sdu.stu
Alain Chauvet 
  
Aos Pesquisadores 
  
Olivier Bruguier 
  
Patrick Monié 
  
À Professora 
  
Eleonora Vasconcelos 
  
Ariadne Borgo 
  
João Carlos Biondi 
  
Timothy Baker 
  
Ruperto Ocampo 
  
Richard Friedman 
  
Jim Mortensen 
  
  
  
  
  
  
  
Geochronological, geochemical and petrographic constraints on Paleoproterozoic Tocantinzinho deposit (Tapajos Gold Province, Brazil): implications for timing, regional evolution and deformation style of its host rocks

Keywords: Tapajós Domain, strike-slip tectonics, magmatic-hydrothermal mineralization, Zircon U-Pb geochronology, 40 Ar/ 39 Ar geochronology Zircon U-Pb geochronology, 40 Ar/ 39 Ar geochronology, Syn-tectonic magmatism, Tapajos Domain, Amazonian Craton

Provérbio Chinês

RESUMO

O depósito Tocantinzinho localizado na Província Aurífera do Tapajós é o maior conhecido, com 53,9 toneladas de ouro. A formação do depósito inicia-se com magmatismo granodiorítico há cerca de 2005Ma, seguido de magmatismo granítico ca. 10Ma depois. O granito Tocantinzinho, é composto por duas fácies principais: sienogranito (1996±2Ma) e monzogranito (1989±1Ma), inúmeros corpos aplíticos e pegmatíticos cogenéticos, que sugerem um magmatismo rico em fluidos e em nível crustal raso. Diques de andesito (1998±8Ma) são intrusivos em ambas as rochas. Enclaves angulosos e raras feições de mingling com o magma granítico indicam um magmatismo andesítico multifásico e em momentos distintos, cuja idade mínima de cristalização foi estimada em 1975Ma. As taxas de resfriamento das rochas plutônicas variaram entre ca. 3,6 e 14,7°C/Ma, sugerindo que processos de exumação vertical foram secundários, explicando as baixas taxas. A geometria alongada do granito junto com o tectonismo transcorrente sin-magmático do andesito reforça o predomínio de movimentos horizontais. A natureza cálcio-alcalina de alto potássio e anomalias de nióbio indicam dois ambientes para a gênese destas rochas: arco continental tipo Andino ou pós-colisional. Considerando a associação entre magmatismo e transcorrência e as baixas taxas de resfriamento, o ambiente pós-colisional é mais provável. Estas características juntamente com a assinatura geoquímica e as idades permitem comparar estas rochas com as da Suíte Intrusiva Creporizão. Diques de dacito (1992±2Ma) cortam as demais rochas, contudo a relação temporal com estas permanece incompreendida, já que a assinatura geoquímica é compatível com a de rochas anorogênicas, sugerindo pertencer a uma série magmática distinta. O zircão datado no dacito foi, provavelmente, herdado da encaixante. A zona mineralizada é limitada por falhas transcorrentes sinistrais N100°-130E° e compreende o granito Tocantinzinho e rochas subvulcânicas hidrotermalizadas, deformadas em regime rúptil e mineralizadas em duas fases principais. A primeira fase, caracteriza-se por brechas e microfraturas preenchidas por muscovita (1864±5Ma) e pirita, baixos teores de ouro (<1,5ppm) e se restringe ao granito. A segunda, controlada por falhas transcorrentes sinistrais normais, caracteriza-se por brechas e veios tipo tension gashes e pull apart de prrenchimento sin-tectônico e orientados N30-60°E, apresentam quartzo, clorita e calcita, além de pirita, galena, esfalerita, calcopirita e ouro como principais minerais. Os teores de ouro alcançam 70ppm nos veios ricos em sulfetos. Duas hipóteses foram apresentadas para explicar a gênese da mineralização, uma em que a primeira fase de mineralização está geneticamente relacionada com o magmatismo granítico e outra, em que seria consequência da reativação tectônica da falhas pré-existentes, durante o magmatismo distensional da Suíte Intrusiva Maloquinha (ca.1880Ma). A segunda fase de mineralização, em ambas as hipóteses, seria consequência desta reativação. As duas fases de mineralização, nas duas hipóteses, podem ser classificadas como magmática-hidrotermais e por suas características poderiam ser classificadas como sistemas relacionados às intrusões. Contudo, novos trabalhos com o intuito de identificar e caracterizar a natureza e fonte dos fluidos, datações da mineralização e estudos geoquímicos e geocronológicos nas rochas sub-vulcânicas são necessários para melhor compreender a gênese e evolução do depósito Tocantinzinho. Os resultados obtidos

RESUME

Le gisement de Tocantinzinho est situé sur la province aurifère de Tapajós et est le plus grand gisement d'or de la province, avec 53,9 tonnes d'or estimées. Sa formation commence par un magmatisme granodioritique autour de 2005 Ma, suivi d'un magmatisme granitique. Le granite Tocantinzinho est composé de deux faciès principaux (syenogranite -1996± 2Ma;monzogranite 1989±1 Ma), des corps d'aplite et de pegmatite, qui suggère un magmatisme enrichie en fluide et mis en place à faible profondeur. Intrusifs dans ces roches, des dykes d'andésite (1998±8Ma) ont des fragments de granite et des mélanges entre les 2 magmas suggèrent un magmatisme à la fois continu et polyphasé. Il est proposé que les premiers dykes d'andésite se sont mis en place alors que le granite n'était pas entièrement cristallisé (mingling) et les derniers lors des stades de déformation à l'état solide du granite. Utilisant la courbe de refroidissement, un âge minimum de 1975 Ma a été estimé pour l'andésite. Les taux de refroidissement des roches plutoniques varient de 3,6 à 14,7°C/Ma, avec une moyenne de 7,5°C/Ma, suggérant que les processus d'exhumation verticale sont faibles. La géométrie allongée du granite ainsi que la tectonique syn-magmatique de l'andésite corroborent la prédominance des mouvements horizontaux. L'affinité calc-alcaline fortement potassique et des anomalies en niobium définissent deux configurations possibles pour le cadre géotectonique : arc continental de type Andin ou Post-collisionnel. Compte tenue la relation génétique entre magmatisme, cisaillement décrochant et les faibles taux de refroidissement, l'environnement post-collisionnel est plus probable. Cela ensemble avec les âges nous permettent de comparer ces roches avec celles de la Suite Intrusive Creporizão (1997. La dacite (1992 ± 2 Ma) recoupe les autres roches, cependant, la signature géochimique comparable aux roches anorogéniques suggère qu'elle appartient à une série magmatique distinct. La zone minéralisée est limitée par deux failles majeures senestres de direction N100°-130E°. Le granite Tocantinzinho et les roches hypovolcaniques déformées sont dans ce couloir, altérées par de fluides hydrothermaux et minéralisées pendant deux phases tectoniques distinctes. La première est caractérisée par des brèches et des microfractures remplies par muscovite (1864±5Ma) et pyrite, associées à de faibles teneur d'or (<1,5ppm) restreintes au granite. La deuxième phase a été contrôlée par le cisaillement décrochant senestre normal générant des fentes de tension et des brèches parallèles entre elles, orientées N30-60°E et remplies de une façon syntectonique par quartz, chlorite, calcite, albite, rutile, pyrite, galène, sphalérite, chalcopyrite et or. La teneur en or peut atteindre jusqu'à 70 ppm dans les veines riches en sulfures. Deux hypothèses ont été proposées pour expliquer la genèse du gisement : la première considère une relation génétique entre magmatisme et minéralisation au moins pour le premier stage de minéralisation selon un modèle porphyrique et la seconde alternative considère une réactivation des failles préexistantes par une tectonique transtensive liée au magmatisme Maloquinha (ca. 1880Ma) pour les deux stades minéralisateurs. Les deux phases dans les deux hypothèses, ont été classées comme des minéralisations de type magmatohydrothermale qui pourraient être classées soit comme des systèmes d'or liés à l'intrusion. De nouveaux travaux sur le terrain et en laboratoire seraient nécessaires pour identifier et caractériser la nature et la source des fluides hydrothermaux, pour dater la minéralisation et mieux comprendre le rôle des roches hypo-volcaniques. Toutefois, les premiers résultats, et notamment le rôle fondamental du contrôle tectonique pour la minéralisation sont très significatifs et peuvent aider de manière conséquente à l'établissement des programmes d'exploration et d'exploitation futurs.

Mots-clés : Domaine Tapajós ; tectonique décrochante ; minéralisation magmatohydrothermale ; géochronologie U-Pb sur zircon ; géochronologie Ar/Ar. Le dépôt de Tocantinzinho est le plus grand gisement d'or actuellement connu dans la Province géotectonique du Tapajos-Parima. Ce dépôt est un gisement primaire avec une réserve de 53,9 tonnes d'or à la fois disséminé et filonien mis en place au coeur de roches granitiques et hypo-volcaniques intermédiaires à acides contrôlée par des failles décrochantes sénestres orientées N100°-130°E (figure 1). De nombreuses structures ont été observées (cataclasites, brèches et fentes de tension) et leurs relations avec le processus minéralisateur ont été évalué au cours de ce travail.

Un partenariat public-privé entre l'UFPR et l'entreprise minière canadienne Eldorado Gold Corporation a rendu possible la réalisation de cette recherche. Cette entreprise détient les droits miniers sur le site d'étude qui a été prospecté depuis 1997 par plusieurs entreprises minières. Au cours de ce travail, 68.000 mètres de carottes de forages ont été récupérés, distribués dans 235 sondages. Cette base de données a permis une bonne compréhension de la composition lithologique du gisement, les types d'altération hydrothermale, la distribution de la minéralisation et des teneurs dans le gisement. Depuis la fin de l'année 2015, Eldorado Gold Corporation a fini la prospection du gisement avec un avis favorable à l'extraction de 53,9 tonnes d'or avec une teneur moyenne de 1,43g/tonne. Avec cette quantité d'or, le gisement est classé entre les gisements de taille moyenne à mondiale. 1.1. Les objectifs de la recherche L'objectif majeur de cette thèse était de comprendre la genèse et l'évolution du gisement Tocantinzinho en déterminant les facteurs qui ont contrôlé la distribution de la minéralisation et le rôle de la tectonique et de l'hydrothermalisme. Deux chantiers principaux ont été abordés :

• Compréhension de la nature du magmatisme, du cadre géotectonique et structural des roches encaissantes du gisement et aussi des roches hôtes de la minéralisation.

• Compréhension des relations entre magmatisme, hydrothermalisme, déformation et minéralisation à la fois dans l'espace et dans le temps.

Matériaux et Méthodes

Pour acquérir la base des données et les échantillons nécessaires aux études spécifiques, deux campagnes de terrain avec d'une durée totale de 23 jours ont été réalisées pendant la première année de recherche (Mai 2013et Novembre 2013). Au cours de ces deux missions, les rares affleurements de terrain ont été décrits afin d'observer les relations magmatiques, hydrothermales et structurales et 23 sondages répartis en quatre sections perpendiculaires aux directions de minéralisations (Figure 1) ont été étudiés, décrits et échantillonnés. Au total 219 échantillons ont été pris, dont quatre sont des échantillons orientées collectées sur le seul affleurement de terrain et les autres proviennent des sondages. Douze échantillons ont été prélevés pour les analyses géochronologiques (Figure 1). La cartographie chimique (qualitative) a été faite sur 10 lames minces pour essayer de comprendre quelles sont les structures qui portent la minéralisation. Pour déterminer les éléments majeurs et traces, incluant les métaux rares et les terres rares, 28 échantillons ont été analysés au Laboratoire Acme, au Canada. Les données acquises sont disponibles dans l'annexe I.

Pour les analyses géochronologiques, neuf échantillons représentatifs des différents faciès de la zone étudiée ont été sélectionnés pour les datations U-Pb sur zircon. Ces échantillons sont des granodiorites encaissantes des roches minéralisées (3), des granites hydrothermalisés (4), une aplite (1) et une andésite (1). Le concentré des minéraux lourds a été préparé utilisant les techniques classiques de séparation minérale (broyage, séparation dans la table de Wilfley, séparation magnétique au Frantz et les liqueurs denses).

Initialement, les neuf échantillons ont été préparés et analysés au Centre de Recherche Géochronologique de l'Université São Paulo (CPGeo -USP). Cependant, à cause i) d'erreurs trop élevées pour deux échantillons de granodiorites, ii) de la quantité réduite de cristaux analysés (six par échantillon), iii) d'une incohérence entre l'âge obtenu et les relations du terrain dans l'andésite et iv) de l'impossibilité de dater l'aplite à cause de la Pour finaliser les analyses géochronologiques menées dans cette recherche, trois échantillons ont été analysées par la méthode LA-ICP-MS sur rutile au Laboratoire Géosciences Montpellier de l'UM. Les analyses ont été menées directement sur lame mince, mais les données n'ont pas pu être interprétées et donner de signification géologique.

Pour déterminer l'origine du soufre qui compose la minéralisation, 13 échantillons de concentrés de sulfures ont été envoyés pour analyses au Laboratoire ACTlabs, au Canada.

Les minéraux concernés sont la pyrite [START_REF] Conclusão | 186 Referências Bibliográficas[END_REF], la chalcopyrite (1), la galène (2) et la sphalerite (2).

Cadre géologique régional

La Province aurifère du Tapajos, où se trouve le dépôt TCZ, est composée de roches formées dans la période Orosirien (i.e. entre 2050 -1800Ma) plutoniques et volcaniques avec une quantité moins importante de roche métamorphique. Basée sur des critères structuraux, les roches ont été divisées en deux principaux domaines tectoniques (figure 1C): un domaine orogénique formé par des roches supracrustales et des roches d'arc magmatique, et un domaine post-orogénique à anorogénique formé par des roches magmatiques intracratoniques (Klein et al., 2001a, Santos et al., 2001). Deux modèles géotectoniques ont été discutés : soit l'accrétion de cinq arcs magmatiques entre 2040 -1880 Ma, suivie d'un magmatisme post-collisionnel entre 1870 et 1760 Ma; soit la formation d'un seul arc magmatique (vers 2000 Ma) avec de multiples intrusions post-orogéniques et intraplaques autour de 1880 Ma et 1780 Ma, respectivement [START_REF] Vasquez | Granitoides pós-colisionais da porção leste da Província Tapajós[END_REF].

Les roches les plus anciennes et les plus déformées appartiennent au domaine orogénique. Ces roches prédominent dans les régions nord-ouest et sud-est comprenant des séquences métavolcano-sédimentaires du Groupe de Jacareacanga (ca. 2100 Ma) et des orthogneisses, amphibolites et métagranitoïdes du complexe Cuiú-Cuiú (2033[START_REF] Mattinson | Zircon U-Pb chemical abrasion ("CA-TIMS") method: Combined annealing and multi-step partial dissolution analysis for improved precision and accuracy of zircon ages[END_REF] Ma d'après [START_REF] Santos | A new understanding of the provinces of the Amazon Craton based on integration of field mapping and U-Pb and Sm-Nd geocronology[END_REF][START_REF] Santos | Gold deposits of the Tapajós and Alta Floresta Domains, Tapajós-Parima orogenic belt, Amazon Craton, Brazil[END_REF]. Ce complexe comprend des batholithes déformés et allongés N-NW de degré métamorphique élevé, des failles de chevauchement, des lentilles de leucogranite encaissées par des orthogneisses et des migmatites moins fréquentes, définissant un environnement de collision [START_REF] Vasquez | Granitoides pós-colisionais da porção leste da Província Tapajós[END_REF]. Une déformation ductile N-NW compressive différencie ces roches des granitoïdes orogéniques tardifs de la Suite

Creporizão (1997-1957[START_REF] Santos | Gold deposits of the Tapajós and Alta Floresta Domains, Tapajós-Parima orogenic belt, Amazon Craton, Brazil[END_REF] qui présente un tissu igné défini par des structures de flux magmatiques, des dikes syn plutoniques et des évidences de "magma mingling". Les foliations protomylonitiques sont caractéristiques et les conditions P-T sont compatibles avec un métamorphisme de faciès amphibolite inférieur [START_REF] Ricci | Suíte Intrusiva Creporizão -Província Tapajós: proposta e critérios de definição[END_REF].

Contemporain et géochimiquement semblable, le granite Old São Jorge (OSJG) ne montre ni métamorphisme ni déformation prononcées [START_REF] Lamarão | geochemistry, and Pb-Pb zircon geochronology of the Paleoproterozoic magmatism of Vila Riozinho, Tapajós Gold Province, Amazonian craton, Brazil[END_REF], comme les roches de la région du Creporizão. Les roches volcaniques intermédiaires à acides sont associées à l'OSJG et sont regroupées sous le nom de Vila Riozinho Formation (environ 2000 Ma d'après [START_REF] Lamarão | geochemistry, and Pb-Pb zircon geochronology of the Paleoproterozoic magmatism of Vila Riozinho, Tapajós Gold Province, Amazonian craton, Brazil[END_REF]. [START_REF] Almeida | Projeto especial Província mineral do tapajós. Geologia e recursos minerais da Folha Vila Mamãe Anã[END_REF]; (C) Répartition des domaines orogéniques, post-tectoniques à anorogéniques dans le Province Aurifère du Tapajos (Klein et Vasquez, 2000).

Des granitoïdes calco-alcalins subséquents de la Suite Intrusive Parauari (1887-1879 Ma), des granitoïdes de type A de la Suite Intrusive Maloquinha (1882-1864 Ma) et des séquences volcaniques intermédiaires à acides du groupe Iriri (vers 1870 Ma), considérées comme les équivalents extrusifs ou sous-volcaniques de la Maloquinha Suite [START_REF] Ricci | Suíte Intrusiva Creporizão -Província Tapajós: proposta e critérios de definição[END_REF], composent les unités principales du domaine post-orogénique à anorogénique (Klein et al., 2001a). Cependant, [START_REF] Santos | A new understanding of the provinces of the Amazon Craton based on integration of field mapping and U-Pb and Sm-Nd geocronology[END_REF][START_REF] Baker | Emplacement depth and carbon dioxide-rich fluid inclusion in Intrusion-related gold deposits[END_REF][START_REF] Vernon | A practical guide to rock microstructure[END_REF] considèrent que la Suite Parauari appartient au domaine orogénique et forme le dernier arc magmatique dans leur modèle géotectonique.

Deux évènements tectoniques majeurs sont reconnus dans les roches du domaine orogénique. La première déformation (D1) est ductile et définie par la bande gneissique NE-SW formée dans le Complexe Cuiú-Cuiú et par la formation de schistosités au sein du groupe de Jacareacanga entre 2005 et 1997 Ma [START_REF] Almeida | Proposta da evolução tectono-estrutural da Província Tapajós com base na geologia da Folha Vila Mamãe Anã e Jacareacanga (1:250,000), região limite dos estados do Amazonas e Pará[END_REF], Santos et al. 2001).

La seconde déformation (D2) est définie par des cisaillements fragile-ductile décrochants de direction NW-SE qui ont affectés les roches de la Suite Creporizão et se sont superposés à la schistosité du complexe Cuiú-Cuiú. Ce deuxième événement est interprété comme se produisant entre 1970 et 1950 Ma [START_REF] Klein | Geology of Paleoproterozoic Gneiss-and Granitoid-Hosted Gold Mineralization in Southern Tapajós Gold Province, Amazonian Craton, Brazil[END_REF]. Selon [START_REF] Santos | Gold deposits of the Tapajós and Alta Floresta Domains, Tapajós-Parima orogenic belt, Amazon Craton, Brazil[END_REF] et Klein et al. (2002), dans les domaines orogénique et post-orogénique, la déformation généralisée est fragile, plus jeune que 1880 Ma et liée à un contexte extensif, réactivant ou générant des structures lors de la mise en place de la suite granitique de Maloquinha.

Géologie locale

Le dépôt TCZ est encaissé dans un complexe granitique de même nom, composé principalement de monzogranite et de syenogranite [START_REF] Santiago | The Tocantinzinho gold deposit Tapajós Province, state of Pará: host granite, hydrothermal alteration and mineral chemistry[END_REF] supposées âgées de 1982 ± 8Ma (Villas et al., 2013). Le granite TCZ est un monzogranite rose [START_REF] Santiago | The Tocantinzinho gold deposit Tapajós Province, state of Pará: host granite, hydrothermal alteration and mineral chemistry[END_REF], qui présente, en accord avec [START_REF] Juras | Technical Report for the Tocantinzinho Gold Project[END_REF], des cavités miarolitiques, des blebby quartz texture (possible texture de solidification unidirectionnelle)

et qui renferme de multiples corps d'aplite et de pegmatite dont la géométrie et l'orientation ne sont pas bien définies. [START_REF] Santiago | The Tocantinzinho gold deposit Tapajós Province, state of Pará: host granite, hydrothermal alteration and mineral chemistry[END_REF] considèrent le monzogranite comme le protolithe de deux faciès d'altération caractéristique : la faciès "salami" montrant une couleur rouge dominante et la faciès "smoky" de couleur verdâtre à grisâtre [START_REF] Juras | Technical Report for the Tocantinzinho Gold Project[END_REF].

Selon [START_REF] Juras | Technical Report for the Tocantinzinho Gold Project[END_REF], il y a passage progressif entre les deux faciès et leurs contacts respectifs sont diffus. La couleur rouge du faciès "salami" serait liée à l'altération des feldspaths potassiques par l'hématite [START_REF] Juras | Technical Report for the Tocantinzinho Gold Project[END_REF], alors que la couleur verdâtre à grisâtre du granite "smoky" serait due à la présence de chlorite [START_REF] Juras | Technical Report for the Tocantinzinho Gold Project[END_REF][START_REF] Santiago | The Tocantinzinho gold deposit Tapajós Province, state of Pará: host granite, hydrothermal alteration and mineral chemistry[END_REF].

De grands corps d'andésites recouvrent ou intrudent le granite TCZ, parallèlement à l'axe de la zone minéralisée [START_REF] Santiago | The Tocantinzinho gold deposit Tapajós Province, state of Pará: host granite, hydrothermal alteration and mineral chemistry[END_REF]. En profondeur, les corps de l'andésite convergeraient pour former ainsi des zones riches en dykes qui alimenteraient les andésites de surface [START_REF] Juras | Technical Report for the Tocantinzinho Gold Project[END_REF]. Un dyke de rhyolite tardive coupe les andésites et représente la roche magmatique la plus jeune de la région étudiée [START_REF] Juras | Technical Report for the Tocantinzinho Gold Project[END_REF], Santiago et al., 2013). Les roches minéralisées (c'est à dire la monzonite altérée soit smoky, soit salami) sont entourées de syenogranite stérile et de monzogranite eux aussi affectée par une altération à hématite, nommée par [START_REF] Juras | Technical Report for the Tocantinzinho Gold Project[END_REF] comme granite hématitique (tectonized fácies de la Figure 1). Bien que [START_REF] Juras | Technical Report for the Tocantinzinho Gold Project[END_REF] soulignent l'absence d'une déformation pénétrative de ces roches, Villas et al. (2013) décrivent un réseau dense de microfractures remplies d'hématite et quelques contacts tectoniques avec la roche extérieure (granodiorite dans la Figure 1). Cette roche est magnétique, varie du gris à la couleur rougeâtre, présente des veinules remplies d'épidote et de fins cristaux de pyrite, considérés comme sans lien avec la minéralisation du TCZ [START_REF] Juras | Technical Report for the Tocantinzinho Gold Project[END_REF].

Selon [START_REF] Santiago | The Tocantinzinho gold deposit Tapajós Province, state of Pará: host granite, hydrothermal alteration and mineral chemistry[END_REF] et Villas et al. (2013), le granite TCZ a été faiblement à modérément modifié par les fluides hydrothermaux. La séricite, le quartz, la chlorite et le carbonate se substituent minéraux magmatiques, sont dans des veines et des veinules, et définissent la matrice des brèches. L'or est disséminé en veinules (<1 cm d'épaisseur) de quartz, chlorite, sulfure et calcite [START_REF] Juras | Technical Report for the Tocantinzinho Gold Project[END_REF], orientées N20-30 °E et N70-80°E qui se présentent sous la forme d'un stockwork (Villas et al., 2013, Santiago et al., 2013). La pyrite est fréquente alors que galène, chalcopyrite et sphalérite sont plus rares. les sulfures représentent moins de 3% du volume total de la roche (Villas et al., 2013). L'or est associé à des minéraux hydrothermaux dans les veinules, les veines et les brèches [START_REF] Santiago | The Tocantinzinho gold deposit Tapajós Province, state of Pará: host granite, hydrothermal alteration and mineral chemistry[END_REF]. Des veines enrichies contenant plusieurs onces d'or sont visibles. Elles seraient de la même famille que les veines plus épaisses à quartz-galène-sphalérite-chalcopyrite, qui ne sont pas volumétriquement significatives [START_REF] Juras | Technical Report for the Tocantinzinho Gold Project[END_REF].

