitoids; (f) Cruzeiro
biotite granites; (g) Batistão volcanic to subvolcanic rocks.
Hornblende quartz-diorites, Biotite tonalites, and Naiuram granodiorites and dacites
show similar geochemical features of a sub-alkaline medium – to slightly high-K, magnesian,
metaluminous, igneous rocks (Fig. 7). According to the high alumina content (14.5-20 wt.%),
and the high CaO content (3.1-7.4 wt.%), especially in hornblende quartz-diorites (Fig. 8),
these igneous rocks are part of the calc-alkaline magmatic series. In the QAP diagram, the
samples from these 3 groups span from quartz-diorites, tonalites, and granodiorites (dacites),
which also correspond to the calc-alkaline low- to medium-K magmatic series, according to
Lameyre and Bowden (1982) and Nardi (2016). These igneous rocks are related to magmatic
arcs (Figs. 12 and 13), and are also called Cordilleran-type granitoids (Pitcher, 1993; Frost et
al., 2001), volcanic arc granites (Fig. 12, Pearce et al., 1984), amphibole-bearing calk-alkaline
granites (Barbarin 1999), or I-type granitoids (Chappell & White, 1974) exposed in magmatic
arcs. The following characteristics of the amphibole-bearing calk-alkaline granites of Barbarin
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.
119
ANEXO 02
Mapa geológico da Região de Peixoto de Azevedo
120
121
ANEXO 03
Mapa estrutural da Região de Peixoto de Azevedo
122
123
ANEXO 04
Mapa de pontos da Região de Peixoto de Azevedo
124