3. Résultats

Pétrographie

Le gisement du Tocantinzinho est composé exclusivement de roches magmatiques, intrusives et hypo-volcaniques (Figure 1), de composition intermédiaire à acide. Les roches encaissantes du gisement sont des granodiorites et microgranodiorites qui varient de palegris au rouge et sont composées par oligoclase (55-60%, quartz (20-25%) feldspath potassique (5-10%), biotite (3-5%) et hornblende (3-5%), avec magnétite, titanite, apatite et zircon comme minéraux accessoires. Ces roches ne montrent pas d'altération hydrothermale importante, non plus de déformation. Sericite, chlorite, leucoxène et épidote sont les minéraux secondaires que remplacent le plagioclase et les minéraux mafiques. Les microgranodiorites sont intrusives dans les granodiorites et localisées exclusivement en dehors de la zone minéralisée.

Limitées par des failles décrochantes sénestres orientées N100-120°E (Figure 1), un corridor tectonique contient un ensemble magmatique comprenant des granites et des andésites orientées parallèlement au couloir. Une intrusion de dacite, orientée E-W et apparemment replissée, recoupe toutes les lithologies du secteur.

Le granite Tocantinzinho (TCZ) est composé par deux facies principaux : une monzogranite et une syenogranite, et quelques passés de quartz-syenite, quartz-monzonite, alkali-feldspath granite et granodiorites. La monzogranite est principalement de couleur jaune pâle alors que la syenogranite est rouge orangé. Les changements de couleur sont progressifs. Les roches granitiques montrent une texture grenue à grains grossiers avec de nombreuses poches aplitiques et pegmatitiques dont les contacts entre eux sont progressifs. Ce type de contact suggère une relation cogénétique avec les granites. Le granite TCZ est composé par du feldspath potassique (40-65%), du plagioclase (20-35%), du quartz (10-35%) et de la biotite (0-5%), avec la titanite, apatite et zircon comme minéraux accessoires. Les aplites et les pegmatites montrent la même minéralogie. La biotite a été fréquemment remplacée par la chlorite, le leucoxène et la calcite et la titanite par leucoxène et calcite. Le plagioclase présente différents degrés de remplacement par de la muscovite fine.

Diffèrent types de déformation sont enregistrées dans les granites. Les minéraux magmatiques montrent surtout la présence de déformation à l'état solide, comme des kink bands, des swapped rims textures et des exsolutions de microperthite. En plus, ces roches montrent au minimum deux phases de déformation cassante associées à des minéraux hydrothermalisées que seront décrit plus loin dans ce travail.

Placé au centre du couloir tectonique et également allongé (Figure 1), il y a un corps principal d'andésite avec des texture équigranulaire fine à porphyrique, composé par le plagioclase (55-60%), l'amphibole (30-35%), la biotite (5-10%), la magnétite (2-5%) et le quartz (0-5%), avec apatite, titanite et des rares zircons comme minéraux accessoires. Le faciès porphyrique montre jusqu'à 10% de phénocristaux de plagioclase. En profondeur, ces andésites montrent des contacts avec les granites encaissants parfois progressifs et continus même si des fragments anguleux de granodiorite, granite et aplite sont fréquents aux contacts avec leurs encaissants respectifs. Des contacts par faille sont aussi observés et des mélanges entre magma granitique et andésitique (mingling) sont rares, mais ont pu être décrits. Sur le terrain, l'andésite encaissée par la granodiorite montrent des structures qui suggèrent une mise en place syntectonique avec un jeu senestre, en accord avec la tectonique majeure.

La dernière phase intrusive, volumétriquement peu importante dans la région centrale du corps minéralisé, est représentée par les dacites (et non pas des rhyolites comme dit dans la littérature ; Figure 1). Elles sont exclusivement composées de plagioclase et de quartz, dont le plagioclase a été complètement remplacé par une muscovite fine. Des fragments anguleux de granite sont observés dans les contacts.

Une déformation de type fragile est plus clairement associée avec les épisodes suivant qui marquent l'hydrothermalisme et la mise en place de la minéralisation. Deux phases de déformation spatialement associées ont été distinguées et définies.

Le premier évènement, caractérisée par une fracturation généralisée, forme localement des brèches dont les limites sont diffuses, les fragments de diffèrent tailles sont prédominants par rapport à la matrice. Cette dernière est composée par une muscovite fine invasive, de la pyrite et de rares gros cristaux de muscovites. Cette phase de déformation affecte de manière plus importante les granites et la minéralisation n'est présente que dans les contacts avec les dykes andésitiques. Les fractures ne sont observées qu'à l'échelle microscopique. Le minéral le plus affecté est le feldspath potassique montrant deux directions de fractures préférentielles réutilisant les plans de clivage du minéral hôte. Le plagioclase réagit différemment et peut être complètement remplacé (pseudomorphose).

Quand la déformation est forte et concentrée, il y a coalition des fractures que forment alors les brèches de l'évènement 1.

Le contexte tectonique responsable de ce premier évènement est difficile à définir parce que la fracturation ne montre que localement quelques orientations qu'il est difficile de mesurer. Certaines brèches montrent une foliation définie par l'orientation de la muscovite fine et des fragments. Des couloirs de déformation avec des fractures à muscovite fine et pyrite ont également été décrits à l'échelle microscopique. Dans les quelques lames minces orientées, un seul niveau de brèche orientée N170°E a été observé.

En conséquence, on retiendra pour l'instant que le contrôle et l'orientation de ces fractures ne peuvent pas être définis.

La première phase de minéralisation a des teneurs faibles d'or (<1,5ppm) mais qui semblent être répandus dans l'ensemble du granite. L'or libre n'a pas été observé, mais les analyses chimiques en roche totale montrent une corrélation positive entre la présence de pyrite et l'or.

La deuxième phase de déformation montre une relation plus claire avec la tectonique décrochante senestre avec une composante normale, et qui se caractérise par la présence de nombreuses veines, brèches, fentes de tension et de pull-apart sur le plan vertical. Un système de cisaillement majeur a été identifié sur le terrain, lequel est formé par des failles et des plans de cisaillement orientées N100-110°E. Oblique sur ce système, on rencontre des veines de quartz en ouverture orientées N30-50°E, dont les relations avec le cisaillement majeur suggèrent une cinématique senestre et certainement une composante normale dans le plan vertical comme cela a été observé à plusieurs reprises dans les carottes de sondage. Peu de mesures ont pu être faites sur le terrain, en raison du peu d'affleurement et de leur état d'altération. Toutefois, treize mesures de veines et neuf plans de cisaillement montrent des directions moyennes de N045E et N110°E, respectivement.

Ces mesures peuvent varier entre N100-130°E et N30-60°E. Le pendage de ces plans est en général vertical ou bien très fort vers le NW.

Le quartz, la chlorite, la calcite, le rutile/leucoxène, la pyrite, la chalcopyrite, la galène, la sphalerite et l'or sont les minéraux qui caractérisent cette phase. La chlorite et la pyrite représentent les premières phases à cristalliser suivies par le quartz, la galène, la chalcopyrite, l'or et la sphalérite. Les veines et fentes de tension ne montrent pas des halos d'altération hydrothermale. Elles sont parallèles entre elles et séparées par des panneaux de roches sans altération (sheeted veins).

Cette phase est ainsi caractérisée par les structures suivantes :

• zones de cataclase et veines dont les minéraux hydrothermaux sont cristallisés d'une façon syncinématique, surtout le rutile/leucoxène.

• formation de brèches localisées dans les zones d'ouverture avec des fragments anguleux et supportés par une matrice hydrothermale, qui montrent, dans les carottes de sondage, des évidences de jeu à composante normale.

• Formation des structures d'ouvertures orientées N30°-60°E interprétées comme des fentes de tension associées ainsi à une direction de raccourcissement NE-SW responsable de la tectonique décrochante senestre sur le corridor N120°E.

Des cristaux de quartz orientés dans la direction d'ouvertures des plans sont répandus et le comb quartz aussi, le deux indiquent un remplissage concomitant à l'ouverture des fractures.

La minéralisation de la deuxième phase se caractérise par des teneurs d'or qui peuvent atteindre jusqu'à 70ppm dans les veines les plus enrichies en sulfures. L'or est généralement associé à la galène et répandu dans les fractures des cristaux de pyrite ou dans des cavités présentes dans les veines de quartz.

Les analyses chimiques sur les silicates et sulfures de cette phase de minéralisation ont permis d'établir la composition de chaque minéral. La chlorite montre une composition Maitre (1988). Les éléments terre rare (ETR) confirment la signature calco-alcaline de ces roches et montrent des courbes de distribution similaires pour la granodiorite et l'andésite.

Les granites ont des anomalies négatives en Europium caractéristique que l'on ne retrouve pas dans les roches encaissantes (granodiorites). Les ETR lourdes sont également 10 à 20 fois plus concentrées dans les granites. La dacite montre un profil ETR comparable à ceux des roches de domaine anorogénique, malgré un appauvrissement en ETR légère. Dans les diagrammes de classification des environnements géotectoniques [START_REF] Pearce | Sources and settings of granitic rocks[END_REF], les granodiorites se placent dans le champ des granites d'arc volcaniques, les granites dans le champ des granites post-collisionnels et la dacite dans le champ des granites intraplaques. Pb/ 206 Pb moyen pondéré de 1996 ± 8 Ma (MSWD = 0.1), considéré comme la meilleure estimation de l'âge de cristallisation (Figure 3).

3.3.

Géochronologie

La dacite a été analysée que par la technique CA-ID-TIMS (Figure 3). Parmi les minéraux hydrothermaux, une muscovite de la brèche de la première phase de minéralisation et la poudre de la muscovite d'altération de la dacite ont donné des âges plateau de 1865 ± 5Ma pour 89% d' 39 Ar libérée et de 1854 ± 5Ma pour 83% d' 39 Ar libérée, respectivement (Figure 3). Ces âges peuvent être interprétés soit comme l'âge de cristallisation ou d'une remise à zéro du système argon. Les tentatives de datation sur échantillons n'ont pas donné de résultats interprétables.

Les isotopes de soufre

Les isotopes du soufre ont été analysées sur des concentrés de galène (-0,3 -0,3‰), de sphalerite (1,8 -1,9‰) de chalcopyrite (2,0‰) et de pyrite. Parmi les échantillons de pyrite, deux sont issus de la granodiorite (-4,4 -5,0‰), un d'un mélange de pyrites de première et deuxième phases de mineralizations (2,9 -3,9‰), un de la dacite (5,6‰), un de l'andésite (-0,9‰) et deux sont représentatifs de la deuxième phase de minéralisation (1,9- (pression de cristallisation de ca. 1,1kbar estimée par la géothermométrie des amphiboles de l'andésite). En accord avec les travaux de London (1992[START_REF] London | Vapor-undersaturated experiments in the system macusanite-H2O at 200 MPa, and the internal differentiation of granitic pegmatites[END_REF], la cristallisation des pegmatites peut se produire sans saturation en fluides du melt granitique. Basée sur les expériences réalisées par Fenn (1986), la saturation en fluide apparait être un facteur limitant à la formation des texture graphiques dans les roches magmatiques. Ainsi, comme cette texture est relativement très répandue dans les aplites et les pegmatites étudiées, on peut interpréter que la cristallisation des aplites et pegmatites s'est déroulé à partir d'un magma riche en fluides, mais sans atteindre le point de saturation. En plus, toutes ces caractéristiques sont typiques des systèmes granitiques associés aux systèmes hydrothermaux importants souvent à la source de dépôts minéralisés importants [START_REF] Candela | A review of shallow, ore-related granites: textures, volatiles, and ore metals[END_REF].

Les critères de déformation enregistrés dans le granite sont caractéristiques d'une déformation à l'état solide. On observe des torsions du réseau cristallin (kink bands), la déformation des clivages du plagioclase (deformational twins), des swapped rims texture dans le feldspath potassique, des microperthites et l'extinction onduleuse du quartz, indicateurs de déformations qui se passent à des températures de l'ordre de 400-500°C [START_REF] Passchier | [END_REF] En accord avec les travaux de Dingwell (1995Dingwell ( , 1997)), les systèmes granitiques peu profonds peuvent générer des systèmes de fracturation dans ou en dehors de l'intrusion.

Ce processus de fracturation peut être le résultat soit de facteurs internes le plus souvent liés aux processus magmatiques, de cristallisation, ou bien par des facteurs externes reliés à la tectonique ou au volcanisme. Pour le dépôt du Tocantinzinho, l'intervention des facteurs externes est envisagée, notamment en raison de la démonstration du contrôle tectonique de la mise en place du magmatisme et surtout des andésites. Toutefois, la fracturation et donc la première concentration de l'or restent localisées dans le granite, l'aplite et la pegmatite, et également au contact avec les andesites, ce qui peut représenter un argument à l'existence également de causes internes. La présence de textures en puzzle (jigsaw puzzle texture) suggère que la fracturation a pu être assistée par des fluides [START_REF] Jebrak | Hydrothermal breccias in vein-type ore deposits: A review of mechanisms, morphology and size distribution[END_REF] et donc encore une fois contrôlée par des causes internes. Cependant, les brèches du stade M1 ne sont pas caractéristiques de brèches hydrauliques mais plutôt de brèches tectoniques et montrent que les deux types de causes, internes et externes, ne peuvent être exclues du processus de formation de la minéralisation du stade M1. [START_REF] Coutinho | Província Mineral do Tapajós: geologia, metalogenia e mapa previsional para ouro em SIG[END_REF]Klein et al., 2001b[START_REF] Baker | Emplacement depth and carbon dioxide-rich fluid inclusion in Intrusion-related gold deposits[END_REF], Santos et al., 2001). Ainsi, le processus responsable de la première phase de minéralisation serait similaire à celui de "muscovitisation" décrit par Cavailhes et al. ( 2013 

Conclusion

Les résultats principaux de ce travail sont :

• (PROMIN -TAPAJÓS) realizou trabalhos de mapeamento regional, gerando as folhas Vila

Mamãe Anã [START_REF] Almeida | Projeto especial Província mineral do tapajós. Geologia e recursos minerais da Folha Vila Mamãe Anã[END_REF], Jacareacanga [START_REF] Ferreira | Projeto especial Província mineral do tapajós. Geologia e recursos minerais da Folha Jacareacanga[END_REF], Caracol (Bahia e Quadros, 2000), Vila Riozinho (Klein e Vasquez, 2000) e Rio Novo (Vasquez e Klein et al., 2000), em escala 1: 250.000, com suas respectivas notas explicativas e um estudo temático multidisciplinar que culminou com a publicação de um volume intitulado: Província Mineral Introdução do Tapajós: geologia, metalogenia e mapa previsional para ouro em SIG (Coutinho, 2008).

Em 2015, foram publicadas as folhas São Domingos (Vasquez et al., 2014a) e Vila Riozinho (Vasquez et al., 2014b) • Entre setembro de 2015 e fevereiro de 2017 a pesquisa foi conduzida no Brasil e contemplou a aquisição dos dados de isótopos estáveis de enxofre, a redação do exame de qualificação e da tese, bem como do primeiro artigo que integra esta tese.

O segundo artigo discutindo os aspectos metalogenéticos do depósito foi iniciada e será concluída após a defesa da tese.

Justificativa

Tendo em vista o potencial aurífero da PMT e a necessidade de mais estudos voltados a compreensão da sua evolução geológica e dos depósitos minerais nela contidos, a oportunidade de estudar em detalhe o maior depósito da província foi decisiva, assim como as parcerias público-privada e entre as duas Universidades, que permitiram acesso a uma ampla base de dados e de amostras e a equipamentos analíticos não disponíveis na UFPR.

A compreensão da evolução do TCZ é relevante no contexto da PMT, já que este é o maior depósito conhecido na Província. Apesar de dois artigos abordando aspectos petrográficos, geoquímicos e geocronológicos do depósito TCZ terem sido publicados em 2013, restaram muitos aspectos pouco compreendidos, sobretudo no que diz respeito ao estilo da mineralização e a cronologia dos eventos.

Objetivo principal

Compreender a evolução e a gênese do depósito de ouro Tocantinzinho, determinando os fatores que controlaram a distribuição da mineralização e o papel da tectônica e do hidrotermalismo na formação do mesmo. Introdução

Objetivos específicos

Considerando a sobreposição de eventos magmáticos, hidrotermais e de deformação rúptil, que resultam em uma mineralização de padrão complexo, para alcançar os objetivos propostos a pesquisa foi desmembrada em dois eixos principais.

• Compreensão da natureza do magmatismo, e do contexto geotectônico e estrutural da colocação das rochas encaixantes do depósito e das hospedeiras da mineralização;

• Compreensão das relações espacial, temporal e genética entre magmatismo, hidrotermalismo, deformação e mineralização. Materiais e métodos Foram, ainda, coletadas dez amostras de diferentes litotipos, com pesos entre 4 -12 kg, para datações pelo método U-Pb em zircão.

Materiais e métodos

Análise petrográfica

Ao todo, foram confeccionadas 98 lâminas delgadas e delgada-polidas, dentre as quais 66 lâminas delgadas foram preparadas no Laboratório de Laminação (LAMIN) da UFPR e 32 lâminas delgadas-polidas, no laboratório de litopreparação da UM. Da totalidade de lâminas, sete são de amostras orientadas coletadas nos afloramentos, e as demais são de amostras de testemunhos de sondagem.

A caracterização mineral e textural das paragêneses hidrotermais e de minério e a análise microtectônica foram realizadas, em ambas as universidades, fazendo uso de lupa binocular de mesa e de microscópio petrográfico binocular de luz transmitida e refletida, com sistema de captura de imagem acoplada ao microscópio. A classificação modal das rochas ígneas menos alteradas foi feita com base na contagem de 2000 pontos por lâmina.

Análises complementares para auxiliar na identificação dos minerais foram feitas em um microscópio eletrônico de varredura (MEV) Quanta 200 FEG da marca FEI acoplado a um detector de espectroscopia de energia dispersiva (EDS) X-max 50 mm2, da Oxford Instrumentos.

As amostras utilizadas nas diferentes analises serão identificadas pelo número do furo de sondagem seguido do número da amostra e da letra "G" quando a amostra tiver sido coletada para análise geocronológica. Por exemplo, na amostra 111-1G o número 111 refere-se ao número do furo de sondagem, 1 se refere ao número da amostra no furo em questão e o G é o indicativo de que a amostra foi coletada para datação. Materiais e métodos Figura 2 -Mapa geológico simplificado do depósito TCZ mostrando a distribuição das linhas de seção contendo as sondagens descritas e amostradas, bem com a projeção em superfície das amostras coletas para análise geocronológica.

Analise química em rocha total

Vinte e oito amostras de rocha total foram analisadas para elementos maiores, Os resultados das análises químicas encontram-se no Anexo I -Química de rocha total.

Química mineral

Dezessete lâminas de rochas de diferentes contextos foram selecionadas para análise química quantitativa de minerais em microssonda eletrônica. As análises foram feitas diretamente sobre as lâminas delgadas-polidas cobertas com uma película condutora de carbono, depositada em condição de alto vácuo, de forma a permitir um bom desempenho analítico mesmo em minerais com baixa condutividade elétrica.

Materiais e métodos

As análises foram realizadas no Laboratório Microssonde Sud do Laboratório de Geociências -UM, em uma microssonda eletrônica CAMECA SX 100 com aceleração de elétron de 20keV, uma corrente de 10nA e com diâmetro do feixe analítico de 1µm.

Duas rotinas analíticas foram estabelecidas: uma para a quantificação de silicatos, óxidos, fosfatos e carbonatos, para os quais analisou-se os elementos: Si, O, Fe, Mg, Mn, K, Na, Ca, Ti, Zr, C, P, F, Cl, Ba e Sr e outra para quantificação de sulfetos e ouro nativo, para os quais analisou-se S, Fe, As, Cu, Pb, Zn, Mo, Ag, Au, Ti. Abreviações: Plplagioclásio; Fkfeldspato potássico; Btbiotita; Ttntitanita; Cbcarbonato; Chlclorita;

Sermica branca fina; Mb-mica branca; Qtzquartzo; Abalbita; Rtrutilo; Lcxleucoxênio; Pypirita;

Ccpycalcopirita; Galgalena; Sphesfalerita; Auouro.

Cartografia mineral qualitativa

Com o intuito de avaliar a distribuição do ouro no minerais de amostras mineralizadas e de identificar a quais fases minerais este metal está associado fez-se uma cartografia química qualitativa em 11 laminas delgada-polidas cobertas com uma película condutora de carbono, depositada em condição de alto vácuo. 56

Materiais e métodos

Tendo em vista este problema, optou-se por modificar os elementos químicos cartografados para: Au, S, As, Cu e Fe. A análise qualitativa dos pontos com maior contraste para os elementos Au e Cu, mostrou que fixando a escala de contagens/segundo em 500, os picos representavam de fato cristais de ouro livre e de calcopirita.

Figura 3 -Mapa qualitativo da presença de enxofre (esquerda) e do molibdênio (direito). Notar que ambos são similares, devido a um problema analítico de sobreposição de alguns dos picos característicos destes elementos.

Datação U-Pb em zircão

Ao todo, nove amostras de rocha foram selecionadas para datação U-Pb em zircão, sendo três amostras de rochas encaixantes estéreis, quatro amostras de diferentes fácies do granito Tocantinzinho, uma amostra de andesito, coletado fora da zona mineralizada. A localização dos furos amostrados para analise geocronológica e a projeção em superfície das amostras datadas encontram-se na Figura 2.

Todas as amostras foram preparadas no laboratório de separação mineral da USP, seguindo os seguintes procedimentos:

• Dupla redução granulométrica em britador de mandíbula, seguida de quarteamento;

• Redução granulométrica gradativa em moinho de discos combinada com peneiramento em sucessivas etapas, visando obter frações entre 100-250 mesh e inferiores a 250 mesh. O peneiramento foi feito em peneirador automático, durante 20 a 30 minutos, após cada etapa de moagem; Materiais e métodos

• Separação dos minerais densos na mesa de Wilfley;

• Secagem seguida de separação dos minerais magnéticos com imã de mão e com separador magnético Frantz, aplicando correntes que variaram entre 0,4 e 1,0A;

• Separação física da fração não magnética em bromofórmio (2,89 g/cm3) seguida de separação física em iodeto de metileno (3,32 g/cm3);

• Separação magnética no separador Frantz, em diferentes amperagens. A corrente aplicada foram de até 1,5 A, a depender da composição de cada amostra, sem padronização da inclinação longitudinal e lateral do separador;

• Amostras contendo elevada porcentagem de cristais de pirita foram atacadas com ácido nítrico diluído a 50%, a frio, para a digestão dos sulfetos. Metade do volume da fração de minerais pesados foi preservada do ataque com ácido.

Em todas as amostras o concentrado final de minerais pesados apresentou elevada concentração de cristais de pirita, mais abundantes nas amostras do granito. Os zircões das amostras das rochas encaixantes e do andesito apresentaram elevada porcentagem de cristais metamícticos e fraturados.

Datação U-Pb SHRIMP em zircão

Os cristais de zircão foram selecionados manualmente no CP-Geo-UPS e montados em um disco de resina epóxi juntamente com o padrão de referência Temora 2 [START_REF] Black | Improved 206 Pb 238 U microprobe geochronology by the monitoring of trace element related matrix effect; SHRIMP, ID-TIMS, ELA-ICP-MS and oxygen isotope documentation for a series of zircon standards[END_REF]. A resina foi polida até que os núcleos dos grãos fossem expostos. Imagens por catodoluminescência (CL) foram feitas para o conjunto de cristais de cada amostra (Figura As razões isotópicas foram reduzidas no programa Squid 2 [START_REF] Ludwig | SQUID 2: A User's Manual[END_REF] e os cálculos de idade feitos no programa Isoplot 3.7 [START_REF] Ludwig | Isoplot/Ex, version 3.7: A geochronological toolkit for Microsoft Excel[END_REF]. Os dados apresentados na Tabela 11 (Anexo II) consideram uma incerteza analítica de ± 1σ, enquanto as idades foram calculadas com incerteza de ± 2σ. Considerou-se uma análise concordante ou subconcordante quando o grau de discordância foi menor que ± 5%.

Datação U-Pb LA-ICP-MS em zircão

Quatros amostras previamente datadas pelo método U-Pb SHRIMP foram reanalisadas pelo método U-Pb LA-ICP-MS. Foram analisadas duas amostras da Materiais e métodos encaixante que apresentaram idades com erros elevados, devido ao número reduzido de cristais anteriormente analisados (n=6), uma amostra de andesito, que apresentou uma idade incoerente com as relações estratigráficas e uma amostra de aplito que não pôde ser analisada por apresentar concentrações de uranio superiores a 3000ppm.

Novos cristais foram selecionados a partir do concentrado de minerais pesados, previamente preparado na USP. Visando a obtenção de cristais de melhor qualidade conduziu-se uma nova separação magnética padronizando a corrente e as inclinações longitudinal e lateral do equipamento, do seguinte modo:

• Corrente de 0,5A com inclinação lateral do separador a 10°;

• Corrente de 1,5 A com inclinação lateral do separador a 6°;

• Corrente de 1,5 A com inclinação lateral do separador a 4°;

• Corrente de 1,5 A com inclinação lateral do separador a 2°.

Ao final deste processo procurou-se selecionar, a partir da fração não magnética obtida a 1,5A com inclinação lateral de 2º, zircões euédricos, sem inclusões, fraturas ou núcleos herdados. Os zircões foram montados em um disco de resina epóxi juntamente com zircões do padrão de referência G91500 (Wiendenbeck et al., 1995).

As diagramas concórdia e os cálculos de idade utilizou-se o Isoplot 3.7 [START_REF] Ludwig | Isoplot/Ex, version 3.7: A geochronological toolkit for Microsoft Excel[END_REF].

Considerou-se a análise concordante ou subconcordante quando o grau de discordância foi menor que ± 5%. Os dados analíticos apresentados na Tabela 14 (Anexo II) e as idades calculadas usando o Isoplot 3.7 [START_REF] Ludwig | Isoplot/Ex, version 3.7: A geochronological toolkit for Microsoft Excel[END_REF] consideram uma incerteza analítica de ± 2σ.

Considerou-se a análise concordante ou subconcordante quando o grau de discordância foi menor que ± 5%. 

Isótopos de Enxofre

Analise de isótopos de enxofre (δ 34 S) foram realizadas em 13 amostras de sulfetos distintos, dentre as quais oito de pirita, uma de calcopirita, duas de galena e duas de esfalerita obtidos usando as técnicas convencionais de separação mineral. Seis das oito amostras de pirita foram obtidas a partir dos concentrados de minerais pesados previamente preparados para a realização de datações pelo método U-Pb em zircão. As demais, foram obtidas a partir da moagem manual de amostras de veios de quartzo e seleçao manual com auxílio de uma lupa binocular de mesa. 

Contexto geológico regional

A área de estudo está inserida no contexto da Plataforma Sul Americana, mais especificamente na porção centro-sul do Cráton Amazônico. Considerando a divisão geotectônica do cráton, a área está no Domínio Tapajós [START_REF] Santos | Timing and evolution of multiple Paleoproterozoic magmatic arcs in the Tapajós Domains, Amazon Craton: constraints from SHRIMP and TIMS zircon, baddeleyite and titanite U-Pb geocronology[END_REF], da Província Tapajós-Parima [START_REF] Santos | A new understanding of the provinces of the Amazon Craton based on integration of field mapping and U-Pb and Sm-Nd geocronology[END_REF] ou Província Ventuari-Tapajós (Tassinari e Macambira, 1999) e considerando a divisão em províncias minerais, a área se insere na Província Mineral do Tapajós (PMT). Logo, serão abordados, de forma breve, aspectos geológicos e geotectônicos do Cráton Amazônico e da Província Tapajós-Parima ou Ventuari-Tapajós e, serão apresentados aspectos geotectônicos, litoestratigráficos, estruturais e metalogenéticos do Domínio Tapajós. Após a compartimentação do Cráton Amazônico proposta por [START_REF] Almeida | SIMPÓSIO DE GEOLOGIA DO NORDESTE[END_REF] diversas outras propostas de compartimentação foram feitas, destacando-se as de Cordani Contexto geológico local et al. (1979[START_REF] Teixeira | A review of the geochronology of the Amazonian Craton: tectonic implications[END_REF], [START_REF] Tassinari | O mapa geocronológico do Cráton Amazônico no Brasil[END_REF], Tassinari e Macambira (1999), [START_REF] Santos | A new understanding of the provinces of the Amazon Craton based on integration of field mapping and U-Pb and Sm-Nd geocronology[END_REF] e Tassinari e Macambira (2004). Todas aplicam direta ou indiretamente o conceito de província geocronológica, no qual os limites se baseiam na idade das rochas do embasamento, nos trends estruturais e nas evidências geofísicas.

Cráton Amazônico

Atualmente são mais aceitas as propostas de Santos et al. (2000) e Tassinari e Macambira ( 2004), mostradas na Figura 6, sendo esta última uma evolução da proposta feita por [START_REF] Cordani | Evolução tectônica da Amazônia com base em dados geocronológicos[END_REF], modificada inicialmente por [START_REF] Teixeira | A review of the geochronology of the Amazonian Craton: tectonic implications[END_REF] e posteriormente por [START_REF] Tassinari | O mapa geocronológico do Cráton Amazônico no Brasil[END_REF] e Tassinari e Macambira (1999,2004). As duas propostas distinguem-se pelos diferentes limites das províncias dentro do cráton, em consequência do volume de dados geocronológicos utilizados e dos métodos de datação aplicados. Tendo em vista o fato de a proposta de Santos et al. (2000de Santos et al. ( , 2004) ) estar embasada em um maior volume de dados geocronológicos e que estes apresentam maior robustez que os da proposta de Tassinari e Macambira (1999[START_REF] Vernon | A practical guide to rock microstructure[END_REF], nesta tese será adotado o modelo de Províncias Geocronológicas de [START_REF] Santos | A new understanding of the provinces of the Amazon Craton based on integration of field mapping and U-Pb and Sm-Nd geocronology[END_REF]. Ventuari [START_REF] Tassinari | O mapa geocronológico do Cráton Amazônico no Brasil[END_REF], localizado a norte, por conter rochas mais jovens e distintas do ponto de vista da geologia e do estilo da mineralização aurífera. [START_REF] Santos | Timing and evolution of multiple Paleoproterozoic magmatic arcs in the Tapajós Domains, Amazon Craton: constraints from SHRIMP and TIMS zircon, baddeleyite and titanite U-Pb geocronology[END_REF] propuseram a subdivisão da província em quatro domínios: Parima, Uaimiri, Tapajós e Peixoto Azevedo (Figura 7), sendo que com exceção do domínio Uaimiri, os outros três constituem províncias auríferas homônimas. O contexto geotectônico da suíte intrusiva Parauari, composta por granitos cálcioalcalinos (1887-1879Ma) não é consensual nas duas propostas de evolução geotectônica.

Província Tapajós-Parima

Domínio Tapajós

Para [START_REF] Santos | A new understanding of the provinces of the Amazon Craton based on integration of field mapping and U-Pb and Sm-Nd geocronology[END_REF][START_REF] Santos | Timing of mafic magmatism in Tapajós Province (Brazil) and implications for the evolution of the Amazon Craton: evidence from baddeleyite and zircon U-Pb SHRIMP geocronology[END_REF][START_REF] Santos | Timing and evolution of multiple Paleoproterozoic magmatic arcs in the Tapajós Domains, Amazon Craton: constraints from SHRIMP and TIMS zircon, baddeleyite and titanite U-Pb geocronology[END_REF] et al., 2000, 2004).

Complexo Cuiú-Cuiú

Este complexo é considerado como a primeira suíte granítica do Domínio Tapajós. São tonalitos a granodioritos cálcio-alcalinos, contendo enclaves máficos e veios trondhjemíticos, com idades entre 2033 -2005 Ma [START_REF] Santos | A new understanding of the provinces of the Amazon Craton based on integration of field mapping and U-Pb and Sm-Nd geocronology[END_REF][START_REF] Santos | Gold deposits of the Tapajós and Alta Floresta Domains, Tapajós-Parima orogenic belt, Amazon Craton, Brazil[END_REF]. Os batólitos são bandados e alongados paralelamente à foliação do Grupo Jacareacanga. O Complexo Cuiú-Cuiú tem contatos por cavalgamentos oblíquos com as rochas do Grupo Jacareacanga, sua deformação é tipicamente dúctil e a estruturação principal tem direção NNE-SSW, alcançando a fácies anfibolito superior nos ortognaisses, com migmatização associada [START_REF] Almeida | Proposta da evolução tectono-estrutural da Província Tapajós com base na geologia da Folha Vila Mamãe Anã e Jacareacanga (1:250,000), região limite dos estados do Amazonas e Pará[END_REF] [START_REF] Ricci | Suíte Intrusiva Creporizão -Província Tapajós: proposta e critérios de definição[END_REF].

O magmatismo Creporizão foi controlado pela evolução da deformação compressional associada a estruturação do Complexo Cuiú-Cuiú e Grupo Jacareacanga, o qual evoluiu para zonas de cisalhamento transcorrentes NW-SE, de expressão regional e predominantemente sinistrais [START_REF] Almeida | Proposta da evolução tectono-estrutural da Província Tapajós com base na geologia da Folha Vila Mamãe Anã e Jacareacanga (1:250,000), região limite dos estados do Amazonas e Pará[END_REF], com a colocação dos batólitos de forma síncrona a tardia em relação às transcorrências [START_REF] Lamarão | geochemistry, and Pb-Pb zircon geochronology of the Paleoproterozoic magmatism of Vila Riozinho, Tapajós Gold Province, Amazonian craton, Brazil[END_REF]. De acordo com Klein et al. (2000), essas estruturas são orientadas principalmente N30°-40°W e com menor frequência N10°-20°W na região de abrangência da Folha Vila Riozinho. A oeste da província (Folhas Vila Mamãe Anã e Jacareacanga) têm orientações N20°-75°E e N60°W [START_REF] Almeida | Proposta da evolução tectono-estrutural da Província Tapajós com base na geologia da Folha Vila Mamãe Anã e Jacareacanga (1:250,000), região limite dos estados do Amazonas e Pará[END_REF]. Nessas folhas, estruturas obliquas, extensionais e escalonadas (N20°E; N40°-50°E e N70°E) ocorrem associadas ao cisalhamento [START_REF] Almeida | Proposta da evolução tectono-estrutural da Província Tapajós com base na geologia da Folha Vila Mamãe Anã e Jacareacanga (1:250,000), região limite dos estados do Amazonas e Pará[END_REF] e estão preenchidas por rochas máficas e mineralizações (Klein et al., 2000). (Coutinho, 2008).

Datações feitas por diversos autores forneceram idades próximas a 1880Ma. Para Santos et al. (2000;[START_REF] Vernon | A practical guide to rock microstructure[END_REF] [START_REF] Ricci | Suíte Intrusiva Creporizão -Província Tapajós: proposta e critérios de definição[END_REF], 1880 ± 9 Ma (Lamarão, 2001) e idades U-Pb em zircão de 1870 ± 4 e 1874 ± 7Ma (Santos, 2000) para esta suíte.

Grupo Palmares

Esse Grupo é constituído por rochas sedimentares flúvio-continentais depositadas em grábens, e incluem arenitos, conglomerados, subarcósios, folhelhos vermelhos e raras camadas de rochas piroclásticas. As relações de campo sugerem que a sedimentação ocorreu após a intrusão da suíte Maloquinha e antes do magmatismo toleítico Crepori, datado em 1789 Ma [START_REF] Santos | Timing of mafic magmatism in Tapajós Province (Brazil) and implications for the evolution of the Amazon Craton: evidence from baddeleyite and zircon U-Pb SHRIMP geocronology[END_REF]. mineralização aurífera e a intrusão causativa do sistema hidrotermal é uma premissa básica para a classificação como um IRGS (Hart et al. 2002;[START_REF] Hart | Distinguishing intrusion-related from orogenic gold systems: New Zealand Minerals Conference[END_REF][START_REF] Pirajno | Hydrothermal processes and mineral systems[END_REF]. 

Aspectos estruturais

IRGS reduzidos

São veios de quartzo auríferos que ocorrem preferencialmente na região apical e rúptil dos plútons graníticos, formando depósitos de elevada tonelagem e baixos teores, cuja assembleia metálica ordinária se caracteriza por Au-Bi-Te-W [START_REF] Hart | Mineral deposits of Canada: A Synthesis of Major Deposit Types[END_REF] estanho, e veios e disseminações em rochas sedimentares. Já os depósitos distais, localizados fora dos limites dos hornfels, incluem veios auríferos quartzo-sulfetados meso a epitermais encaixados ao longo de planos de falhas. A assinatura típica dos veios distais é Au-As-Sb±Hg.

IRGS oxidados

Os sistemas auríferos relacionados a intrusões oxidados são os sistemas mineralizados em ouro associados aos ambientes onde ocorrem, tipicamente os depósitos de cobre pórfiro, ou seja, ambientes com caráter oxidante [START_REF] Hart | A redox regime for intrusion-related gold systems[END_REF] et al., 1998;[START_REF] Eilu | Atlas of alteration assemblages, styles and zoning in orogenic lode-gold deposits in a variety of host rock and metamorphic settings[END_REF][START_REF] Pirajno | Hydrothermal processes and mineral systems[END_REF] Os ambientes mais propícios à formação desta classe de depósitos são as margens convergentes, em orógenos acrescionários ou colisionais onde predomina deformação compressiva a transtensiva (EILU et.al., 1999), ou seja, regiões onde há concentração de energia térmica e dinâmica, que geram modificações estruturais e químicas nas rochas.

Nessas condições [START_REF] Pirajno | Hydrothermal processes and mineral systems[END_REF] 

Contexto geológico local

O depósito Tocantinzinho é um depósito de ouro hospedado em um granito homônimo classificado como tardi a pós-tectônico [START_REF] Santiago | The Tocantinzinho gold deposit Tapajós Province, state of Pará: host granite, hydrothermal alteration and mineral chemistry[END_REF], cuja colocação foi controlada pelo lineamento Tocantinzinho [START_REF] Juras | Technical Report for the Tocantinzinho Gold Project[END_REF] hipótese de tingimento da rocha em função da presença de óxido de ferro é questionada.

Figura 14 -Fotografia mostrando a alteração hidrotermal informalmente denominada granito salame, à esquerda, em função do seu aspecto mesoscópico. Esta alteração se caracteriza pela cor vermelha e pela presença de cristais de microclínio e de sílica ameboide. À direita fotografia mostrando a alteração denominada de granito smoky, que se caracteriza pela cor cinza a verde e quantidades variáveis de quartzo.

Na zona mineralizada ocorrem inúmeros diques de aplitos e pegmatitos, considerados comagmáticos e com cristalização tardia em relação ao granito. Um espesso corpo de andesito capeia os granitos e se transforma em profundidade em uma rede de numerosos diques, os quais devem ter funcionado como diques alimentadores da intrusão principal [START_REF] Juras | Technical Report for the Tocantinzinho Gold Project[END_REF]. Um dique de dacito intrusivo no andesito e no granito representa o último evento magmático registrado no TCZ. Este conjunto de rochas é limitado de ambos os lados por quartzo monzonitos estéreis e localmente por granitos de granulação média a grossa, também estéreis e que foram superpostos por uma alteração hematítica [START_REF] Juras | Technical Report for the Tocantinzinho Gold Project[END_REF]Villas et al., 2013) 

Santiago et al. (2013) descrevem a alteração hidrotermal que afeta o granito

Tocantinzinho como fraca a moderada, já que não ultrapassa 30% do volume da rocha e muitas feições primárias estão preservadas. As alterações que ocorreram com uma baixa razão fluido rocha incluem sericitização, cloritização, silicificação, carbonatação, hematização, sulfetação e epidotização, esta última em menor proporção [START_REF] Juras | Technical Report for the Tocantinzinho Gold Project[END_REF][START_REF] Santiago | The Tocantinzinho gold deposit Tapajós Province, state of Pará: host granite, hydrothermal alteration and mineral chemistry[END_REF]. Esses minerais hidrotermais ocorrem em substituição aos minerais primários ou, ainda, preenchendo fraturas e gerando vênulas mono ou poliminerálicas [START_REF] Santiago | The Tocantinzinho gold deposit Tapajós Province, state of Pará: host granite, hydrothermal alteration and mineral chemistry[END_REF]. 

Introduction

The Tapajós Domain [START_REF] Santos | Gold deposits of the Tapajós and Alta Floresta Domains, Tapajós-Parima orogenic belt, Amazon Craton, Brazil[END_REF][START_REF] Santos | Timing and evolution of multiple Paleoproterozoic magmatic arcs in the Tapajós Domains, Amazon Craton: constraints from SHRIMP and TIMS zircon, baddeleyite and titanite U-Pb geocronology[END_REF], located in the southwestern part of the Pará state (Northern Brazil), is the central segment of the Tapajós-Parima Province [START_REF] Santos | A new understanding of the provinces of the Amazon Craton based on integration of field mapping and U-Pb and Sm-Nd geocronology[END_REF], that belongs to the southern Amazonian Craton (Fig. 1A). This domain coincides with one of the most important metallogenic province in Brazil, named Tapajós Gold Province (TGP; [START_REF] Faraco | Carta metalogenética da Província Aurífera do Tapajós[END_REF]; Fig. 1B). The presence of hundreds of gold occurrences hosted mainly in granitic rocks highlighted the TGP in the Brazilian mining scenario between the fifties and the nineties when 10-12 tons of gold were extracted per year by ca. 2,200 garimpos sites [START_REF] Silva | Tapajos gold garimpos[END_REF]. Despite its economic importance, the TGP and their mineral occurrences have been studied more intensively after the nineties. Its geological history is still controversial, especially regarding its geotectonic evolution [START_REF] Tassinari | Geochronological provinces of the Amazonian Craton[END_REF][START_REF] Ricci | Suíte Intrusiva Creporizão -Província Tapajós: proposta e critérios de definição[END_REF][START_REF] Santos | A new understanding of the provinces of the Amazon Craton based on integration of field mapping and U-Pb and Sm-Nd geocronology[END_REF][START_REF] Santos | Gold deposits of the Tapajós and Alta Floresta Domains, Tapajós-Parima orogenic belt, Amazon Craton, Brazil[END_REF][START_REF] Santos | Timing of mafic magmatism in Tapajós Province (Brazil) and implications for the evolution of the Amazon Craton: evidence from baddeleyite and zircon U-Pb SHRIMP geocronology[END_REF][START_REF] Santos | Timing and evolution of multiple Paleoproterozoic magmatic arcs in the Tapajós Domains, Amazon Craton: constraints from SHRIMP and TIMS zircon, baddeleyite and titanite U-Pb geocronology[END_REF][START_REF] Almeida | Proposta da evolução tectono-estrutural da Província Tapajós com base na geologia da Folha Vila Mamãe Anã e Jacareacanga (1:250,000), região limite dos estados do Amazonas e Pará[END_REF]Klein et al., 2001a[START_REF] Klein | Geology of Paleoproterozoic Gneiss-and Granitoid-Hosted Gold Mineralization in Southern Tapajós Gold Province, Amazonian Craton, Brazil[END_REF][START_REF] Vasquez | Granitoides pós-colisionais da porção leste da Província Tapajós[END_REF][START_REF] Lamarão | geochemistry, and Pb-Pb zircon geochronology of the Paleoproterozoic magmatism of Vila Riozinho, Tapajós Gold Province, Amazonian craton, Brazil[END_REF][START_REF] Lamarão | Nd isotopic composition of Paleoproterozoic volcanic and granitoid rocks of Vila Riozinho: implications for the crustal evolution of the Tapajós gold province, Amazon craton[END_REF][START_REF] Coutinho | Província Mineral do Tapajós: geologia, metalogenia e mapa previsional para ouro em SIG[END_REF], the constraints on source, control, and timing of gold mineralization (Coutinho et al., 2000;[START_REF] Lafon | N Isótopos radiogênicos de chumbo[END_REF][START_REF] Santos | Gold deposits of the Tapajós and Alta Floresta Domains, Tapajós-Parima orogenic belt, Amazon Craton, Brazil[END_REF][START_REF] Klein | Geology of Paleoproterozoic Gneiss-and Granitoid-Hosted Gold Mineralization in Southern Tapajós Gold Province, Amazonian Craton, Brazil[END_REF][START_REF] Lamarão | Nd isotopic composition of Paleoproterozoic volcanic and granitoid rocks of Vila Riozinho: implications for the crustal evolution of the Tapajós gold province, Amazon craton[END_REF], as well as the classification based on the genesis of the mineral occurrences [START_REF] Silva | Petrographic characterization of the hydrothermal alteration zones associated with gold mineralization in granitic rocks of the Batalha gold field, Tapajós (Pará) -Brazil[END_REF][START_REF] Juliani | The Batalha Au-granite system-Tapajós Gold Province, Amazonian cráton, Brazil: hydrothermal alteration and regional implications[END_REF][START_REF] Juliani | Paleoproterozoic highsulfidation mineralization in the Tapajós gold province, Amazonian Craton, Brazil: geology, mineralogy, alunite argon age, and stable isotope constraints[END_REF]Klein et al., 2001b[START_REF] Klein | Geology of Paleoproterozoic Gneiss-and Granitoid-Hosted Gold Mineralization in Southern Tapajós Gold Province, Amazonian Craton, Brazil[END_REF][START_REF] Coutinho | Província Mineral do Tapajós: geologia, metalogenia e mapa previsional para ouro em SIG[END_REF][START_REF] Borges | química mineral e processos hidrotermais associados ao depósito de ouro São Jorge, Província Aurífera do Tapajós, Cráton Amazônico[END_REF][START_REF] Usero | Estudo das inclusões fluidas da mineralização paleoproterozoica de Au-(Cu) do tipo pórfiro do Palito, Província Aurífera de Tapajós (PA)[END_REF][START_REF] Santiago | The Tocantinzinho gold deposit Tapajós Province, state of Pará: host granite, hydrothermal alteration and mineral chemistry[END_REF]Villas et al.. 2013;[START_REF] Assunção | The Moreira Gomes deposit of the Cuiú-Cuiú goldfield: Fluid inclusions and stable isotope constraints and implications for the genesis of granitehosted gold mineralization in the Tapajós Gold Province, Brazil[END_REF]. Previous studies were mainly focused on the hydrothermal alteration and mineralization, and few data are available to understand the magmatic history of this area, specifically in term of geotectonic and structural controls.

In order to improve the knowledge and understanding of the TGP, this study is focused on the magmatic rocks that contain the largest gold deposit known in the Tapajós Domain, the Tocantinzinho (TCZ) deposit, which contains 1.7 million oz. of gold (average of 1.35g/t distributed in 48,732kt of rocks [START_REF] Muhr | Eldorado Gold Announces Positive Feasibility Study on Tocantinzinho Gold Project[END_REF] and classified as an intrusion-related gold deposit Artigo 1 [START_REF] Juras | Technical Report for the Tocantinzinho Gold Project[END_REF][START_REF] Santiago | The Tocantinzinho gold deposit Tapajós Province, state of Pará: host granite, hydrothermal alteration and mineral chemistry[END_REF], Villas et al., 2013). In order to better constrain the timing of various magmatic rocks and their relationships, as well as their geotectonic and structural controls, an integrated approach based mainly on petrography, geochemistry, U-Pb zircon and 40 Ar/ 39 Ar dating on magmatic minerals is presented in this paper. The mineralization and its relationship with the TCZ rocks will be only briefly presented because they are out of the scope of this paper and will be discussed in a future publication.

Geological setting 5.2.1. Regional geology

The TGP is mainly composed of Orosirian (i.e. from 2050 to 1800 Ma) plutonic and volcanic rocks, with minor metamorphic rocks (Fig. 1B). Based on its deformation, rocks were divided into two main tectonic domains (Fig. 1C): an orogenic one formed by supracrustal and arc-related magmatic rocks, and a post-orogenic to anorogenic one formed by intracratonicrelated magmatic rocks (Klein et al., 2001a;[START_REF] Santos | Gold deposits of the Tapajós and Alta Floresta Domains, Tapajós-Parima orogenic belt, Amazon Craton, Brazil[END_REF]. Two geotectonic models have been discussed: either amalgamation of five magmatic arcs between 2040 -1880 Ma, followed by a post-collisional magmatism occurring between 1870 and 1760 Ma; or the occurrence of only one magmatic arc (ca. 2000 Ma) with multiple post-orogenic and intraplate magmatic pulses around 1880 Ma and 1780 Ma, respectively [START_REF] Vasquez | Granitoides pós-colisionais da porção leste da Província Tapajós[END_REF].

The oldest and most deformed rocks belong to the orogenic domain. These rocks predominate in the northwest and southeast areas comprising metavolcano-sedimentary sequences from the Jacareacanga Group (ca. 2100 Ma), and orthogneisses, amphibolites, and metagranitoids from the Cuiú-Cuiú Complex (2033-2005 Ma after [START_REF] Santos | A new understanding of the provinces of the Amazon Craton based on integration of field mapping and U-Pb and Sm-Nd geocronology[END_REF][START_REF] Santos | Gold deposits of the Tapajós and Alta Floresta Domains, Tapajós-Parima orogenic belt, Amazon Craton, Brazil[END_REF]. This complex includes N-NW banded and elongated batholiths deformed in high metamorphic grade, thrust fault structures, leucogranite lenses hosted by orthogneisses and minor migmatitic features, defining a collisional environment for these rocks [START_REF] Vasquez | Granitoides pós-colisionais da porção leste da Província Tapajós[END_REF]. A compressive N-NW ductile deformation differentiates those rocks from the lateorogenic granitoids of the Creporizão Suite (1997-1957Ma after Santos et al., 2001) that exhibits an igneous fabric defined by magma flow structures, syn plutonic dikes, and evidence for magma mingling. Protomylonitic foliations are characteristic and P-T conditions are compatible with low amphibolite facies metamorphism [START_REF] Ricci | Suíte Intrusiva Creporizão -Província Tapajós: proposta e critérios de definição[END_REF]. Coeval and geochemically similar, the Old São Jorge granite (OSJG) does not show neither metamorphism nor pronounced deformation [START_REF] Lamarão | geochemistry, and Pb-Pb zircon geochronology of the Paleoproterozoic magmatism of Vila Riozinho, Tapajós Gold Province, Amazonian craton, Brazil[END_REF] likely all the rocks of the Artigo 1

Creporizão area. Intermediate to acid volcanic rocks are associated with the OSJG and are grouped under the name of Vila Riozinho Formation (ca. 2000 Ma after [START_REF] Lamarão | geochemistry, and Pb-Pb zircon geochronology of the Paleoproterozoic magmatism of Vila Riozinho, Tapajós Gold Province, Amazonian craton, Brazil[END_REF]. Subsequent calc-alkaline granitoids from the Parauari Suite (1887 -1879 Ma), A-type granitoids from the Maloquinha Suite (1882 -1864 Ma) and intermediate-to acid-volcanic sequences from the Iriri Group (ca. 1870 Ma), considered as the extrusive or sub-volcanic equivalents of the Maloquinha Suite [START_REF] Ricci | Suíte Intrusiva Creporizão -Província Tapajós: proposta e critérios de definição[END_REF], compose the main units of the post-orogenic to anorogenic domain (Klein et al., 2001a). However, [START_REF] Santos | A new understanding of the provinces of the Amazon Craton based on integration of field mapping and U-Pb and Sm-Nd geocronology[END_REF][START_REF] Baker | Emplacement depth and carbon dioxide-rich fluid inclusion in Intrusion-related gold deposits[END_REF][START_REF] Vernon | A practical guide to rock microstructure[END_REF] consider that the Parauari Suite belongs to the orogenic domain and forms the latest magmatic arc in their geotectonic model.

The structural record found in rocks from the orogenic domain defines two deformational events. The first one (D1) is ductile and defined by NE-SW gneissic banding formed within the Cuiú-Cuiú complex and by cleavage formation within the Jacareacanga Group, between 2005 and 1997 Ma [START_REF] Almeida | Proposta da evolução tectono-estrutural da Província Tapajós com base na geologia da Folha Vila Mamãe Anã e Jacareacanga (1:250,000), região limite dos estados do Amazonas e Pará[END_REF][START_REF] Santos | Gold deposits of the Tapajós and Alta Floresta Domains, Tapajós-Parima orogenic belt, Amazon Craton, Brazil[END_REF]. The second deformation (D2) is brittle-ductile and represented by NW-SE strike-slip event that affected Artigo 1 rocks of the Creporizão Suite and overprinted gneissic banding of the Cuiú-Cuiú complex. This second event is interpreted to occur between 1970 and 1950 Ma [START_REF] Klein | Geology of Paleoproterozoic Gneiss-and Granitoid-Hosted Gold Mineralization in Southern Tapajós Gold Province, Amazonian Craton, Brazil[END_REF]. According to [START_REF] Santos | Gold deposits of the Tapajós and Alta Floresta Domains, Tapajós-Parima orogenic belt, Amazon Craton, Brazil[END_REF] and [START_REF] Klein | Geology of Paleoproterozoic Gneiss-and Granitoid-Hosted Gold Mineralization in Southern Tapajós Gold Province, Amazonian Craton, Brazil[END_REF] in both orogenic and post-orogenic domains, the widespread deformation is brittle, younger than 1880 Ma, and related to extensional tectonics, which reactivated or generated structures during the emplacement of the Maloquinha granitoids.

Local Geology

The TCZ deposit is hosted by a namesake granitic complex composed mainly by monzogranite with minor granodioritic rocks [START_REF] Santiago | The Tocantinzinho gold deposit Tapajós Province, state of Pará: host granite, hydrothermal alteration and mineral chemistry[END_REF] dated at 1982 ± 8Ma (Villas et al., 2013). The TCZ granite is a pinkish monzogranite [START_REF] Santiago | The Tocantinzinho gold deposit Tapajós Province, state of Pará: host granite, hydrothermal alteration and mineral chemistry[END_REF], which shows miarolitic cavities, blebby quartz texture (possible unidirectional solidification texture) and, abundant aplite and pegmatite bodies, whose geometry and orientation are not well defined, seeming to be somewhat erratic [START_REF] Juras | Technical Report for the Tocantinzinho Gold Project[END_REF]. [START_REF] Santiago | The Tocantinzinho gold deposit Tapajós Province, state of Pará: host granite, hydrothermal alteration and mineral chemistry[END_REF] consider the monzogranite as the protolith of two hydrothermal varieties: a coarse alkali-feldspar granite composed by reddish to pinkish K-feldspar crystals associated with milky quartz, and another variety distinguished by its greenish to grayish tone, informally named salame and smoky granite, respectively [START_REF] Juras | Technical Report for the Tocantinzinho Gold Project[END_REF] According to [START_REF] Juras | Technical Report for the Tocantinzinho Gold Project[END_REF], there is a complete gradation between both and their contacts are diffuse. The reddish color of the K-feldspar in the salame granite is a consequence of hematite dusting of the K-feldspar [START_REF] Juras | Technical Report for the Tocantinzinho Gold Project[END_REF], as well as the greenish to grayish color of the smoky granite is due to the presence of chlorite alteration [START_REF] Juras | Technical Report for the Tocantinzinho Gold Project[END_REF][START_REF] Santiago | The Tocantinzinho gold deposit Tapajós Province, state of Pará: host granite, hydrothermal alteration and mineral chemistry[END_REF].

Large andesite bodies cover or intrude the TCZ granite, parallel to the axis of the ore zone [START_REF] Santiago | The Tocantinzinho gold deposit Tapajós Province, state of Pará: host granite, hydrothermal alteration and mineral chemistry[END_REF]Fig. 2). At depth, andesite bodies are interpreted to converge thus forming potential feeder-like dikes of the main andesite body [START_REF] Juras | Technical Report for the Tocantinzinho Gold Project[END_REF]. A late rhyolite dike cuts the andesites and represents the youngest magmatic rock emplaced in the TCZ area [START_REF] Juras | Technical Report for the Tocantinzinho Gold Project[END_REF]Santiago et al., 2013, Fig. 2). The mineralized rocks are surrounded by barren syenogranite to monzogranite superimposed by hematite alteration, named by Juras et al. (2011) as hematitic granite (tectonized fácies of Fig. 2). Although [START_REF] Juras | Technical Report for the Tocantinzinho Gold Project[END_REF] highlight the presence of no penetrative deformation in these rocks; Villas et al. (2013) describe a dense network of microfractures filled by hematite and some tectonic contacts along the outward limit with the quartz monzonite regional basement. This quartz monzonite is magnetic, Artigo 1 varies from gray to reddish in color, exhibits epidote infilling minor veinlets and fine pyrite crystals, which are considered not related to the TCZ mineralization [START_REF] Juras | Technical Report for the Tocantinzinho Gold Project[END_REF].

According to [START_REF] Santiago | The Tocantinzinho gold deposit Tapajós Province, state of Pará: host granite, hydrothermal alteration and mineral chemistry[END_REF] and Villas et al. (2013), the TCZ granite was weakly to moderately altered by hydrothermal fluids. Sericite, quartz, chlorite, and carbonate occur either replacing magmatic minerals, or as vein and veinlets infilling, and in breccias matrix.

Gold is disseminated in veinlets (< 1cm thickness) of quartz, chlorite, sulfide, and calcite [START_REF] Juras | Technical Report for the Tocantinzinho Gold Project[END_REF], which are orientated N20-30°E and N70-80°E and exhibit a stockwork style (Villas et al., 2013;[START_REF] Santiago | The Tocantinzinho gold deposit Tapajós Province, state of Pará: host granite, hydrothermal alteration and mineral chemistry[END_REF]. Pyrite is the widespread sulfide, with minor galena, chalcopyrite, and sphalerite. They represent less than 3% of the total volume of the rock (Villas et al., 2013). Gold is associated with hydrothermal minerals in veinlets, veins, and breccias [START_REF] Santiago | The Tocantinzinho gold deposit Tapajós Province, state of Pará: host granite, hydrothermal alteration and mineral chemistry[END_REF]. Isolated multi-ounce gold grades are associated with conspicuous quartz-galena-sphalerite-chalcopyrite veins intervals, which are not volumetrically significant [START_REF] Juras | Technical Report for the Tocantinzinho Gold Project[END_REF].

Analytical techniques

This study is based on the geochronological analyses of 12 samples, the whole-rock chemistry of 11 samples, and microscopic description of 32 thin and polished sections. All samples were collected exclusively from relogged boreholes, whose distribution is presented in Fig. 2 along with the location of the samples selected for geochemical and geochronological analyses. 

U-Pb Geochronology

Zircon grains were separated and concentrated by crushing, Wilfley table, magnetic and density separation (e.g. Bosch et al., 1996). To perform SHRIMP and LA-ICP-MS, handpicked zircons were mounted in epoxy resin along with Temora 2 [START_REF] Black | Improved 206 Pb 238 U microprobe geochronology by the monitoring of trace element related matrix effect; SHRIMP, ID-TIMS, ELA-ICP-MS and oxygen isotope documentation for a series of zircon standards[END_REF]) and G91500 (Wiendenbeck et al., 1995) zircon standard references, respectively. Zircon plugs were subsequently polished and zircon grains were imaged by cathodoluminescence (CL) before analysis.

SHRIMP analyses were performed at the Geochronology Research Center (CPGeo), University of São Paulo, Brazil. U-Pb isotopic composition was measured using a SHRIMP IIe, following the analytical procedures described in [START_REF] Sato | Sensitive High Resolution Ion Microprobe (SHRIMP IIe/MC) of the Institute of Geosciences of the University of São Paulo, Brazil: analytical method and first results[END_REF]. The spot size was 30µm and the common lead was corrected according to the model of Stacey and Kramer (1975). LA-ICP-MS analyses were performed at the Géosciences Laboratory (AETE regional facility, OSU OREME, University of Montpellier, France) using a sector field ICP-MS (Element XR) coupled to a GEOLAS 193nm excimer laser system. The laser was operated at an on-sample energy density of 12J/cm 2 , using a 4Hz repetition rate and a 26µm spot size. Analytical procedures were as described in earlier reports [START_REF] Bruguier | Miocene incorporation of peridotite into the Hercynian basement of the Maghrebides (Edough massif, NE Algeria): Implications for the geodynamic evolution of the[END_REF]Bosch et al., 2011), and consisted of 15 seconds acquisition time for background and 45 seconds for the ablated material. Data evaluation was performed using the software Glitter (Van Achterberg et al., 2001). CA-ID-TIMS analyses were performed at Pacific Centre for Isotopic and Geochemical Research (PCIGR), University of British Columbia, Canada. Single zircon grains analyzed were annealed and Artigo 1 chemically abraded using the technique modified by [START_REF] Mattinson | Zircon U-Pb chemical abrasion ("CA-TIMS") method: Combined annealing and multi-step partial dissolution analysis for improved precision and accuracy of zircon ages[END_REF]. Details on analytical procedures at the PCIGR are given by [START_REF] Scoates | Precise age of the platiniferous Merensky Reef, Bushveld Complex , South Africa , by the U-Pb zircon chemical abrasion ID-TIMS technique[END_REF].

Age calculations were conducted using Isoplot 3.7 [START_REF] Ludwig | Isoplot/Ex, version 3.7: A geochronological toolkit for Microsoft Excel[END_REF]. Analytical uncertainties of SHRIMP and LA-ICP-MS data (Anexo II) are quoted in the tables at 1σ, and for CA-ID-TIMS (Anexo II) at 2σ. In the text, all ages are presented at 2σ. Analyses are considered concordant to sub-concordant when their discordance degree is less than ± 5%. 

Gray ellipses in

In situ trace elements analysis of zircon

In situ trace elements analysis of zircons from SHRIMP and LA-ICP-MS dated samples

were carried out at the Géosciences Montpellier Laboratory, using the same LA-ICP-MS used to perform U-Pb dating (Supplementary table 5). The Laser beam was 26 µm and they were positioned as close as possible to the spots previously used for geochronological determinations. Analyses were calibrated using NIST 612 synthetic glass and the zircon standard G91500 (Wiendenbeck et al., 1995) was used as an external reference material.

Element concentrations were normalized to Si 29 by assuming a SiO2 stoichiometric value of 32.97% and calculated using Glitter 4.0 (Anexo III). Artigo 1

Table 1 -Summary of characteristics of samples selected to perform whole-rock chemistry and geochronological analyses. The distribution of sampled boreholes can be seen in Fig. 2, as well as the position of samples along boreholes in Fig. 3.

The number before of hyphen in the samples' name represents the borehole identification used in Fig. 2 and3. *-Samples selected for whole-rock chemistry; **Two fácies of the sample were selected for whole-rock chemistry: massive and porphyritic fácies. 

Sample

Field relationships and petrography

The Tocantinzinho area is composed exclusively of magmatic rocks. The preliminary chronology above presented and based on field relationships allows distinguishing from older to younger (Figs. 2 and3) five groups of rocks that are below presented.

The granodiorite exclusively outcropping outside of the corridor defined by the two anastomosed faults trending N100-130°E (Figs. 2 and3), which are identified mainly along boreholes by the presence of cataclasites, breccias and tectonized fácies described forward.

Granodioritic rocks are fine-to medium-grained (0.5 -1.5mm), light gray (111-1G) to red barren rocks (111-3G), previously described as quartz monzonites [START_REF] Juras | Technical Report for the Tocantinzinho Gold Project[END_REF][START_REF] Santiago | The Tocantinzinho gold deposit Tapajós Province, state of Pará: host granite, hydrothermal alteration and mineral chemistry[END_REF]. The contact between the TCZ granite and the country rocks is cut by steeply dipping faults trending N100-130°E, and is marked by the presence of fractured and brecciated granites along fault zone, defining a tectonized fácies (Figs. 2, 3 and 5A) or by the intrusion of andesite bodies between both. The matrix of the fault breccia is composed of carbonate and hematite (Fig. 6B). The brecciated granite has been called hematitic granite by Juras et al.

(2011) and Villas et al. (2013). Artigo 1

Aplite and pegmatite forming centimeter-to meter-scale rock bodies are widespread within the TCZ granite (Fig. 3). They are monzogranites composed by equal proportions of microcline, plagioclase, and quartz (Fig. 4). Euhedral K-feldspar, graphic intergrowths of quartz and sodic plagioclase and monophase quartz cores are common in pegmatites (Fig. 5B), as well as in granophyric aplites (Fig. 6C). Pegmatites are less voluminous than aplites and often enveloped by them, forming a sequence of pegmatite, aplite, and granite from inward to outward. The outstanding characteristic is the existence of transitional and progressive contacts marked by mineral size changes, between aplite, pegmatite and their host granites (Fig. 5C). The color of aplite and pegmatite vary from pinkish to red and is similar to the host granite, i.e. the red syenogranite and/or the pale-yellow to pinkish monzogranite. These rocks are considered as part of the TCZ granite. Andesite occurs as numerous NW-SE elongated-, fine-to medium-grained, dark-green dikes (Fig. 3). Most are massive and composed of plagioclase, hornblende, and biotite, with titanite, apatite, magnetite with rare zircon as accessory phases (sample G02-4G). A porphyritic fácies containing up to 10% of plagioclase phenocrysts is volumetrically less important. Contact between the two fácies is transitional. Locally, millimeter-to centimeterscale rounded enclaves, replaced by chlorite and carbonate, are surrounded by plagioclase Artigo 1 phenocrysts that define a magmatic foliation (Fig. 6D). Sharp contacts with the host rocks are common and few centimeter-scale and angular xenoliths of granodiorite and TCZ granite highlight the late character of andesite dikes (Fig. 5D). However, magma mingling occurs and thus demonstrate that some andesite dikes and TCZ granite are coeval (Fig. 5E). Cutting granodiorite (i.e. outside of the corridor zone), an andesite dike exhibiting silicified portions forming an S-C-like fabric are interpreted as kinematics indicators of a sinistral sense of movement related to N100-130°E strike-slip faults (Fig. 7). We can discuss herein the fact that this criterion strongly suggests a syn-tectonic emplacement of the andesite dike. Artigo 1 ). Although this rock was previously described as a rhyolite [START_REF] Juras | Technical Report for the Tocantinzinho Gold Project[END_REF][START_REF] Santiago | The Tocantinzinho gold deposit Tapajós Province, state of Pará: host granite, hydrothermal alteration and mineral chemistry[END_REF], considering the dominance of plagioclase replaced by fine muscovite and the minor content of K-feldspar in the rock composition, we suggest herein that this rock is a dacite.

Except for the andesite that clearly shows some criterion of deformation (Fig. 7), the other magmatic rocks of the study area do not show any witness of horizontal displacement related to strike-slip faults. Conversely, the TCZ granite has been affected by a brittle Artigo 1 deformation that developed breccias, fractures and veinlets filled or cemented by hydrothermal and ore minerals. Small white micas are ubiquitous either filling submillimeter-scale fractures or forming the matrix of some breccias, in which minor muscovite crystals are also present.

Chlorite, quartz, calcite, minor albite, rutile, and leucoxene form the main infilling of the wellexpressed quartz veins that cut all the previously formed structures, such as breccias. Indeed, we suggest that two deformational and hydrothermal events have affected the TCZ granite forming the mineralization of this latter. Pyrite is associated with the small white micas alteration within microfractures and breccias (i.e., the first event), whereas galena, chalcopyrite, pyrite, and sphalerite are associated with quartz and chlorite veins (i.e. the second one). Free gold can be observed infilling mineral fractures and/or voids within highgrade quartz-bearing veins and breccias, whereas in low-grade ore zone gold is probably within pyrite crystals.

Whole-rock chemistry

Three groups of samples (Table 1, Fig. 2) can be separated, based on silica contents: andesite (51-56% of silica), granodiorite and microgranodiorite (i.e. basement country rocks;

64-66% of silica), and the TCZ granite and dacite (72-78% of silica). Considering the Shand's index (A/CNK = Al2O3/CaO + Na2O + K2O) andesite and country rocks are classified as metaluminous (0.6 < A/CNK<1), TCZ granite and aplite as slightly metaluminous to peraluminous (0.9 < A/CNK <1.2), and dacite as peraluminous (A/CNK = 2). The majority of TCZ rocks (8 out of 11) plot in the high-K calc-alkaline field in the SiO2 vs. K2O diagram (Fig.

8A [START_REF] Le Maitre | A Classification of Igneous Rocks and Glossary of Terms: Recommendations of the International Union of Geological Sciences Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks[END_REF]. The massive andesite sample plots in the field of the shoshonite series, while aplite and dacite are outside of graphic coverage limit (SiO2 > 75%). In the Rb vs.

Y + Nb diagram (Fig. 8B, [START_REF] Pearce | Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks[END_REF][START_REF] Pearce | Sources and settings of granitic rocks[END_REF], country rocks straddle the boundary between post-collisional (Post-COLG) and volcanic arc (VAG) granite fields, TCZ granite, aplite and andesites plot in the Post-COLG field, and dacite in the within plate granite field (WPG).

The chondrite-normalized REE plots [START_REF] Sun | Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes[END_REF] are characterized by a depletion in HREE relative to LREE (Figs. 9A-C); except for the dacite, that shows an inverse relation (Fig. 9D). The LaN/YbN ratio is ca. 17 for country rocks and andesite, 9-11 for TCZ granite and 0.07 for dacite. -G). These negative barium and strontium anomalies may be attributed to fractionation of feldspar, the negative phosphorus anomaly to apatite fractionation, and negative titanium anomaly to Fe-Ti oxides fractionation. The dacite is depleted in LREE relative to HREE and displays pronounced negative barium anomaly and, uranium and niobium enrichment (Fig. 9H). The steep slope and negative niobium anomalies present in country rocks and andesite spidergrams suggest some crustal contribution during magma formation. The spidergrams of TCZ country rocks and andesite (Figs. 9E,F) are similar to those of the Vedrette de Ries post-collisional granites [START_REF] Pearce | Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks[END_REF], while TCZ granite (Fig. 9G) shows similarities with the Chilean arc granite [START_REF] Pearce | Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks[END_REF]. The dacite spidergram (Fig. 9H) does not fit with any granites considered by [START_REF] Pearce | Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks[END_REF]. Artigo 1 

Amphibole chemistry

Five amphibole crystals from granodiorite country rock (sample 111-1G, n=3, Fig. 2)

and andesite (sample G02-4G, n=2) were analyzed by ion microprobe technique (Table 2).

Amphibole from both rocks are calcic and classified as Mg-hornblende (i.e. CaB≥1.50, (Na+K) A<0.5, Mg/ (Mg+Fe 2+ )>0.5, 6.5<Pfu>7.0; [START_REF] Leake | Nomenclature of amphiboles: Report of the Subcommittee on amphiboles of the International Mineralogical Association, Commission on New Minerals and Mineral Names[END_REF]. The pressures of crystallization calculated applying the Al in hornblende geobarometer [START_REF] Schmidt | Amphibole composition in tonalite as a function of pressure: an experimental calibration of the Al-in-hornblende barometer[END_REF]) are 1.4-2.3 ± 0.6 kbar for the granodiorite and 0.5 ± 0.6Kbar for the andesite, which imply depths of emplacement between 4 and 6 Km for the former and between 1 and 2 Km for the latter rock. 

U-Pb Geochronology

Zircons from TCZ samples are euhedral, colorless, translucent, fractured, and contain abundant apatite and opaque inclusions. CL images of all zircons display concentric oscillatory zoning suggesting a magmatic origin (Fig. 10A-J). Some crystals from country rocks and andesite are brownish, especially along fractures and display rounded corners. CL images of these zircons show heterogeneous zones probably due to dissolution processes and irregular dark zones associated with metamictization processes (Fig. 10K-L). 

Country rocks

Light-gray granodiorite 111-1G Artigo 1 SHRIMP analyses were performed on six grains (Fig. 11A) LA-ICP-MS analyzes were performed on euhedrally zoned grains (Fig. 10A; n =10) and on seven crystal displaying cores and rims (Fig. 10B). Reported on the Concordia diagram, analyses are scattered and display 207 Pb/ 206 Pb ages spanning from 2000 ± 33 Ma to 2096 ± 41 Ma (2σ). A cumulative probability treatment of the data displays a simple distribution, with the main age peak at ca. 2000 Ma, but is skewed to the right due to older values that we relate to inheritance (Fig. 11B). This is in agreement with the observation of inherited cores overgrown by zoned rims (Fig. 10B). In the data set, most concordant grains yield ages in the range 2000-2030 Ma (14 out of 19, see Complementary LA-ICP-MS analyses were conducted on euhedral zoned grains without visible cores (Fig. 10C; 24 spots on distinct zircon grains), and on zircon grains displaying core-rim relationships (Fig. 10D; 16 spots on eight zircon cores and rims). Among these analyses 28 out of 40 revealed to be concordant (Fig. 11D). Similarly, to sample 111-1G, the probability distribution of 207 Pb/ 206 Pb ages for concordant analyses displays a peak at ca. 2000 Ma and is skewed to older values due to inheritance, up to ca. 2090 Ma (Fig. 11D). One analysis is significantly younger and plots concordantly at 1938 ± 30 Ma (2σ for the emplacement and crystallization of the granodioritic magma. This age is within the error of the SHRIMP value for this sample and is also consistent with the LA-ICP-MS and SHRIMP ages of the light gray granodiorite. The significantly younger analysis (1938 ± 30 Ma) is puzzling and is tentatively related to the effects of either hydrothermal alteration or to the intrusion of younger magmatic bodies in the country rocks.

Microgranodiorite G02-10G

Eleven analyses were performed on distinct grains using the SHRIMP technique (Fig. 11E).

The grains are euhedral with oscillatory zoning concurring with growth in a magma (Fig. 10E).

Some grains display a very thin, high U rim, which is however too thin to be dated. Analyses

were performed in the central part of the grains and seven crystals were found to be concordant with 207 For the syenogranite (94-6G), twelve analyses were performed on distinct grains using the SHRIMP technique (Fig. 11F). Only two analyzed crystals were found to be concordant and yielded 207 Three crystals from the dacite sample TB-13 (Fig. 11N) were dated by CA-ID-TIMS technique. All spots are concordant and define a 207 Pb/ 206 Pb weighted mean age of 1992 ± 2

Ma (MSWD = 0.2).

In situ trace elements of zircons

Zircon crystals were chemically analyzed in order to distinguish igneous and hydrothermal origins, as well as to estimate their crystallization temperatures applied in cooling curves discussed forward. Most chondrite-normalized REE plots [START_REF] Mcdonough | The composition of the earth[END_REF] of zircons from TCZ rocks (Fig. 12) show a typical magmatic pattern, with positive cerium anomalies and steeply rising slopes from LREE to HREE (Gd/YbN = 0.02 -0.08). Radiationdamaged crystals (i.e., metamict crystals) from country rocks and andesite (Figs. 10 and 12A, B) are enriched in LREE related to HREE, which makes less evident the presence of the cerium anomaly and attenuates the slope of the curves (Gd/YbN = 0.02 -0.48). In these crystals, LaN ranges from 11 to 225 and the strontium content is higher (0.02 to 7.63 ppm) than in the radiation-undamaged zircons, in which LaN and strontium content are lower than 6 and 2.60 ppm, respectively. Among the TCZ granite samples (Fig. 12C), only two zircons from the syenogranite (94-6G) exhibit a chondrite-normalized pattern suggesting metamictization.

The titanium content from zircons was used to estimate its crystallization temperature applying the [START_REF] Watson | Crystallization thermometers for zircon and rutile: Contributions to Minerallogy and Petrology[END_REF] equation. Since the rutile is an absent mineral phase in the magmatic assemblage from the TCZ rocks, the value of aTiO2 was corrected according to [START_REF] Clairbone | Tracking magmatic processes through Zr/Hf ratios in rocks and Hf and Ti zoning in zircon: An example from the Spirit Mountain batholith, Nevada[END_REF], who indicate aTiO2 =0.7 under titanite or titanomagnetite saturation. In order to evaluate interferences related to metamictization on zircon, which is often observed in the TCZ zircons, calcium and iron were monitored during the analysis. All data showing unusual values were discarded (Supplementary table 5). The crystallization average temperature estimated for the TCZ zircons are ca. 778°C for light-gray granodiorite (111-1G), ca. 737°C for reddish granodiorite (111-3G), ca. 712°C for microgranodiorite (G02-10G), ca.

746°C for andesite (G02-4G) and ca. 812°C for the TCZ granite, which vary from 797° to 843°C

for the distinct fácies. Artigo 1 andB; Tabela 16). For amphibole, low apparent ages close to 1500 Ma are observed at the beginning of degassing that are correlated with higher K/Ca ratios. This suggests that mineral inclusions such as tiny micas partially contribute to the argon released at low temperature. The presence of inclusions is also attested by the concave shape of the spectrum at about 60-70% of the gas released. For its plateau-like portion, the age spectrum of biotite shows minor variations around 10Ma between the minimum and maximum apparent ages (1939 ± 4 to 1951 ± 4Ma) of the different heating steps. A weak argon resetting is evidenced by the first heating Artigo 1 steps, probably in relation to a minor development of chlorite alteration as observed in thin section. These ages are considered to record the cooling of biotite and amphibole through their respective closure temperatures for argon, i.e. at about 320 and 550°C [START_REF] Harrison | Diffusion of 40 Ar in biotite: temperature, pressure and compositional effects[END_REF][START_REF] Dahl | The crystal-chemical basis for Ar retention in micas: Inferences from interlayer partitioning and implications for geochronology[END_REF]. The age spectrum of a single amphibole crystal from the andesite (G02-4G) give an age of 1878 ± 8Ma for 72% of 39 Ar released (Fig. 13C; Tabela 16). Low apparent ages observed in the first heating steps are correlated with higher K/Ca values and indicate a partial opening of the system at around 700 Ma and the coeval trapping of some mica inclusions. The absence of a plateau-like portion, the variations of the different heating steps (1843 ± 10 to 1895 ± 5 Ma) and the high MSWD value ( 23) indicate that this age is not geologically meaningful.

Discussion

Crystallization history and depth of emplacement of the TCZ rocks

Petrographic textures, mineral intergrowths, and rock associations indicate distinct crystallization histories and depth of emplacement for the TCZ rocks. The fine to medium size of crystals in country rocks reflect a moderate to rapid mineral crystallization, controlled by nucleation instead of mineral growth [START_REF] Vernon | A practical guide to rock microstructure[END_REF]), corroborated by oscillatory zoning in plagioclase and the absence of perthite. Based on the presence of plagioclase mechanical twins, it is possible to infer that these rocks were affected by some deformation, between 400-500°C [START_REF] Passchier | [END_REF], which was restrict, due to the absence of important plastic or brittle features. Since the country rocks are outside of the "tectonic corridor" formed between the strike-slip faults, it is expected to observe a more discrete deformation than inside the fault zone.

The TCZ granite exhibits features of solid-state transformations, such as patchy tartan twinning and lenticular microperthite exsolution indicating slow cooling rates through about 500K [START_REF] Vernon | A practical guide to rock microstructure[END_REF]). According to Fitz Gerald and [START_REF] Fitzgerald | The microstructures of microcline from some granitic rocks and pegmatites[END_REF] and [START_REF] Vernon | A practical guide to rock microstructure[END_REF] The presence of pegmatite-aplite association (Fig. 3) within granite is caused by undercooling (ΔT, i.e. defined as the difference between the temperature at which the melt saturates with respect a mineral, and the temperature at which the mineral actually nucleates and grows; Candela 1997), during final stages of granite crystallization. This rock association along with graphic intergrowths in granite, aplite, and pegmatite attests for their crystallization at shallow-depths. According to [START_REF] Candela | A review of shallow, ore-related granites: textures, volatiles, and ore metals[END_REF], such variety of texture in granitic rocks is expected where undercooling varies significantly at shallow depth. Because they exhibit the same mineral assemblage and transitional contacts (Fig. 5B), we suggest they are cogenetic and the result of a crystallization under fluid-rich conditions [START_REF] London | A petrologic assessment of internal zonation in granitic pegmatites[END_REF]. The emplacement depth of 6-9 km estimated by [START_REF] Santiago | The Tocantinzinho gold deposit Tapajós Province, state of Pará: host granite, hydrothermal alteration and mineral chemistry[END_REF] for the TCZ granite on the ground of hornblende geobarometer is unlikely given these textures, intergrowths and rock associations, which are characteristic of shallow-depth emplacement.

The emplacement of andesite occurred as multiphase intrusions, which were coeval to late related to granite crystallization. Chronology is based on magma mingling features of granitic and andesitic magmas (Fig. 5E), and the presence of granite and granodiorite xenoliths at the contacts (Fig. 5D). The emplacement depth of 1-2 Km estimated for andesite is in agreement with its fine-to medium-grain size, as well as with the depth of emplacement estimated for the TCZ granite, its major host rock.

The NW-SE elongated geometry of the TCZ granite and andesite (Fig. 2) and the fact they are spatially constrained by the N100-130°E trending strike-slip faults indicate that emplacement of both was influenced by the faults. As no magmatic foliation or sub-magmatic deformation were recognized in the TCZ granite, we suggest a passive emplacement along a transtensional corridor. However, the sinistral movement related to strike-slip faults can be observed in some andesite dikes (Fig. 7). This implies a syntectonic emplacement of at least part of the andesites.

Geochronological constraints on the evolution of the TCZ rocks

Geochronological data allow constraining the emplacement of the TCZ rocks, which started with granodiorite intrusion (2007 ± 8 Ma; 2004 ± 7) and was followed by TCZ granite, microgranodiorite, and andesite emplacements, between 1997 and 1989 Ma (Fig. 14). The emplacement of the TCZ granite started with the syenogranite intrusion (1996 ± 2Ma) and was followed by monzogranitic magma intrusion (1989 ± 1 Ma) in its core zone (Figs. 3A-C). This interval, between 1996 and 1989 Ma, based on accurate CA-ID-TIMS data, is within errors of the SHRIMP ages and is regarded as representative of the emplacement interval of all fácies Artigo 1 of the TCZ granite. It is in accordance with previous ages of 1999 ± 16 Ma and 1982 ± 8 Ma, determined by Villas et al. (2013) for the TCZ granite.

The 40 Ar/ 39 Ar ages of amphibole (1967 ± 14 Ma) and biotite (1946 ± 6 Ma) from the granodiorite did not provide well-defined plateau ages, however they are relevant, suggesting that no important regional thermal events higher than 300°C have affected the TCZ rocks since the closure for 40 Ar/ 39 Ar isotopic system in the biotite at 1946 Ma. As the emplacement ages of the country rocks and TCZ granite are close in time, these 40 Ar/ 39 Ar ages probably represent the cooling of the set of rocks that forms the TCZ magmatic system, through closure temperatures of amphibole and biotite minerals, i.e. ca. 550°C and ca. 320°C, respectively [START_REF] Harrison | Diffusion of 40 Ar in biotite: temperature, pressure and compositional effects[END_REF][START_REF] Dahl | The crystal-chemical basis for Ar retention in micas: Inferences from interlayer partitioning and implications for geochronology[END_REF] .

The SHRIMP (2000 ± 11 Ma) and LA-ICP-MS (1996 ± 8 Ma) U-Pb zircon ages for the andesite are puzzling, because they suppose an older age for andesite whereas field relationships shown that andesite dikes are intrusive in the TCZ granite (Figs. 3 and5D). In situ trace elements analyses were carried out in order to evaluate the hypothesis of hydrothermal origin of TCZ granite zircons, which could explain the oldest age of andesite and dacite related to granite. However, the magmatic origin indicated by chondrite-normalized REE of TCZ granite zircons refuted this hypothesis.

Considering the fact of the dated andesite was sampled within granodiorite (2007 Ma), the age of 1996 ± 8Ma do not impose any contradictory relationship, however other andesite dikes are cut by dacite, which is dated at 1992 ± 2 Ma, as well as both subvolcanic rocks are intrusive in the monzogranite dated at 1989 ± 1 Ma. The most likely hypothesis is to consider that the analyzed zircon grains are xenocrysts snatched from basement country rocks including the TCZ rocks. Artigo 1

Fig. 14 -Zircon U-Pb and 40Ar/39Ar ages obtained for TCZ rocks. Magmatic biotite and hornblende from surrounding granodiorite were dated by Ar-Ar technique.

Whole-rock chemistry and geotectonic implications

The TCZ country rocks show the same geochemical behavior, regarding major, trace and REE elements indicating they are cogenetic, which is corroborated by the same mineral assemblage, style of igneous mineral alteration, and zircon saturation temperatures. The distinct fácies that compose the TCZ granite also are cogenetic, when compared to each other.

Comparing the TCZ granite with the country rocks, the later rocks have lower contents of SiO2, K2O, Zr, ΣREE, no important europium anomaly and a less fractionated REE pattern (LaN/YbN ca. 17) suggesting they are not cogenetic, and probably were generated from different magma sources. Both rocks show steep slopes and negative niobium anomalies suggesting some crustal contribution during magma formation. The higher zircon saturation temperatures for the TCZ granite, between 800-850°C (Supplementary table 5), imply in a granitic magma hotter than the granodioritic one, whose zircon crystallization temperatures are between 700-750°C, thus confirming the hypothesis of different magma sources for both sets of rocks.

The TCZ rocks are I-type [START_REF] Chappell | Two contrasting granite types[END_REF]2001), have a high-K calc-alkaline affinity and its spidergrams are characterized by a niobium depletion. The geochemical data of TCZ rocks are ambiguous and do not allow to establish undoubtedly the geotectonic setting related to their formation. Trace elements data of country rocks plot at the boundary between VAG and Post-COLG granite setting (Fig. 8B) and spidergrams resemble that of the Vedrette de Ries post-collisional granite [START_REF] Pearce | Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks[END_REF].

Andesite dikes exhibit a geochemical signature similar to country rocks, whose spidergrams also resemble the patterns of the Vedrette de Ries granite. However, it plots within the Post-COLG granite field. Finally, the TCZ granite plotted in the Post-COLG granite field and its spidergrams are best fitted with Chilean arc granite, which is a subduction-related granite type, according to [START_REF] Pearce | Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks[END_REF]. However, considering the absence of metamorphic rocks and thrust faults in the TCZ region and the spatial and genetic relationship between strike-slip faults and part of the TCZ rocks, a post-collisional setting is more likely to characterize the TCZ magmatism setting, than a subduction-related one. The fact that ages from the TCZ rocks postdate the metamorphism of the Cuiú-Cuiú collisional rocks (2030-2005 Ma) and the shallow emplacement the TCZ rocks concur with this interpretation.

Comparing the geochemical data of country rocks and TCZ granite to the coeval Old São Jorge Granite (OSJG), which lack the characteristic deformation of the Creporizão Suite rocks like the TCZ rocks, similar concentrations, steepness, and anomalies are observed in spidergrams and REE patterns (Fig. 9). It shows that all these rocks are geochemically similar, suggesting that they could be related to the same geotectonic setting. The same is true when the TCZ andesites are compared to the volcanic rocks from Vila Riozinho Formation [START_REF] Lamarão | geochemistry, and Pb-Pb zircon geochronology of the Paleoproterozoic magmatism of Vila Riozinho, Tapajós Gold Province, Amazonian craton, Brazil[END_REF]. [START_REF] Lamarão | geochemistry, and Pb-Pb zircon geochronology of the Paleoproterozoic magmatism of Vila Riozinho, Tapajós Gold Province, Amazonian craton, Brazil[END_REF] considered the OSJG and related volcanic rocks as generated in a subduction-related setting. On the contrary, [START_REF] Vasquez | Granitoides pós-colisionais da porção leste da Província Tapajós[END_REF], combining geochemical and structural constraints, argue that a post-collisional magmatism is more likely for these Suite rocks.

The categorization of the TCZ rocks according to regional geological units suggests they are best classified as belonging to the Creporizão Suite. Although the uncertainty of the ages from the TCZ country rocks (2009 ± 7 Ma to 1997 ± 10 Ma) range from the upper time limit of the Cuiú-Cuiú Complex (2005 Ma after [START_REF] Santos | A new understanding of the provinces of the Amazon Craton based on integration of field mapping and U-Pb and Sm-Nd geocronology[END_REF][START_REF] Santos | Gold deposits of the Tapajós and Alta Floresta Domains, Tapajós-Parima orogenic belt, Amazon Craton, Brazil[END_REF] to the lower time limit of Creporizão Suites (1997 Ma after [START_REF] Vasquez | Granitoides pós-colisionais da porção leste da Província Tapajós[END_REF], as observed in Fig. 15; the metaluminous to peraluminous nature and high-K calc-alkaline affinities of them are rather similar to the affinities of the Creporizão Suite rocks (Klein andVasquez 2000, Lamarão et al., 2005;[START_REF] Coutinho | Província Mineral do Tapajós: geologia, metalogenia e mapa previsional para ouro em SIG[END_REF], than to the peralkaline rocks from the Cuiú-Cuiú Complex [START_REF] Coutinho | Província Mineral do Tapajós: geologia, metalogenia e mapa previsional para ouro em SIG[END_REF]. Trace and rare earth element patterns compiled from bibliography do not allow to add constraints to this issue, since the data from the TCZ rocks are within the coverage area of the data from the Cuiú-Cuiú Complex and Creporizão Suite (Figs. 9A,C,E, and G). However, since the characteristics typical of a collisional setting observed on rocks 123 Artigo 1 from the Cuiú-Cuiú Complex (i.e. high-grade metamorphic rocks, thrust fault, leucogranite lenses and migmatites) are not observed in the TCZ area, they are more likely related to the Creporizão Suite (i.e. the syn-to late-brittle-ductile magmatism related to NW-SE shear zones; [START_REF] Vasquez | Granitoides pós-colisionais da porção leste da Província Tapajós[END_REF]. This is in agreement with Villas et al. (2013) and [START_REF] Santiago | The Tocantinzinho gold deposit Tapajós Province, state of Pará: host granite, hydrothermal alteration and mineral chemistry[END_REF] categorization of the TCZ granite, and our new whole-rock geochemistry and structural data concur with it.

The TCZ andesite is coeval to the rocks from the Vila Riozinho Formation. Considering the features and relationships between them and their host rocks (i.e. granodiorites and the TCZ granite) and the fact that the geochemical characteristics of both are comparable to the ones from OSJG and volcanic rocks from the Vila Riozinho Formation, the TCZ andesite might be categorized as belonging to this Formation. However, complementary studies with geochemical and isotopic approach need to be developed in order to understand the petrogenetic constrains on this subvolcanic rocks and verify the necessity of individualizing it in a distinct geological unit from the Creporizão Suite.

The dacite displays a distinct geochemical composition. Its high silica content (79%), strong depletion in LREE, HREE concentrations 60-70 times higher than granites and country rocks, and peraluminous signature indicate that it belongs to another magmatic series.

Processes of magma mixing or crustal contamination of TCZ rocks cannot explain the generation of a dacite with such a composition. Probably part of the silica content has a hydrothermal origin, due to the pervasive alteration registered within dacite. Its peraluminous nature, its location in the WPG field (Fig. 8), the REE concentration and flat HREE pattern suggest that the dacite is more akin to anorogenic rocks from the Maloquinha Suite and Iriri Group than to rocks from the Creporizão Suite (Fig. 9). Artigo 1

Cooling curve for country rocks

Combining the ages with saturation temperatures for zircon and closure temperatures for the 40 Ar/ 39 Ar system in amphibole and biotite, the light-gray granodiorite exhibits an average cooling rate of ca. 7.5°C/Ma following the emplacement at 2007 ± 8Ma and a saturation temperature for zircon of ca. 778°C, to a closure temperature in biotite of ca. 320°C at 1946 ± 6Ma (Fig. 16). Considering the intrusion of reddish granodiorite and microgranodiorite within light-gray granodiorite, during the first 3Ma, the granodiorite experienced moderate cooling rates of ca. 14.7°/Ma, which are in agreement with the fine to medium grains size exhibited by this rock. After, the cooling rate decrease to a slow rate of ca.

3.6°C, as consequence of the heat input from microgranodiorite emplacement at 1997 ± 10Ma.

Between microgranodiorite emplacement and the closure for 40 Ar/ 39 Ar in hornblende at 1967 ± 14M, the cooling rate was ca. 5.4°C/Ma, which was also affected by reheat from the TCZ granite intrusion, between 1996 and 1989Ma, and by the coeval to late andesite intrusions.

Between 1967 and 1946 Ma the temperature dropped from ca. 550°C to 320°C and the cooling rate increase to ca. 11°C/Ma. The average cooling rate of ca. 7.5°C estimated for the TCZ country rock is higher than the rates, between 1.4 and 3.8°C/Ma, estimated for the gradual exhumations of Paleoproterozoic magmatic arcs in the Guiana Shield, northern of the Amazonian Craton Artigo 1 [START_REF] Monié | 40 Ar/ 39 Ar geochronology across Archean and Paleoproterozoic terranes from southeastern Guiana Shield (north of Amazonian Craton, Brazil): Evidence for contrasting cooling histories[END_REF]; and is similar to the rate of ca. 7°C/Ma associated with the tectonic exhumation of the Taltson magmatic zone along the Andrew Lake Shear Zone, around 1900 Ma [START_REF] Plint | 40 Ar/ 39 Ar and K -Ar age constraints on shear zone evolution, southern Taltson magmatic zone, northeastern Alberta[END_REF]. The moderate average cooling rate observed for the TCZ cooling path is indicative of the tectonic setting that has influenced the TCZ rocks crystallization; dominant horizontal movements (related to strike-slip deformation) might explain the moderate cooling rates. We highlight the fact that these low cooling rates, between 2°C to 10°C/Ma, were typically encountered in Archean to Paleoproterozoic domains in which horizontal tectonics, with poorly-developed tangential tectonics dominates [START_REF] Plint | 40 Ar/ 39 Ar and K -Ar age constraints on shear zone evolution, southern Taltson magmatic zone, northeastern Alberta[END_REF][START_REF] Monié | 40 Ar/ 39 Ar geochronology across Archean and Paleoproterozoic terranes from southeastern Guiana Shield (north of Amazonian Craton, Brazil): Evidence for contrasting cooling histories[END_REF]. This considerably contrasts with cooling rates higher than 30°/Ma observed in tectonic settings controlled by rapid vertical exhumations, more developed during modern-style orogenic domains [START_REF] Lin | Cooling paths during the Mesozoic Extensional Tectonics of NE China: example from the South Liaodong Peninsula Metamorphic Core Complex[END_REF][START_REF] Lee | Oligocene-Miocene middle crustal flow in southern Tibet: geochronology of Mabja Dome[END_REF][START_REF] Yue | Syn-and post-tectonic cooling and exhumation in the Larsemann Hills[END_REF].

Conclusion

The TCZ granite and country rocks are intrusive rocks emplaced mainly at shallow depths (ca. 2km) and during a narrow magmatic event, bracketed between ca. 2005-1990 Ma.

Their petrographic and geochemical features are akin to the characteristics from the Creporizão Suite. Comparatively, the country rocks are slightly younger [START_REF] Hart | Mineral deposits of Canada: A Synthesis of Major Deposit Types[END_REF]( -1997 Ma) Ma) concerning lower time limit established for this Suite in the Tapajós Domain. However, they are best categorized as belonging to this geological unit and probably represent the first expression of the Creporizão magmatism in the region. The most likely tectonic setting related to the TCZ rocks emplacement is the post-collisional one, which agrees with the regional categorization proposed, as well as is in agreement with the moderate cooling rates (i.e., 7.4°C/Ma) experienced by these rocks.

The andesite dikes are multiphase intrusions whose emplacement was syn-to laterelate to the TCZ granite and they are markers of the beginning or reactivation of the strikeslip fault activity. They have been categorized as belonging to the Vila Riozinho Formation; however, detailed studies are needed in order to add constrains to this issue.

The origin and age of the dacite remain misunderstood and further studies are needed to understand its relationship with the TCZ magmatic system. Despite its age, from a geochemical point of view, it is clearly different from the other rocks of the TCZ deposit. E -fotomicrografia com nicois paralelos de um aplito granofírico contendo cristais subédricos de pirita; F -mesma fotomicrografia de E com nicois cruzados ressaltando a presença de mica branca fina cristalizada ao longo dos contatos minerais, microfraturas e envolvendo cristais de pirita; G -Brecha tipo I composta por fragmentos de quartzo e feldspato potássico com uma matriz de mica branca fina, pirita (setas amarelas) e algumas lamelas de mica brancas. Notar a passagem difusa entre os fragmentos de plagioclásio e a matriz da brecha (setas vermelhas). Cbcarbonato; Fkfeldspato potássico; Mbmica branca; Plplagioclásio; Qtzquartzo Na fácies sienogranito o microfraturamento é mais intenso e a mica branca fina está mais restrita às microfraturas e aos contatos minerais. As brechas se caracterizam pela coalização da rede de microfraturas e a presença fragmentos do granito são comuns (Figura 17A). São brechas, em geral, sustentadas por fragmentos. Já na fácies monzogranito, notase uma sericitização mais intensa associada a alteração do plagioclásio, restando "fragmentos monominerálicos", ou seja, os cristais de feldspato potássico e de quartzo do granito em meio a matriz de mica branca fina (Figura 17B). Estas brechas, em geral, são sustentadas pela matriz hidrotermal.

Em geral, as brechas e microfraturas são aleatoriamente orientadas, contudo em algumas amostras foram observadas zonas nas quais a microfraturas e brecha ocorrem concentradas em zonas de cisalhamento, formando "microcorredores de deformação" (Figura 18A) ou, ainda, porções nas quais os cristais de mica branca fina e fragmentos estão orientados, definindo uma foliação tectônica (Figura 18B). Somente em uma lâmina orientada foi possível recuperar a orientação destes níveis orientados de brechas tipo I, com direção N170°E (Figura 18C). 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 Fe 2+ 0,47 0,46 0,43 0,47 0,43 0,39 0,57 0,51 Mn 0,00 0,01 0,01 0,01 0,00 0,00 0,01 0,01 Mg 0,16 0,15 0,16 0,55 0,37 0,48 0,72 0,66 Sítio I Ca 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 Na 0,13 0,13 0,14 0,06 0,05 0,04 0,03 0,02 K 1,55 A mica branca presente na matriz de alteração do andesito apresenta uma composição relativamente mais enriquecida em magnésio e ferro, mas a razão Fe/(Fe 2+ +Mg) média de 0,56 é similar a da muscovita fina que preenche as microfraturas e constitui a matriz das brechas. Como a razão VI R II / VI R II + VI R III é maior que 0,25 e a razão Fe/(Fe 2+ +Mg) é maior que 0,5, esta mica é classificada como Al-celadonita, com fórmula estrutural média (K1,55Na0,02) (Fe 2+ 0,54Mg0,69Al VI 3,11Ti0,02)(Al IV 1,47Si6,53).

A análise da pirita associada a M1, por microssonda eletrônica, não revelou a presença de quaisquer outros metais na estrutura deste sulfeto, que estivessem acima do limite de detecção analítico.

Estilo da mineralização

De acordo com dados gerados durante a prospecção do depósito TCZ, pela Eldorado

Gold Corporation e companhias minerais precedentes, M1 se caracteriza por baixos teores de ouro (< 1,5ppm) que se distribuem em todo o volume do granito. Ainda que o teor seja baixo, esta fase de mineralização é considerada a principal, já que é volumetricamente mais importante (comunicação pessoal -Ruperto Ocampo, geólogo responsável pelo Projeto TCZ).

Há uma relação direta entre a intensidade da deformação, do hidrotermalismo e os teores de ouro, que podem chegar a 3,5 ppm nas zonas de brechas. Nas rochas subvulcânicas, a mineralização está restrita aos contatos com a encaixante granítica.

O ouro associado a M1 não foi identificado nas análises de luz refletida em microscópio petrográfico, no MEV ou nas análises quantitativas e qualitativas em microssonda eletrônica (Figura 20), apenas a análise química em rocha total revela a presença deste metal.

Provavelmente o ouro em M1 está associado à pirita.

Figura 20 -Imagens das cartografias químicas qualitativas feitas em microssonda eletrônica em diferentes amostras de M1, mostrando a resposta para cartografia dos elementos Au, Fe e S. Notar que mesmo na amostra com 12,96ppm de ouro não há contraste significativo na cartografia do ouro.

As Fotografias à esquerda correspondem a porção da lâmina em que a cartografia foi realizada.

Idade da mineralização

Monocristais de muscovita (amostra 17-9G; Figura 2; Tabela 16) e duas amostras analisadas in situ na rocha (amostras 135-A2 e 39-A3; Tabela 16) foram selecionas como representativas das brechas geradas em M1 e datadas pelo método 40 Ar/ 39 Ar. Adicionalmente, uma amostra de muscovita fina oriunda da alteração do dacito, na fração 60-100 mesh (amostra 100-11G; Figura 2; Tabela 16) e uma amostra de andesito porfirítico sericitizado (amostra 39-01; Tabela 16) analisada in situ na rocha, também foram datados pelo método argônio.

O monocristal de muscovita e o pó da muscovita fina de alteração do dacito forneceram idades platô de 1865 ± 5Ma para 89% de 39 Ar liberado e 1854 ± 5Ma para 83% de 39 Ar liberado, respectivamente (Figura 21). As idades obtidas podem representar idades de cristalização mineral e, apesar dos dados petrográficos não permitirem afirmar que a alteração observada nas rochas subvulcânicas seja contemporânea a M1, as idades obtidas parecem refletir um mesmo evento, seja de cristalização mineral ou de rejuvenescimento do sistema argônio por algum evento térmico.

Figura 21 -Idades 40Ar/39Ar para monocristais de muscovita de uma brecha representativa de M1 e para o pó (60-100mesh) da muscovita fina associada a alteração do dacito.

As três amostras datadas in situ não forneceram resultados com significado geológico, já que foram identificadas diferentes populações de idades para uma mesma amostra (Figura 22) e que não há semelhança na distribuição das idades entre as três amostras.

Figura 22 -Histogramas de distribuição das idades argônio obtidas a partir da análise in situ de mica branca fina. Notar que não há uma distribuição semelhante das idades entre as três amostras, tampouco a predominância de uma única idade.

Segunda fase de mineralização (M2)

M2 é caracterizada pela presença de tipos variados de veios e vênulas de quartzo e clorita, além de brechas que cortam tanto o granito TCZ quanto as rochas andesíticas. As estruturas típicas de M2 não estão presentes no dacito. Em escala de afloramento, M1 é identificada pela presença de veios e vênulas de quartzo tingido por óxidos, com espessuras milimétricas a centimétrica e que são oblíquos aos planos de cisalhamento principais, identificados sobretudo como planos de falhas anastomosados ou lineações Veios de quartzo ocorrem com menor frequência nestes planos do que nos planos oblíquos. Em escala de testemunho de sondagem, diferentes tipos de veios são observados: veios e vênulas extensionais de quartzo e clorita, veios com estruturas em pull apart, que são melhor observados no plano vertical, além de um sistema de brechas sustentadas por uma matriz hidrotermal. Os veios de quartzo e as vênulas de clorita cortam as brechas e microfraturas à muscovita fina geradas em M1, o que permite estabelecer uma cronologia relativa entre as duas fases de mineralização (Figura 25).

Figura 24 -Veios de quartzo de direção N50°E conjugados a um plano de cisalhamento N80°E, indicando uma movimentação sinistral.

Figura 25 -Fotografia mostrando a relação espacial e temporal entre a as duas fases de alteração M1 e M2. Observar uma brecha tipo I, com seu aspecto turvo, coloração esverdeada e presença de fragmentos cortada por vênulas de clorita e quartzo, típicas de M2. Notar que que as vênulas parecem interrompidas por cristais de quartzo (setas vermelhas).

Os veios e vênulas de quartzo e clorita são as estruturas mais penetrativas de Nos andesitos e mais raramente nas brechas tipo I do granito TCZ são observadas sombras de pressão definidas pela cristalização de clorita e galena nas bordas de cristais de pirita (Figura 31). Como este último sulfeto integra as paragêneses das duas fases de mineralização é difícil definir se foi cristalizado durante M1 e atuou como um objeto rígido durante M2, ou se cristalizou e foi deformado durante M2. Na Figura 31A e B observam-se sombras de pressão bordejando cristais de pirita em uma brecha do tipo I e cristais disseminados na matriz de alteração do andesito, respectivamente. A hipótese de que os cristais de pirita tenham sido cristalizados durante M1 não pode ser desconsiderada, contudo a intensa venulação resultante de M2, em ambas as amostras, dificulta a determinação relativa da época em que estes sulfetos se cristalizaram. O mesmo raciocínio pode ser aplicado aos veios de sulfeto maciços apresentados no item 6.2.2.

Figura 31 -A e B -Fotomicrografias com nicois paralelos mostrando cristais euédricos de pirita que exibem sombras de pressão realçadas pela cristalização de clorita; C -fotomicrografia com nicois cruzados mostrando cristais pirita subédrica a anédrica com clorita em sombras de pressão; D -imagem de elétrons retroespalhados (BSE) obtida em MEV realçando a presença da galena junto à clorita da fotomicrografia C. Chlclorita; Galgalena,; Pypirita.

Minerais hidrotermais

A clorita nos veios e brechas associados a M2 tem hábito vermiforme (Figura 27C) e no diagrama de Bailey (1988) ocupa os domínios do clinocloro e da chamosita (Figura 32) -(Si5,21Al2,79) (Fe 2+ 4,31Mg4,23Al1,76Mn0,08) O20(OH)16. Há micro-inclusões de carbonato e quartzo na clorita e vice-versa, sugerindo que estes minerais constituem uma paragênese. A clorita observada nos andesitos, cristalizada em sombra de pressão junto a cristais de pirita, apresenta a composição (Si5,33Al2,67) (Fe 2+ 3,39Mg4,69Al1,72Mn0,06) O20(OH)16, relativamente mais magnesiana, que a classifica como clinocloro (Figura 32).

Figura 32 -Diagrama Fe/(Fe+Mg) vs. Al IV [START_REF] Bailey | Hydrous Phyllosilicates (Exclusive of micas)[END_REF] para classificação de cloritas. Os símbolos em vermelho representam a composição média dos cristais analisados.

A composição química da clorita foi usada (Tabela 5) para estimar a temperatura dos fluidos hidrotermaisl, aplicando as equações propostas por [START_REF] Cathelineau | Cation site occupancy in chlorites and illites as a function of temperature[END_REF]: 0,04 0,05 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,10 0,07 0,00 0,00 0,06 0,05 0,12 0,00 0,00 0,14 0,06 Na2O 0,09 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,11 0,00 0,00 0,00 0,00 K2O 0,06 0,04 0,00 0,00 0,00 0,05 0,00 0,00 0,00 0,00 0,16 0,00 0,00 0,00 0,00 0,03 0,06 0,00 0,00 0,04 0,01 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,02 0,02 0,00 0,00 0,01 0,01 0,01 0,00 0,00 0,03 0,01 Na 0,04 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 K 0,02 0,01 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,04 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,02 0,00 0,00 0,01 0,03 OH 16,00 16,00 16,00 16,00 16,00 16,00 16,00 16,00 16,00 16,00 16,00 16,00 16,00 16,00 16,00 16,00 16,00 16,00 16,00 16,00 16,00 Fe/(Fe+Mg) 0,57 0,58 0,50 0,48 0,50 0,50 0,49 0,48 0,58 0,59 0,50 0,50 0,49 0,49 0,55 0,65 0,39 0,35 0,42 0,41 0, 38 ΣVI 11,82 11,79 11,90 11,83 11,90 11,88 11,85 11,83 11,94 11,87 11,79 11,92 11,85 11,87 11,90 11,92 11,82 11,92 11,87 11,82 11,63 Vacância 0,18 0,21 0,10 0,17 0,10 0,12 0,15 0,17 0,06 0,13 0,21 0,08 0,15 0,13 0,10 0,08 0,18 0,08 0,13 0,18 0,37 0,06 0,08 0,05 0,06 0,00 0,06 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,04 0,00 0,00 Al2O3 20,42 20,17 20,49 20,37 21,43 20,49 20,00 19,61 19,45 19,63 19,52 19,42 19,74 20,05 0,00 0,00 0,00 0,00 0,04 0,00 0,04 0,03 0,00 0,00 0,00 0,06 0,00 0,07 0,07 Na2O 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,08 0,07 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 K2O 0,00 0,00 0,00 0,00 0,09 0,07 0,06 0,04 0,00 0,05 0,04 0,06 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,01 0,01 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,02 0,02 Na 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,03 0,03 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 K 0,00 0,00 0,00 0,00 0,03 0,02 0,02 0,01 0,00 0,01 0,01 0,02 0,00 0,00 0,00 OH 16,00 16,00 16,00 16,00 16,00 16,00 16,00 16,00 16,00 16,00 16,00 16,00 16,00 16,00 16,00 Fe/(Fe+Mg) 0,44 0,45 0,47 0,47 0,57 0,56 0,52 0,45 0,66 0,40 0,40 0,42 0,44 0,44 0, 44 ΣVI 11,88 11,85 11,96 11,94 11,76 11,85 11,98 12,01 11,89 11,76 11,83 11,86 11,81 11,81 

T(°C) = -

Veio cortando andesito

Cavidades no andesito Brecha tipo II SiO2 0,14 0,15 0,00 0,10 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 1,28 0,00 0,08 0,35 TiO2 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 Al2O3 0,00 0,00 0,00 0,07 0,00 0,00 0,00 0,21 0,00 0,23 0,00 0,00 0,00 FeO 14,84 14,72 0,18 0,00 0,18 1,77 0,44 0,06 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 K2O 0,03 0,00 0,00 0,00 0,03 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 

56,1 5 Cálculo da fórmula estrutural com base em 6 oxigênios Fe2+ 0,42 0,41 0,01 0,00 0,00 0,05 0,01 0,03 0,05 0,03 0,01 0,01 0,01 Mn 0,08 0,09 0,05 0,04 0,03 0,06 0,04 0,04 0,05 0,06 0,03 0,03 0,02 Mg 0,50 0,50 0,00 0,00 0,00 0,04 0,01 0,01 0,03 0,03 0,02 0,03 0,00 Ca 0,98 0,98 1,93 A albita hidrotermal pode ser diferenciada do plagioclásio ígneo por se apresentar límpida e por sua geminação polissintética irregular (Figura 33A e B). Em geral, é observada quando um plagioclásio sericitizado é atravessado por uma vênula da fase II de mineralização. Esse fenômeno também pode ser descrito como crescimento epitaxial, sendo a albita hidrotermal cristalizada usando os germes de cristalização externos a vênula, o que explica a continuidade óptica entre os minerais.

Os cristais de rutilo apresentam hábito acicular, comprimentos inferiores a 1 mm e espessuras entre 15-40µm. Ocorrem principalmente como inclusão no quartzo (Figura 34A) ou nos interstícios minerais em veios de quartzo (Figura 33D). Cristais orientados ao longo de zonas de cisalhamento associados a brechas tipo II (Figura 27F), preenchendo fraturas em cristais de pirita (Figura 34B) ou nas bordas de vênulas e brechas do tipo II (Figura 34C) também foram observados.

Figura 33 -Fotomicrografias mostrando as formas de ocorrência da calcita e da albita associadas a M2. A -fotomicrografia com nicois paralelos mostrando um cristal de plagioclásio sericitizado, cortado por uma vênula de albita e calcita. Notar a limpidez da albita hidrotermal quando comparada ao plagioclásio sericitizado na porção não seccionada pela vênula (seta vermelha); Bfotomicrografia com nicois cruzados mostrando um detalhe do processo descrito em A. Cfotomicrografia com nicois cruzados mostrando cristais de calcita com inclusões de clorita e com textura de preenchimento em pequenos triângulos. Cavidade preenchida em meio ao andesito hidrotermalizado; D -fotomicrografia com nicois paralelos mostrando vênula de quartzo exibindo cristais de calcita com textura de preenchimento em pequenos triângulos, clorita e cristais de rutilo. Abalbita; Cccalcita; Fkfeldspato potássico; Plplagioclásio; Pypirita; Qtzquartzo; Rtrutilo.

Quando observados em luz refletida, os cristais aciculares são heterogêneos (Figura 34D) e com auxílio de análises de MEV-EDS é possível constatar que as porções centrais são constituídas predominantemente por óxido de cálcio (Figura 35; Tabela 7).

Esses cristais foram analisados pela técnica LA-ICP-MS com a objetivo de datar a segunda fase de mineralização. Os resultados serão apresentados a seguir no item 6.2.3.

Figura 34 -Fotomicrografias mostrando cristais de rutilo que pertencem a paragênese da fase II de mineralização. A -Fotomicrografia com nicois paralelos mostrando cristais de rutilo inclusos no quartzo; B -fotomicrografia em luz refletida mostrando cristal de rutilo cristalizado em fratura na pirita; C -fotomicrografia com nicois cruzados mostrando cristais de rutilo cristalizados nas bordas de brechas tipo II, em andesito; D -fotomicrografia em luz refletida mostrando um cristal de rutilo em veio de quartzo, notar que os cristais são composicionalmente heterogêneos. Chlclorita; Pypirita; Rtrutilo; Qtz -quartzo.

Figura 35 -Imagem de elétrons retroespalhados obtida no MEV para cristais de rutilo com zonas heterogêneas.

Tabela 7 -Composição de cristais de rutilo analisados por EDS. Os valores se referem a porcentagem de massa atômica e os pontos onde cada espectro foi obtido está indicado na Figura 34. A segunda fase de mineralização é restrita espacialmente aos veios, vênulas e brechas tipo II, apresentando uma associação metálica e teores distintos dos observados na primeira fase. Os teores associados a M2 são mais elevados, em geral superiores a 2,5ppm e podem chegar localmente a 70ppm, em veios de sulfeto maciço (Figura 26E). Já a paragênese do minério inclui galena, esfalerita calcopirita, pirita e ouro livre (Figura 26E -G), diferindo, portanto, de M1, à qual apenas a pirita se associa. A galena é o sulfeto mais abundante, ocorrendo em fraturas, cavidades e interstícios minerais nos veios de quartzo e brechas ou, ainda, preenchendo fraturas (Figura 37A -C) preenchendo sombras de pressão (Figura 31) junto a cristais de pirita. A análise em microssonda eletrônica revelou que a galena apresenta ca. 0,2% de prata em sua estrutura. A calcopirita e a esfalerita são menos abundantes e observadas nos veios de quartzo (Figura 26F e G; Figura 37A, D) ou disseminadas na matriz das brechas hidrotermais tipo II. A esfalerita apresenta inclusões de minuscúlos cristais de calcopirita (i.e. calcopirita disease). Com exceção da pirita, os demais sulfetos apresentam textura de preenchimento em pequenos triângulos (Figura 37B e D). A esfalerita contem entre 0,2 -0,6% de Cu e 0,2 -0,8% de Fe em sua composição, como consequência da presença de calcopirita.

Conforme previamente mencionado, é difícil diferencias as piritas de cada uma das duas fases de mineralização. Quando os cristais estão associados diretamente às microfraturas ou a contatos minerais preenchidos por muscovita fina (Figura 17F), sem que haja sobreposição da segunda fase de mineralização, pode-se sugerir que a pirita foi cristalizada durante M1. Quando ocorre deformada e com minerais da paragênese de M2 preenchendo as fraturas (Figura 36A, C e D), por vezes com texturas em pente (Figura 36A e D) ou gerando sombras de pressão (Figura 31) é possível considerar que a pirita tenha sido cristalizada durante M1, todavia a possibilidade de cristalização precoce durante M2 não pode ser desconsiderado. Os cristais de pirita que ocorrem nas vênulas de quartzo de M2 são indicativos de sua cristalização contemporânea a esta fase de mineralização.

Contudo, nos demais caso não é possível separar as duas fases, já que há sobreposição de M1 e M2, não há variações na composição da pirita, nem tampouco foram identificadas zonas de crescimento que permitam separá-las.

Figura 36 -A -Fotomicrografia com nicois cruzados mostrando cristais de quartzo com textura em pente e de clorita cristalizados em um veio de pirita maciço cortando sienogranito; B -mesma fotomicrografia de A, levemente rotacionada, em luz refletida mostrando os cristais de pirita com fraturas preenchidas por galena e ouro. C -Fotomicrografia com nicois cruzados mostrando cristais de quartzo euédricos, clorita e calcita cristalizados em planos de fratura e em meio a cristais de pirita de um veio de pirita maciço que corta sienogranito. D -Quartzo com textura em pente em vênulas de quartzo e pirita cortando o dacito sericitizado.

Nesta fase de mineralização (M2) o ouro pode ser identificado a olho nu ou com auxílio da lupa. A cartografia química feita na microssonda eletrônica revelou que o ouro Figura 37 -Fotomicrografias mostrando a forma de ocorrência dos sulfetos em M2. Afotomicrografia em luz refletida mostrando cristais de galena, esfalerita e calcopirita em um veio de quartzo; Bfotomicrografia em luz refletida mostrando textura em pequenos triângulos em meio à cristais de quartzo de um veio; Cfotomicrografia em luz refletida mostrando galena e ouro preenchendo fraturas em um veio maciço de pirita; Dfotomicrografia em luz refletida mostrando cristais de calcopirita e pirita em veio de quartzo. Nota a textura em pequenos triângulos da calcopirita; Efotomicrografia com nicois paralelos mostrando fissura preenchida com ouro em um veio de quartzo; Fmesma fotomicrografia mostrada em E, mas em luz refletida. Auouro; Ccpycalcopirita; Galgalena Pypirita; Qtzquartzo; Sphesfalerita.

Figura 38 -Imagens das cartografias químicas qualitativas feitas em microssonda eletrônica em diferentes amostras da segunda fase de mineralização (M2), mostrando a resposta para cartografia dos elementos Au e S. As amostras 10-3 e 17-4 são veios de quartzo ricos em pirita e a amostra 140-1 é uma brecha tipo II em aplito. Os pontos com contraste nas imagens para ouro representam cristais de ouro livre. As fotografias à esquerda correspondem a uma imagem scanner com nicois paralelos da porção da lâmina cartografada.

Idade da mineralização

Com o intuito de datar M2 foram selecionados cristais de rutilo, os quais definem juntamente com clorita, quartzo, carbonato e albita a paragênese mineral desta fase. Os Os valores obtidos para os cristais de pirita das encaixantes, os quais ocorrem principalmente inclusos em titanitas euédricas primárias, apresentam valores de δ34S entre -4,4 e 5,0‰, com um valor médio de 0,3‰ (n = 3). Já os sulfetos associados as rochas hidrotermalizadas e mineralizadas apresentaram valores próximos a zero ( Tabela 8). Cristais de galenas (-0,3 ‰; 0,3‰), esfalerita (1,8‰; 1,9‰), calcopirita

(2,0‰), e pirita (1,9‰) todos amostrados em veios de quartzo de M2. A média dos valores dessas analises é de 1,27 ‰ (n=6). A pirita obtida no veio de pirita maciço analisou um valor de δ34S de 3,2‰.

As amostras de pirita coletadas em concentrados de minerais pesados obtidos de diferentes amostras de granito, que contém uma mistura de cristais de pirita originados nas duas fases de mineralização apresentaram valores de δ34S entre 2.9 e 3.9‰, com um valor médio de 3,4‰ (n=2). As amostras de pirita obtidas do andesito e do dacito apresentaram valores de δ34S de -0,9 e 5,6‰, respectivamente. Os granodioritos que constituem as encaixantes do depósito TCZ não apresentam feições de deformação ou texturas que indiquem uma história de cristalização complexa, controlada por processos tectônicos ou de sub-resfriamento (undercooling, i.e diferença de temperatura entre a temperatura na qual o liquido satura com relação a um determinado mineral e a temperatura na qual este mineral nucleia e cristaliza; [START_REF] Candela | A review of shallow, ore-related granites: textures, volatiles, and ore metals[END_REF]. Estas rochas alojadas em profundidades entre 4 -6Km (geobarômetro da hornblendaitem 5.4.3) se resfriaram com taxas baixas a moderadas, entre 3,6 -14,7°C (Fig. 16). Essas informações são compatíveis com a granulometria fina a média dos minerais primários e com o zoneamento oscilatório do plagioclásio. O grau fraco de alteração hidrotermal dos minerais ígneos e a sericitização do núcleo do plagioclásio indica que a disponibilidade de fluidos foi restrita e mais importante nas fases intermediarias de cristalização da rocha, restringindo a alteração às porções centrais dos cristais. Não há registro de eventos hidrotermais e deformacionais importantes após a cristalização destas rochas.

Diferentemente, o granito TCZ (i.e. granitos s.s., aplitos e pegmatitos) apresenta inúmeros corpos de aplito e pegmatito, texturas gráfica, micrográfica e granofírica, que sugerem que sua cristalização foi controlada por processos de sub-resfriamento [START_REF] Candela | A review of shallow, ore-related granites: textures, volatiles, and ore metals[END_REF], a partir de um fundido félsico rico em fluídos [START_REF] Jahns | Granitic pegmatites in Science and Industry[END_REF][START_REF] London | Vapor-undersaturated experiments in the system macusanite-H2O at 200 MPa, and the internal differentiation of granitic pegmatites[END_REF], 1992[START_REF] London | A petrologic assessment of internal zonation in granitic pegmatites[END_REF]). Com relação à tectônica, apesar do granito ter uma geometria alongada, com direção N100°-110°E, semelhante à das falhas que o limitam, feições de deformação submagmática ou de alta temperatura em estado sólido, tais como foliação magmática, quartzo com textura em tabuleiro de xadrez (chessboard quartz), fraturas preenchidas por minerais primários, recristalização de feldspato e micas, entre outras (Miller e Patterson, 1994;Tommasi, 1994;Pawley e Collins, 2002;[START_REF] Gloaguen | Tracing the magmatic to hydrothermal transition in low-strain zones: the role of magma dynamics in strain localization at pluton roof, implications for intrusion-related gold deposits[END_REF] não são observadas, portanto uma deformação de origem tectônica durante o magmatismo e as fases iniciais de cristalização da rocha é improvável. Os minerais primários registram uma deformação de baixa temperatura em estado sólido, representada pelas torções na malha cristaliza (kink Discussão bands) e deformações na maclas no plagioclásio (deformational twins), textura em coroas trocadas (swaped rims texture), microclinização e exsolução de micropertita no no feldspato potássico, além de extinção ondulante no quartzo. Conforme discutido no item 5.5.1, essas feições são geradas por deformações impostas à rocha entre 400-500°C (Passchier e Trouw, 2005). Esta faixa de temperatura é inferior a temperatura do solidus, inferior a 650°C, para sistemas haplograníticos (Ab-Or-Qtz-H2O) cristalizados em pressões inferiores a 5kbar (Johannes, 1984;[START_REF] Kepler | The influence of the fluid phase composition on the solidus temperature in the haplogranite system NaAlSi3O8-KAl Si3O8-SiO2-H2O-CO2[END_REF]. Ou seja, os processos de deformação registrados pelo granito TCZ são posteriores à cristalização da rocha. A taxa de resfriamento das rochas, após o início do magmatismo granítico variaram de 5,4°C/Ma para o resfriamento das rochas até 550°C a 11°C/Ma para o resfriamento até 320°C, respectivamente (Fig. 16). O incremento da taxa entre 550° e 320°C, juntamente com a deformação em estado sólido dos minerais ígneos, pode indicar que a tectônica foi ativa, no mínimo entre 1967 e 1946Ma (i.e. idade argônio da hornblenda e biotita), justificando assim o aumento da taxa nos estágios finais de resfriamento do granito.

A profundidade de colocação do granito TCZ foi estimada de forma indireta, uma vez que este constitui a principal encaixante dos diques de andesito, cujo alojamento foi concomitante a tardio em relação à sua cristalização. Desta forma, a pressão de cristalização máxima de 1,1 kbar, que corresponde a profundidades inferiores a 2km, calculada para o andesito (geotermômetro da hornblenda -item 5.4.3), foi extrapolada para o granito.

Os aplitos e pegmatitos presentes no granito TCZ por estarem contidos, sobretudo, dentro do granito e por seus contatos definidos por transições granulométricas e sem mudança na assembleia mineral foram considerados geneticamente relacionados ao magmatismo granítico. De acordo com [START_REF] London | A petrologic assessment of internal zonation in granitic pegmatites[END_REF], tais pegmatitos são classificados como pegmatitos comuns (i.e. assembleia mineral com composição mínima ou próxima do eutético dos granitos). Com base em estudos experimentais, [START_REF] Jahns | Granitic pegmatites in Science and Industry[END_REF] sugeriu que os contatos transicionais entre granitos e pegmatitos seriam consequência da saturação em água pelo fundido (melt) granítico, o qual, inicialmente insaturado em água, acumularia fases fluidas com o avanço da cristalização e, no momento da saturação, se cristalizariam os pegmatitos em transição com o granito. Contudo, [START_REF] London | Vapor-undersaturated experiments in the system macusanite-H2O at 200 MPa, and the internal differentiation of granitic pegmatites[END_REF], após experimentos em condições semelhantes, afirma que a saturação em água não é uma condição causal para tal transição. No entanto, este mesmo autor, em 1992, sugere que com o avanço do grau de cristalização da rocha, há um aumento da concentração de água no fundido granítico, o que contribui com a diminuição na densidade de nucleação dos cristais e cria condições para a cristalização de pegmatitos com tais contatos. Ou seja, a saturação do fundido não é indispensável, mas a concentração dos fluidos ao longo da cristalização é uma condição Discussão causal para a formação de pegmatitos. A presença de intercrescimento gráfico no feldspato potássico dos pegmatitos corrobora a hipótese de cristalização a partir de fundidos insaturados em água, uma vez que a condição de saturação inibe a formação de tal feição (Fenn, 1986;[START_REF] London | Vapor-undersaturated experiments in the system macusanite-H2O at 200 MPa, and the internal differentiation of granitic pegmatites[END_REF]. Os pegmatitos e aplitos do granito TCZ apresentam com frequência tais intercrescimentos.

A saturação em água, de acordo com [START_REF] London | Vapor-undersaturated experiments in the system macusanite-H2O at 200 MPa, and the internal differentiation of granitic pegmatites[END_REF][START_REF] London | A petrologic assessment of internal zonation in granitic pegmatites[END_REF] não é o único fator que condiciona a geração destas heterogeneidades nos magmas graníticos, a presença de elementos fundentes, tais como F, B, P, e o grau de sub-resfriamento são fatores igualmente importantes. A cristalização precoce de feldspato potássico euédrico, seguida pela cristalização de plagioclásio sódico com intercrescimento gráfico e então por quartzo, conforme observado nos pegmatitos associados ao granito TCZ (Fig. 6B), foi observada experimentalmente por [START_REF] London | A petrologic assessment of internal zonation in granitic pegmatites[END_REF], como resultado de cristalização em condição de sub-resfriamento, da ordem de dezenas a centenas de graus. De acordo com [START_REF] Candela | A review of shallow, ore-related granites: textures, volatiles, and ore metals[END_REF], o sub-resfriamento de plutões graníticos é observado em níveis crustais rasos (i.e.

menor que 8km) e é responsável pela geração, além de pegmatitos, de feições tais como:

texturas granofíricas (i.e. cristais esqueletais de quartzo; Fig. 6C), texturas gráficas e micrográficas (Fig. 6A), aplitos (Fig. 6C) e cavidade miarolíticas isoladas ou interconectadas. Destas texturas mencionadas, com exceção das cavidades miarolíticas, as demais são descritas no granito TCZ e se relacionam geneticamente ao processo de cristalização da rocha. [START_REF] Candela | A review of shallow, ore-related granites: textures, volatiles, and ore metals[END_REF] afirma que as cavidades miarolíticas são as únicas feições geradas a partir do sub-resfriamento de um fundido granítico saturado em voláteis.

Desta forma, entende-se que o granito TCZ se cristalizou em um nível crustal raso, a partir de um fundido granítico rico em fluidos e controlado por processos de subresfriamento que geraram as heterogeneidades texturais observadas e culminaram com a cristalização de aplitos e pegmatitos, provavelmente antes de o fundido atingir a saturação.

Durante o resfriamento do granito, já em estado sólido, o mesmo foi submetido a esforços deformacionais, cuja temperatura máxima está compreendida no intervalo entre 500-400°C.

O granito TCZ, por suas características, se enquadra na classe de granitos que, de acordo com [START_REF] Candela | A review of shallow, ore-related granites: textures, volatiles, and ore metals[END_REF], têm potencial para gerar sistemas hidrotermais importantes e por consequência, são granitos férteis do ponto de vista metalogenético.

Os diques de andesito alojados em meio ao granodiorito e ao granito TCZ tiveram sua colocação em pelo menos duas fases, uma fase precoce com o granito ainda em processo de cristalização e outra tardia, com o granito já em estado sólido e com um comportamento rúptil. Estas fases foram interpretadas com base nas feições de mingling com o magma granítico e na presença de enclaves angulosos do granodiorito, do granito e Discussão do aplito nos contatos, respectivamente. Alguns diques alojados no granodiorito apresentam indícios de uma deformação sin-magmática gerada por um cisalhamento transcorrente sinistral. Não é possível estabelecer uma relação temporal direta entre o magmatismo granítico e os diques de andesito alojados nas encaixantes. Todavia, os granodioritos são mais antigos e supõem-se que já estavam em estado sólido quando o granito e, consequentemente, os diques se alojaram. O registro da deformação em estado sólido nos granitos e da deformação sin-magmática nos diques intrusivos nas encaixantes indica que estes são tardios em relação a cristalização do granito, assim como indica que a tectônica transcorrente sinistral pode ter sido responsável pela deformação no granito.

Implicação dos dados geocronológicos na evolução do deposito TCZ

A gênese das rochas na área do deposito TCZ se iniciou com a colocação dos granodioritos por volta de 2007Ma e, cerca de 10Ma depois, se alojaram os últimos pulsos associados a câmara magmática granodiorítica, representados pelas intrusões do microgranodiorito (1997 ± 10Ma) com a mesma assinatura geoquímica.

Concomitantemente, se iniciou o magmatismo granítico, com a colocação da fácies sienogranito (1996 ± 2Ma) seguida da facies monzogranito (1989 ± 1 Ma). As demais amostras datadas apresentam idades semelhante, porém com margens de erro mais elevadas. Desta forma, este intervalo definido com base em idades precisas é considerado o intervalo de tempo no qual se alojaram as principais fácies que compõem o granito TCZ.

A hornblenda (1967 ± 14Ma) e a biotita (1946 ± 7Ma) datadas no granodiorito, apesar de apresentarem algumas perturbações no sistema argônio (Fig. 13), possivelmente decorrentes da intrusão dos granitos, fornecem idades correlacionáveis às idades U-Pb interpretadas como idades de cristalização das rochas plutônicas do sistema magmático TCZ. Considerando que estes minerais apresentam temperaturas de fechamento para o sistema argônio de ca. 550°C e ca. 320°C, respectivamente [START_REF] Harrison | Diffusion of 40 Ar in biotite: temperature, pressure and compositional effects[END_REF][START_REF] Dahl | The crystal-chemical basis for Ar retention in micas: Inferences from interlayer partitioning and implications for geochronology[END_REF], pode-se afirmar que as estas rochas não foram afetadas por nenhum evento térmico de escala regional, com temperaturas acima de 320°C após 1946Ma e que são idades representativas do resfriamento deste conjunto de rochas (i.e. granodioritos encaixantes e granito TCZ). Discussão

As idades U-Pb obtidas para as rochas sub-vulcânicas são, a princípio, incoerentes quando consideradas as idades de suas encaixantes e as relações de campo. Apesar do andesito datado ter sido amostrado em meio ao granodiorito (Figura 2), sua idade não configuraria, a princípio, uma incoerência, já que este foi datado em 1996 ± 8 Ma e sua encaixante em 2007 ± 8 Ma. Contudo, a idade de 1992 ± 2 Ma obtida para o dacito que corta toda a sequência de rochas no depósito é mais antiga que a do monzogranito datado em 1989 ± 1 Ma e que constitui uma de suas encaixantes. A quantidade restrita de cristais de zircão nas rochas sub-vulcânicas e a similaridade, em termos de tamanho e forma, com os cristais de suas encaixantes sugere se tratar de cristais herdados. Adicionalmente, os zircões do andesito e do granodiorito apresentam assinaturas geoquímicas similares, bem como as mesmas populações de idades herdades e ampla ocorrência de cristais metamícticos não observados nos cristais do granito TCZ, sugerindo que os zircões do andesito foram herdados do granodiorito.

As idades argônio obtidas para a muscovita da brecha tipo I (1865 ± 5Ma) e para a alteração do dacito (1854 ± 5Ma) forneceram idades platôs bem definidas e relativamente próximas. Considerando que as amostras do granodiorito e da brecha tipo I datadas pelo método argônio (Figura 2) distam entre si cerca de 500m (17-9G), se um evento térmico de abrangência regional tivesse afetado estas rochas, o sistema argônio da biotita teria sido igualmente afetado, uma vez que a temperatura de fechamento do sistema argônio para este mineral (ca. 320°C; [START_REF] Harrison | Diffusion of 40 Ar in biotite: temperature, pressure and compositional effects[END_REF][START_REF] Dahl | The crystal-chemical basis for Ar retention in micas: Inferences from interlayer partitioning and implications for geochronology[END_REF] é menor que a da muscovita (ca.

350°C; McDoulgall e Harrison, 1988).

Desta forma as idades obtidas para os minerais hidrotermais somente podem ser consideradas idades de cristalização mineral ou idades de rejuvenescimento total do sistema argônio, em um evento de abrangência local e com temperaturas superiores a 350°C. A Tabela 9 sintetiza as principais características de cada fase de mineralização que embasam, juntamente com as informações anteriormente discutidas duas hipóteses de evolução dos processos associados a gênese do depósito TCZ. Num primeiro cenário, a primeira fase de mineralização seria geneticamente relacionada aos fluidos exsolvidos pelo granito TCZ e, neste caso, a idade argônio obtida para a alteração hidrotermal seria resultante de um rejuvenescimento do sistema em ca. 1865Ma, em decorrência da circulação de fluidos associados a segunda fase de mineralização controlada pela tectônica transcorrente sinistral. Num segundo cenário, ambas as fases de mineralização seriam desconectadas temporal e geneticamente do magmatismo gerador das rochas do depósito e as idades argônio representariam a idade de cristalização dos minerais hidrotermais e da mineralização, que teriam se formado num intervalo de tempo próximo. Contraria esta hipótese, a ausência de alguns elementos que são típicos dos depósitos gerados por fraturamento hidráulico. Apesar de haver indícios de um fraturamento assistido por fluidos durante M1, as fraturas se limitam à escala microscópica e as brechas tipo I não apresentam o padrão típico das brechas geradas por este processo, as quais deveriam exibir texturas em quebra cabeça geradas por fragmentação in situ Discussão [START_REF] Jebrak | Hydrothermal breccias in vein-type ore deposits: A review of mechanisms, morphology and size distribution[END_REF]. Ou seja, o arranjo das estruturas em M1 não se assemelha, na escala macroscópica, ao arranjo clássico das brechas de fraturamento hidráulico (Zhang e Li, 2017) e dos veios em stockwork (Zhang e Li, 2017;[START_REF] Li | Geology and ore fluid geochemistry of the Jinduicheng porphyry molybdenum deposit, East Qinling[END_REF][START_REF] Gruen | The Bingham Canyon Porphyry Cu-Mo-Au Deposit. II. Vein Geometry and Ore Shell Formation by Pressure-Driven Rock Extension[END_REF][START_REF] Pirajno | Hydrothermal processes and mineral systems[END_REF].

Já para a segunda fase de mineralização, resultante da circulação de fluidos Essa hipótese tem como argumentos favoráveis a idade argônio da muscovita, uma vez que esta refletiria a idade de cristalização deste mineral. Contudo alguns aspectos são mais complexos, principalmente a mudança no estilo da deformação de M1 para M2 (Figura 41), uma vez que se trata de um mesmo evento de deformação, a mudança nas paragêneses hidrotermais e de minério, assim como as diferenças de teor. Considerando a paragênese mineral em M2 houve uma mudança na composição do fluido com acréscimo de, no mínimo, Fe, Mg, CO2, Cu, Pb e Zn ao sistema.

A distribuição das estruturas geradas na primeira fase de mineralização, nesta hipótese tem um controle estrutural menos óbvio, mas pode ser explicada pela diferença de competência e de composição mineralógica associadas a uma trama rúptil previamente imposta pelo magmatismo andesítico (ca. 1960 e, por processos de muscovitização de feldspatos, em decorrência da deformação rúptil em presença de fluidos e em temperaturas entre 200 e 450°C, associado a falhas, em um processo similar ao descrito por Cavailhes et al. (2013). Estes autores sugeriram que processos concomitantes de incorporação mecânica e alteração sin-cinemática podem transformar até 35% do volume de feldspato da rocha em filossilicatos (biotita, mica branca e clorita), os quais são dispersos ao longo de limites minerais, planos de fraturas e zonas de cisalhamento que se desenvolvem nos planos de clivagem mineral. Segundo estes autores, os deslocamentos necessários para iniciar os processos de geração de filossilicatos são mínimos e os fatores limitantes são a as condições de P-T, que podem inibir o processo de muscovitização.

Profundidade mínimas que correspondam a isoterma de 200°C são necessárias para permitir este processo. Com base nos dados de inclusões fluidos disponíveis [START_REF] Castro | Gênese do depósito de ouro Tocantinzinho, Província Aurífera do Tapajós (PA): evidências a partir de dados de geologia, petrologia e inclusões fluidas. Dissertação[END_REF][START_REF] Villas | Estudo dos fluidos hidrotermais relacionados ao depósito Tocantinzinho, Província Aurífera do Tapajós, com base em inclusões fluidas[END_REF]Villas e Queiroz, 2013) A evolução estrutural proposta para o magmatismo TCZ compreende uma evolução em controlada por uma tectônica transcorrente sinistral, observada principalmente pela geometria alongada das rochas e pela deformação sin-magmática nos diques de andesito tardios. As zonas de cisalhamento transcorrentes com cinemática majoritariamente sinistral predominaram durante a colocação dos granitoides da Suíte Intrusiva Creporizão. Portanto, a deformação observada durante a evolução do granito TCZ e colocação dos diques de andesito é compatível com estilo tectônico regional. Ainda que a mineralização em M2 fosse considerada temporalmente ligada a esta fase de deformação do depósito, as estruturas mineralizadas seriam passiveis de serem explicadas dentro deste contexto de evolução regional Nas duas hipóteses apresentadas, a segunda fase de mineralização seria resultante da reativação das falhas que limitam o granito TCZ. De acordo com Klein et al. (2000) e Bahia e Quadros (2000), as estruturas regionais NW-SE geradas durante D2 [START_REF] Klein | Geology of Paleoproterozoic Gneiss-and Granitoid-Hosted Gold Mineralization in Southern Tapajós Gold Province, Amazonian Craton, Brazil[END_REF] foram reativadas em falhas normais e transcorrentes em decorrência da tectônica distensiva que controlou a colocação das rochas da Suíte Intrusiva Maloquinha [START_REF] Klein | Geology of Paleoproterozoic Gneiss-and Granitoid-Hosted Gold Mineralization in Southern Tapajós Gold Province, Amazonian Craton, Brazil[END_REF][START_REF] Santos | Gold deposits of the Tapajós and Alta Floresta Domains, Tapajós-Parima orogenic belt, Amazon Craton, Brazil[END_REF]. Ou seja, a reativação das falhas pré-existente nas rochas do depósito TCZ, na hipótese em que a deformação que controlou M2 é desconectada temporalmente do magmatismo, é compatível com a evolução estrutural regional. (Klein et al., 2000). Desta forma, pode-se supor que mineralizações pré-existentes foram influenciadas pelo evento térmico/hidrotermal associado a este magmatismo entre 1883-1870Ma [START_REF] Vasquez | Granitoides pós-colisionais da porção leste da Província Tapajós[END_REF], justificando as idades modelos Pb-Pb com ordem de grandeza distinta das idades argônio.

As idades 39 Dentre os trabalhos de âmbito regional é consensual que as mineralizações presentes na Província Aurífera do Tapajós são controladas pela tectônica em todas as escalas [START_REF] Coutinho | Província Mineral do Tapajós: geologia, metalogenia e mapa previsional para ouro em SIG[END_REF]Klein et al., 2001b[START_REF] Baker | Emplacement depth and carbon dioxide-rich fluid inclusion in Intrusion-related gold deposits[END_REF], Santos et al., 2001). Estruturas secundárias e extensionais com direções N20°-70°E [START_REF] Almeida | Proposta da evolução tectono-estrutural da Província Tapajós com base na geologia da Folha Vila Mamãe Anã e Jacareacanga (1:250,000), região limite dos estados do Amazonas e Pará[END_REF][START_REF] Klein | Geology of Paleoproterozoic Gneiss-and Granitoid-Hosted Gold Mineralization in Southern Tapajós Gold Province, Amazonian Craton, Brazil[END_REF], que hospedam tanto rochas máficas como mineralizações auríferas [START_REF] Klein | Geology of Paleoproterozoic Gneiss-and Granitoid-Hosted Gold Mineralization in Southern Tapajós Gold Province, Amazonian Craton, Brazil[END_REF]Santos e Coutinho, 2008), são as estruturas mais comuns na Província Aurífera do quais exibem evidências de cisalhamento, bandas de deformação com recristalização em subgrãos e cristais de quartzo com extinção ondulante [START_REF] Klein | Geology of Paleoproterozoic Gneiss-and Granitoid-Hosted Gold Mineralization in Southern Tapajós Gold Province, Amazonian Craton, Brazil[END_REF]. Os cristais de quartzo nos veios destas unidades são predominantemente maciços, denotando o alto grau de empacotamento e refletindo o estilo tectônico compressional/transpressional associado a geração dos mesmos. (Klein et al., 2001b). De acordo com [START_REF] Klein | Geology of Paleoproterozoic Gneiss-and Granitoid-Hosted Gold Mineralization in Southern Tapajós Gold Province, Amazonian Craton, Brazil[END_REF], dentre as mineralizações a sul da Província Aurífera do Tapajós associadas ao domínio das rochas Discussão do embasamento e supracrustais (Santos e Coutinho, 2008) a ocorrência de veios extensionais não é comum. Os depósitos que hospedam esta classe de veios são classificados como depósitos orogênicos (i.e. [START_REF] Groves | Orogenic gold deposits: a proposed classification in the context in their crustal distribution and relationship to other gold deposits types[END_REF] mesozonais (Coutinho, 2008;[START_REF] Santos | Gold deposits of the Tapajós and Alta Floresta Domains, Tapajós-Parima orogenic belt, Amazon Craton, Brazil[END_REF]Coutinho et al., 2000).

Já Nas duas hipóteses propostas, a segunda fase de mineralização é considerada uma mineralização controlada pela tectônica transcorrente sinistral e associada a fluidos hidrotermais de origem, provavelmente, magmática, não relacionados ao magmatismo gerador das rochas que hospedam a segunda fase de mineralização.

Considerando o controle estrutural e a relação espacial entre a mineralização e as falhas no depósito TCZ, o modelo de ouro do tipo orogênico [START_REF] Groves | Orogenic gold deposits: a proposed classification in the context in their crustal distribution and relationship to other gold deposits types[END_REF] poderia ser considerado, assim como já foi para inúmeras outras ocorrências e depósito na Província Aurífera do Tapajós. Contudo, a ausência de metamorfismo associado à época de mineralização do depósito torna este modelo improvável.

Nos sistemas IRGS a relação genética entre a mineralização e o plúton gerador do sistema hidrotermal é uma premissa básica, mas as mineralizações podem ocorrer em diferentes posições em relação ao plúton. As mineralizações podem estar hospedadas na própria intrusão ou nas rochas encaixantes do plúton, podendo estas últimas serem proximais, i.e. dentro da auréola do metamorfismo de contato, ou distais, i.e. externa a auréola de metamorfismo de contato [START_REF] Hart | New exploration concepts for country-rock hosted intrusion related gols systems: Tintina gold belt in Yukon Brithish Columbia and Yukon Chamber of Mines Condilleran Round up[END_REF]Lang e Baker, 2001). De acordo com Hart et al. (2000), os depósitos distais são condicionados pela tectônica, pelos litotipos e pelo hidrotermalismo, as mineralizações auríferas apresentam assinatura geoquímica típica As + Sb ± Hg e os últimos pulsos hidrotermais podem gerar veios de quartzo mineralizados em Pb-Zn-Ag [START_REF] Hart | Mineral deposits of Canada: A Synthesis of Major Deposit Types[END_REF], Lang e Baker, 2001). Estes veios distais, quando associados a cisalhamento, podem ser formar a alguns quilômetros de distância das intrusões, como é o caso do distrito argentífero de Keno Hill, no cinturão aurífero de Tombstone, com mineralizações a cerca de 30km [START_REF] Hart | Mineral deposits of Canada: A Synthesis of Major Deposit Types[END_REF] Caso se confirme a segunda fase de mineralização como uma mineralização distal, formada a partir da circulação de fluidos gerados em uma intrusão gerada durante o magmatismo Maloquinha, há grandes chances de haver uma mineralização aurífera importante hospedada na intrusão geradora do sistema hidrotermal.

Independente do modelo genético de cada fase de mineralização, os dados obtidos mostram que o controle tectônico configura uma condicionante extremamente relevante sobre a mineralização no depósito TCZ, assim como isto já foi constatado em outros trabalhos de escala regional (Coutinho, 2008;[START_REF] Santos | Gold deposits of the Tapajós and Alta Floresta Domains, Tapajós-Parima orogenic belt, Amazon Craton, Brazil[END_REF]Klein et al., 2001b 

  doctorat résulte d'une cotutelle entre les Universités Fédéral du Paraná (UFPR, Curitiba, Brésil) et de Montpellier (UM, Montpellier, France). La thèse a débuté au Brésil en mars 2013 (début de l'année universitaire brésilienne) et a comporté un séjour d'un an en France, sur le site de Montpellier, entre septembre 2014 et août 2015. Cette cotutelle a été développée dans le cadre de la complémentarité scientifique et thématique d'abord entre les deux directeurs de thèses mais aussi sur le plan des moyens analytiques disponibles sur les deux sites. Les roches paléoprotérozoïques de la région centrale du Craton Amazonien au nord du Brésil (Province géotectonique Tapajos-Parima) sont porteuses d'une quantité importante de gisements d'or dont les modèles de formation et gîtologique restent très mal connus en partie en raison de la couverture forestière dense et importante, le développement intense des profils d'altération, et les difficultés d'accès. Peu de documents cartographiques sont disponibles. La majorité de ces gisements primaires sont des filons encaissés dans des roches granitiques pour lesquels il n'y a pas de consensus tant sur les modalités de mise en place, leur évolution structurale, leur processus d'altération et la place des minéralisations dans leur histoire.

L

  'étude minéralogique, texturale et microtectonique ainsi que la succession des événements hydrothermaux et de minéralisation ont été menés à partir de 98 lames minces, dont sept lames minces orientées. Les lames ont été décrites avec la loupe binoculaire et le microscope lumière transmise et réfléchie. Des analyses au MEB ont été faites ainsi que des analyses quantitatives et qualitatives à la microsonde électronique pour évaluer la composition chimique des silicates (chlorite, carbonate, feldspath plagioclase et potassique, biotite et amphibole), des sulfures (pyrite, chalcopyrite, galène et sphalerite) et de l'or libre.

Figure 1 -

 1 Figure 1 -Carte géologique du dépôt TCZ. La position des forages décrits et échantillonnés dans cette étude est représentée, ainsi que la projection en surface des échantillons datés par les différentes méthodes. Les âges des échantillons datés dans ce travail sont également indiqués. L'étendue de la zone minéralisée est basée sur des données non publiées d'Eldorado Gold Corporation. Modifié d'après Juras et al. (2011).

  teneur trop élevé d'uranium dans ses zircons, quatre échantillons ont été re-analysés par la méthode LA-ICP-MS sur zircons au Laboratoire Géosciences Montpellier de l'UM, pendant mon séjour en France. Pour ces échantillons, de nouveaux zircons ont été séparés et montés sur plot pour analyses complémentaires avec pour objectif principal de réduire les erreurs. Les résultats sont disponibles en annexe II. En plus de ces données, trois échantillons analysés par la méthode CA-ID-TIMS sur zircon ont été obtenus pour L'Eldorado Gold Corporation au Pacific Centre for Isotopic and Geochemical Research (PCIGR), à l'Université British Columbia, au Canada. Ces données ont été utilisées pour cette recherche et sont aussi disponibles en annexe II. Des compléments d'analyses chimiques (profil chimique) ont été réalisés sur les zircons datées par les deux méthodes LA-ICP-MS et SHRIMP. L'objectif était de vérifier l'origine de ces minéraux, magmatique ou hydrothermal. Les données acquises sont disponibles en annexe III. Des datations 40 Ar/ 39 Ar ont été faites sur sept échantillons pour dater les âges de refroidissement et essayer de contraindre l'âge de l'hydrothermalisme. Les minéraux sélectionnés sont : i) une biotite et une amphibole de la granodiorite encaissante ; ii) une muscovite et quatre micas de type séricite associées à l'altération hydrothermale et donc à la minéralisation disséminée ; et iii) deux séricites d'altération des dacites. Pour ce dernier échantillon, une séricite a été analysée sous forme de poudre et l'autre sous forme de roche in-situ. Ces datations ont été faites au Laboratoire de géochronologie de Géosciences Montpellier. Les données sont disponibles en annexe II.

Figure 2 -

 2 Figure 2 -(A) Localisation de la Province Aurifère du Tapajos dans le Craton Amazonien ; (B) Carte géologique simplifiée de la Province Aurifère du Tapajos (modifiée d'après Almeida et al., 2000); (C) Répartition des domaines orogéniques, post-tectoniques à anorogéniques dans le Province Aurifère du Tapajos(Klein et Vasquez, 2000).

3. 2 .

 2 Géochimie roche totale 14 échantillons de roches magmatiques faiblement affectées par l'altération hydrothermale ont été analysés à l'exception de l'échantillon de dacite où la séricite est fortement présente sur tous les échantillons et d'un échantillon de monzogranite altéré par la phase 1 et des deux andésites également très altérées. Les granodiorites et l'andésite ont une signature métalumineuse, les granites et les aplites faiblement métalumineuse à péralumineuse et la dacite une signature métalumineuse très forte. Les roches sont majoritairement classées comme calco-alcalines potassiques selon la classification de Le

  Datation U-Pb sur zircon Les datations menées pour les roches du dépôt TCZ ont été obtenues par les méthodes U-Pb sur zircon par analyse LA-ICP-MS, SHRIMP et LE CA-ID-TIMS. Les zircons, nombreux dans les granodiorites et les granites, sont rares dans les roches hypovolcaniques (andésite et dacite). Les cristaux sont automorphes et montrent des zonations concentriques indiquant une origine magmatique. Les zircons metamicts et fracturés sont très fréquents dans les échantillons de l'encaissant granodioritique et de l'andésite alors qu'ils sont moins présents dans le granite TCZ. Les résultats les plus précis sont ceux obtenus par la technique LA-ICP-MS, et concernent 24 cristaux de la granodiorite grise et 40 de la granodiorite rouge. Le degré de concordance (±5% de discordance) varient entre 70 et 80% et les âges 207 Pb/ 206 Pb varient entre 2000 ± 33 Ma et 2096 ± 41 Ma et entre 1967 ± 22 et 2247 ± 40, pour la granodiorite grise et rouge, respectivement. Les âges de chaque échantillon affichent une distribution simple dont le pic de probabilité cumulatif est situé autour de ca. 2000 Ma. Les zircons concordants définissent un âge moyen pondéré 207 Pb/ 206 Pb de 2007 ± 8 Ma (MSWD = 0.2) pour la granodiorite grise et de 1999 ± 5 Ma (MSWD = 0.8) pour la granodiorite rouge. Définie avec les zircons discordants, la courbe Concordia donne des intercepts supérieurs à 2007 ± 8 Ma et 2004 ± 7 Ma (MSWD = 1.6), respectivement (Figure 3). Ces âges sont considérés comme la meilleure estimation de l'âge de cristallisation et sont compris dans la marge d'erreur des âges obtenus pour les analyses SHRIMP (1993 ± 19 Ma, MSWD = 2.1) pour la granodiorite grise et pour la rouge (2018 ± 31 Ma, MSWD = 0.1). La microgranodiorite a été datée par la technique SHRIMP et les 11 cristaux analysés sont concordants et donnent des âges 207 Pb/ 206 Pb qui varient entre 1932 ± 16 Ma et 2005 ± 20 Ma. La moyenne pondérée des âges 207 Pb/ 206 Pb concordants donne un âge à 1993 ± 12 Ma (MSWD = 0.6). Les zircons discordants donnent un intercept supérieur à 1997 ± 10 Ma (MSWD = 0.7), considéré comme l'âge de cristallisation (Figure 3). Pour le granite TCZ, la monzogranite et la syenogranite ont été datés par la technique CA-ID-TIMS. Pour la monzogranite, quatre zircons concordants donnent des âges allant de 1989 ± 2 à 1991 ± 3 Ma (2σ

  l'argon est mise en évidence dès les premières étapes de chauffage, probablement comme conséquence de la chloritisation faible observées en lame mince. Un cristal d'amphibole a été sélectionné dans l'andésite et a donné un spectre irrégulier avec un âge de 1878 ± 8 Ma pour 72% de 39 Ar libéré, ce qui indique une réouverture partielle possible du système argon autour de 700 Ma. La valeur du MSWD (23) pour cette analyse est très élevée. Les deux premiers âges obtenus pour les minéraux de la granodiorite ont été considéré comme représentatifs du refroidissement des roches (Figure 3) et le troisième âge a été considéré sans signification géologique.

Figure 3 -

 3 Figure 3 -Tableau synthétique des âges obtenus par les différentes méthodes de datation.

  Sur la base des données géochronologiques et sur le fait que le granite a subi une déformation à l'état solide autour de 400-500°C nous pouvons essayer de contraindre l'âge de mise en place des andésites qui reste difficile en raison de son âge très proche des granites et de ses relations à la fois cogénétique (mingling) et de postériorité (enclave de granite dans les andésites). Prenant en compte la température maximal du solidus du granite, il sera considéré que l'andésite se met en place au minimum vers 1975 Ma (calculée sur la base de la courbe de refroidissement du granite TCZ). Prenant en compte la température maximale de déformation du granite à l'état solide, il sera considéré que le granite a été déformé dans l'intervalle d'âge maximal entre ca.1953-1964Ma (Figure4)., peut être considérée comme l'âge de mise en place des dykes tardifs d'andésite contrôlées par la tectonique décrochante.

Figure 4 -

 4 Figure 4 -Courbe de refroidissement obtenue pour le granite TCZ. L'âge minimal a été estimé pour la mise en place des andésites précoces, basé sur la température maximale du solidus des systèmes haplogranitique à des profondeurs inférieures à 5Kbar et l'âge maximal de la déformation associée à

Figure 5 -Tableau 1 -

 51 Figure 5 -Association entre fentes de tension N050°E et veines cisaillantes N100°E indicateur d'un cisaillement senestre normal au coeur du granite de Tocantinzinho.

Figure 6 -

 6 Figure 6 -Bloc diagramme en quatre étapes synthétisant l'évolution du dépôt TCZ selon l'hypothèse 1 qui prend en compte un lien génétique entre minéralisation M1 et granite TCZ. L'évènement M2 est alors tardif et responsable du rajeunissement des âges argon des muscovites du stade M1. Abalbite ; au -or ; cc -calcite ; Ccpy -chalcopyrite ; Chl -chlorite ; gal -galène ; py -pyrite ; QTZquartz ; rt -rutile ; Sph -sphalérite.

Figure 7 -

 7 Figure 7 -Bloc diagramme en trois étapes synthétisant l'évolution du dépôt TCZ prenant en compte l'hypothèse de fluides minéralisateurs M1 et M2 déconnectées génétiquement du granite TCZ. Abalbite ; au -or ; cc -calcite ; Ccpy -chalcopyrite ; Chl -chlorite ; gal -galène ; py -pyrite ; QTZquartz ; rt -rutile ; Sphsphalérite.

  ) et résulterait donc d'incorporation mécanique et d'altération syn-cinématiques pouvant aller jusqu'à remplacer 35% du volume total feldspath en cristallisant des phyllosilicates (biotite, mica blanc et chlorite), dispersés et distribués aux limites des minéraux, des plans de fracture et de cisaillement. Selon ces auteurs, le seul facteur limitant à ce processus serait des conditions P-T trop importantes qui auraient l'effet d'inhiber la "muscovitisation". Ainsi, nos temperatures plutôt proches de 200°C serait nécessaire à la réalisation de ce processus. Cela représente un argument supplémentaire à l'hypothèse 2, puisque la formation de ces muscovites et séricites pendant un évènement proche du magmatisme serait alors exclu puisque les températures seraient alors bien supérieures au minimum requis. Par contre, dans le cas de cette hypothèse 2, il demeure tout de même surprenant d'observer deux phases de déformation formées dans un même contexte tectonique (senestre et senestre normal) et dans un même niveau structural (tectonique cassante) qui montrent des styles de déformation, de minéralisation et des paragenèses associées si drastiquement différentes.

•

  Au moins quatre types de roches magmatiques composent la zone de Tocantinzinho au sein de la Province aurifère du Tapajos. Du plus ancien au plus jeune, nous avons montré la mise en place successive de : i) granodiorite d'ampleur régionale et dont les limites dépassent celles du domaine minéralisé sur lequel nous nous sommes concentré ; ii) syenogranite et monzogranite qui forment le granite Tocantinzinho, encaissant de la minéralisation du gisement et qui est affecté par deux phases de minéralisation bien définies ; iii) dykes d'andésite qui sont intrusifs dans les roches précédentes et qui sont faiblement affectés par la minéralisation; et (iv) les dykes de dacite qui sont intrusifs dans toutes les autres roches, dont l'évolution et la relation avec ses encaissants et la minéralisation restent mal compris ; • Les données géochronologiques U-Pb sur zircon montrent que la phase magmatique majeure de la région du Tocantinzinho a duré environ 18Ma, entre 2007 et 1989 Ma, ce qui correspond à la mise en place des granodiorites et du granite TCZ. Les dykes d'andésite ont un âge minimum de 1975 Ma pour sa première phase de mise en place et un âge maximum entre 1960-1950Ma pour les dykes tardifs. Cette fourchette d'âge a été obtenu grâce à la prise en compte des relations entre déformation, température de déformation à l'état solide imposées du granite TCZ et de la courbe de refroidissement ; • Les données géochimiques intégrées avec les données structurales et géochronologiques suggèrent que les roches Tocantinzinho ont été générées par le magmatisme Creporizão associé à une tectonique décrochante senestre le long de structures de direction NW-SE ; • La combinaison des données U-Pb et Ar/Ar ont permis de calculer une courbe de refroidissement qui suggère des vitesses de refroidissement entre 3,6 et 14,6°C/Ma considéré comme faible à modérée par rapport aux orogenèses modernes. Ces taux indiquent que l'exhumation verticale n'a pas été très importante au cours du refroidissement des roches Tocantinzinho, ce qui est compatible avec le style tectonique "archaïque" contrôlé par des mouvements essentiellement horizontaux (grands décrochements et mise en place de magmatisme important) ; La minéralisation aurifère dans le gisement du Tocantinzinho a été caractérisée en fonction de sa minéralogie et ses caractéristiques structurales qui permettent de définir deux phases distinctes de minéralisation, les deux étant associés à des structures fragiles ; la deuxième phase montre un contrôle tectonique bien défini. Les deux phases de minéralisation sont spatialement limitées au couloir tectonique délimité par les grandes failles décrochantes senestres de direction N100°-130°E ; • La première phase de minéralisation est moins comprise sur le plan structural et montre une teneur de minéralisation faible associée à des microfractures et des brèches remplis par la muscovite (séricite) et la pyrite. La génération de ces fractures a été attribuée à un processus de fracturation hydraulique et le modèle de minéralisation de type porphyrique a été suggéré, mais des caractéristiques importantes de ces systèmes minéralisateurs sont manquantes et donc la validation de ce modèle reste toujours hypothétique ; • La deuxième phase de minéralisation à teneur d'or très haute mais localises a été contrôlée spatialement et génétiquement par un cisaillement décrochement sénestre avec une composante normale. La direction des structures minéralisées N30°-60°E sont des fentes de tension et des pull-apart remplis par essentiellement du quartz et de la chlorite, avec galène, pyrite, sphalérite, chalcopyrite et or libre associé. Le modèle de minéralisation distale associée à système de minéralisation d'or associés aux intrusions (IRGS) a été proposé et discuté, mais des travaux supplémentaires sont nécessaires à la caractérisation des fluides associés ; • La datation des événements hydrothermaux M1 et M2 a été tentée par datations Ar/Ar sur muscovite et séricite de l'altération et U-Pb sur rutile des veines M2. Seul l'âge argon a montré des résultats significatifs, même si ces derniers ne sont pas concluants. En effet, il n'a pas été possible de déterminer si les âges obtenus correspondent à l'âge de la minéralisation ou à un rajeunissement du système argon. Malgré ça, ces données argon montrent clairement l'influence d'un Quel que soit le modèle adopté, les conséquences de notre travail sur les projets d'exploration et d'exploitation du gisement Tocantinzinho sont fondamentales. Il a été démontré clairement que la tectonique était un facteur essentiel pour la formation du gisement. La tectonique en question est toujours fragile quel que soit l'évènement concerné (M1 ou M2) et se développe uniquement qu'au coeur du corridor tectonique formé par les failles d'échelle régionale N120°E. Les guides d'exploration sont maintenant mieux contraints de par la signification majeure de ce corridor tectonique mais également de par la démonstration de l'existence d'une composante normale ce qui laisse augurer donc de possible extension en profondeur vers le NW, selon la direction du corridor tectonique.

2. 1 .

 1 Amostragem e aquisição dos dadosApós duas décadas de trabalho dos garimpeiros na área do depósito, a rocha alterada foi exposta (Figura 1) nas zonas mineralizadas e, por isto, algumas feições estruturais e relações de contato puderam ser observadas nos afloramentos. Para desenvolver esta pesquisa, foram realizadas duas etapas de campo, as quais foram concentradas na descrição, caracterização de fácies e amostragem dos diferentes litotipos nos testemunhos de sondagem, uma vez que as boas exposições de rocha em superfície são raras. Um levantamento estrutural foi realizado em campo e quatro amostras orientadas foram coletadas nos afloramentos.

Figura 1 -

 1 Figura 1 -Zona de exposição de rocha na zona mineralizada, em cava aberta por garimpeiros para a extração de ouro.

  menores, traços e Fe 2+ , pelo laboratório Acme Analytical Laboratories Ltd, no Canadá. As amostras foram selecionadas considerando diferentes litotipos e graus de hidrotermalismo, com alterações desde incipiente até intensa. Materiais e métodos Os óxidos SiO2, Al2O3, Fe2O3, MgO, CaO, Na2O, K2O, TiO2, P2O5, MnO, além de Cr e Ba foram analisados por espectrometria de emissão atômica por plasma acoplado (ICP-OES). Os elementos traço Ni, Sc, Be, Co, Cs, Ga, Hf, Nb, Rb, Sn, Sr, Ta, Th, U, V, W, e Zr, os elementos terras raras e os metais Mo, Cu, Pb, Zn, Ni, As, Cd, Sb, Bi, Ag, Au, Hg, Tl e Se foram analisados por espectrometria de massa por plasma indutivamente acoplado (ICP-MS) após digestão com água régia. Foi determinada a perda ao fogo (a 1000°C) de todas as amostras, assim como o S e o C totais foram quantificados por absorção de infravermelho e o FeO por titulação. A perda ao fogo, a 1000°C, foi determinada em todas as amostras.Os limites de detecção foram os seguintes: para os óxidos -0,01%, exceto Fe2O3 com 0,04%; Ni -20ppm; V -8ppm; Ba, Be, Sc, Sn e Zn -1ppm; Sr, W, As e Se -0,5 ppm; Lu, Tb, Tm, Hg -0,01ppm; Eu, Ho e Pr -0,02ppm; Er -0,03ppm; Dy, Gd, Sm e Yb -0,05ppm; Au -0,5ppb e para os demais elementos traço e metais 0,1ppm. O limite de detecção para o S e o C foi de 0,01% Dentre as 28 amostras, 12 foram selecionadas para caracterização química dos protólitos e as demais para o estudo das alterações hidrotermais e da mineralização. As amostras enviadas para análise foram previamente britadas, quarteadas e pulverizadas (200 mesh) em panela de carbeto de tungstênio, no Laboratório de análise de minerais e rochas (LAMIR), na UFPR. Todas as amostras foram preparadas em duplicata, mantendose uma alíquota para eventual necessidade. Não foram enviadas amostras para testes de reprodutibilidade.

4 )

 4 . Para aquisição destas imagens as amostras receberam uma película de ouro com espessura de 2-3 ƞm e foram analisadas em um microscópio eletrônico de varredura FEI Quanta 250 equipado com um detector de CL XMAX (Instrumentos Oxford). Foi aplicada uma voltagem de 20 kV, a uma distância de 17 mm, com uma ampliação da imagem entre 15 e 140 vezes.As análises foram realizadas no CP-Geo -USP, em um espectrômetro de massa SHRIMP IIe/MC equipado com um sistema de detecção de multicoletores. As condições analíticas do feixe primário foram as seguintes: diâmetro do feixe de 30 μm, abertura Kohler de 120 μm e densidade do feixe de O -2 entre 2,5-7 ƞm. Já para o feixe secundário as condições analíticas foram: abertura da fonte (source slit) de 80 μm, com a resolução das massas para 196 (Zr2O),206 Pb, 207 Pb, 208 Pb, 238 U, 248 (ThO) e 254 (UO) variando entre 5000 e Materiais e métodos 5500 (1%) e resíduos menor que 0,025. Detalhes do procedimento analítico e do equipamento podem ser consultados em[START_REF] Sato | Sensitive High Resolution Ion Microprobe (SHRIMP IIe/MC) of the Institute of Geosciences of the University of São Paulo, Brazil: analytical method and first results[END_REF].

Figura 4 -

 4 Figura 4 -Imagem catodoluminescência obtida para um conjunto de zircões analisados pelo método SHRIMP.

  análises LA-ICP-MS foram realizadas no Laboratório Geociências -UM, utilizando um sistema de ablação a laser CompEx102 Lambda-Physik excimer laser (193 nm) operando a 4Hz, com energia de 12 J/cm 2 e com dimensão de feixe de 26µm. A ablação foi feita utilizando o hélio como gás carreador e os produtos transportados para um espetrômetro de massa ThermoFinnigan Element XR de alta resolução com a adição de um pequeno volume de argônio. Detalhes do procedimento estão descritos em Bruguier et al. (2009) e Bosch et al. (2011). Previamente a aquisição dos dados, foi feita uma limpeza da superfície do cristal durante 7 pulsos utilizando um feixe de 51µm. O tempo de aquisição dos dados foi de 15 segundos para medição do branco e de 45 segundos de ablação da amostra. O zircão de referência G91500 foi usado como padrão externo para normalização da composição isotópica, o qual foi analisado em duplicata a cada cinco amostras com concentração desconhecida. Como a correção do chumbo comum nesta técnica analítica é restrita em função da interferência do 204 Hg no 204 Pb, a contribuição do 204 Hg no 204 Pb foi estimada medindo o 202 Hg e assumindo uma composição isotópica natural do 204 Hg/ 202 Hg de 0,2298. Isto permitiu o monitoramento do conteúdo de chumbo comum nos grãos analisados. Analises contendo 204 Pb foram descartadas e na Tabela 12 (Anexo II) encontram-se apenas os dados isentos de 204 Pb. Materiais e métodos Todas as idades foram calculadas usando as constantes de decaimento de U e Th recomendadas por Steiger e Jaeger (1977). As razões isotópicas foram obtidas utilizando o software GLITTER 4.0 e os dados apresentados consideram uma incerteza analítica de ± 1σ, enquanto as idades foram calculadas com incerteza de ± 2σ. Para obtenção dos

2. 6 . 3 .

 63 Datação U-Pb CA-ID-TIMS em zircão Os dados referentes a três amostras analisadas pelo método U-Pb em zircão utilizando a técnica TIMS com ablação química foram cedidos pela Eldorado Corporation. Essas análises foram realizadas no Pacific Centre for Isotopic and Geochemical Research (PCIGR) do Departamento de Ciências da Terra, Oceanos e Atmosfera da Universidade de British Columbia, no Canadá. Os monocristais de zircão analisados foram tratados quimicamente usando a técnica modificada por Mattinson (2005) e os detalhes do procedimento analítico adotado no PCIGR podem ser consultados em Scoates and Friedman (2008).

2. 7 .

 7 Datação U-Pb em rutilo LA-ICP-MS Três amostras foram selecionadas para análise de U-Pb em rutilo. As analises foram feitas diretamente sobre a lâmina delgada-polida, no Laboratório de Geociências -UM. Os dados foram obtidos no mesmo equipamento descrito para a análise de U-Pb em zircão pela técnica LA-ICP-MS. O laser para ablação do rutilo foi operado a 4Hz, com energia de 12 J/cm 2 e com dimensão de feixe de 26µm. Realizou-se, também, uma limpeza prévia da superfície do cristal por 7 pulsos usando feixe com diâmetro de 51 µm. O tempo de Materiais e métodos aquisição dos dados foi de 15 segundos para o branco seguidos de 45 segundos de ablação laser na amostra, tendo sido usado o hélio como gás carreador do material para o transporte até o espectrômetro de massa.O rutilo R10[START_REF] Luvizotto | Rutile crystals as potential trace element and isotope mineral standards for microanalysis[END_REF] e o zircão G91500(Wiendenbeck et al., 1995) foram utilizados como padrões externos na normalização da composição isotópica. Para cada cinco amostras com composição isotópica desconhecida foram deitas duas analises no padrão de rutilo e uma no zircão G91500. As razões isotópicas foram obtidas utilizando o software GLITTER 4.0 e os dados apresentados consideram uma incerteza analítica de ± 1σ, enquanto as idades foram calculadas com incerteza de ± 2σ. Para obtenção dos diagramas concórdia e os cálculos de idade utilizou-se o Isoplot 3.7[START_REF] Ludwig | Isoplot/Ex, version 3.7: A geochronological toolkit for Microsoft Excel[END_REF]. Os dados encontram-se na Tabela 15 (Anexo II) 2.8. Datação 40 Ar/ 39 Ar As datações 40 Ar-39 Ar foram feitas em sete amostras, incluindo monocristais de biotita e hornblenda ígneas, monocristais de muscovita hidrotermal, mica branca fina na fração entre 100-60 mesh (1 amostra) e mica branca fina diretamente sobre a rocha (3 amostras). Os monocristais datados foram obtidos a partir na moagem manual da rocha em pilão e panela metálicos e separação em diferentes frações granulométricas, com o auxílio de um conjunto de peneiras. Os cristais foram selecionados manualmente com auxílio de lupa binocular, priorizando cristais euédricos, sem inclusões, fraturas ou alteração. As análises realizadas diretamente sobre a rocha foram feitas sobre um paralelepípedo com dimensões de 120x100x50mm. Para limpeza, os cristais e as amostras de rocha foram submetidos a um banho com solução de acetona e água destilada em ultrassom. As amostras foram embrulhadas em papel alumínio e irradiadas durante 50 horas no centro do reator nuclear Triga Mark II, em Pavia (Itália) juntamente com diversas alíquotas do padrão de sanidina Fish Canyon (28.03 ± 0.08Ma; Jourdan e Renne, 2007) usado para monitorar o fluxo de nêutrons. Interferências nos isótopos de argônio ocasionadas por K e Ca foram determinadas pela irradiação de sais puros de KF e CaF2, para os quais foram obtidos os seguintes fatores de correção: ( 40 Ar/ 39 Ar)K = 0.00969 ± 0.00038, ( 38 Ar/ 39 Ar)K = 0.01297 ± 0.00045, ( 39 Ar/ 37 Ar)Ca = 0.0007474 ± 0.000021 e ( 36 Ar/ 37 Ar)Ca = 0.000288 ± 0.000016. As análises de argônio em monocristais e diretamente sobre a rocha foram realizadas no Laboratório de Geociências -UM, com os seguintes Materiais e métodos equipamentos: (i) laser UV para analises por fusão total pontual diretamente sobre a rocha ou laser IR-CO2 de 100kHz usado entre 3 -15% durante 60 segundos para análise de monocristais por aquecimento gradativo, (ii) sistema de lentes para focalização do feixe, (iii) uma câmara de aço, mantida entre 10 -8 e 10 -9 Bar, com uma placa de cobre perfurada, (iv) uma linha para purificação incluindo dois depuradores gasosos Zr-Al (getters), (v) um espectrômetro de massa com multicoletores (Argus VI -Thermo-Fisher). Utilizou-se um software desenvolvido especificamente para controlar a intensidade do laser, o tempo de extração, purificação e aquisição dos dados. Os valores de fundo do argônio no sistema foram avaliados sistematicamente a cada três amostras e o software© v.2.5.2 para redução e plotagem dos dados. O erro de 1σ relatado nas idades-platô, isócronas e gás total incluem o erro no fator J de irradiação. Por fim, o 40 Ar atmosférico foi estimado usando o valor inicial da razão 40 Ar/ 36 Ar de 295,5. Os dados encontram-se na Tabela 16 -Dados obtidos para as amostras analisadas pelo método 40 Ar/ 39 Ar.(Anexo II) 2.9. Geoquímica de zircão A concentração dos elementos traços em zircão foi obtida em amostras previamente datadas pelos métodos SHRIMP e LA-ICP-MS. As análises foram feitas, sempre que possível, no mesmo local analisado para geocronologia e também em zonas heterogêneas dos cristais, as quais poderiam configurar bordas hidrotermais ou zonas recristalizadas. Para a aquisição das concentrações dos elementos traços utilizou-se o mesmo espectrômetro usado nas análises de U-Pb em zircão pela técnica LA-ICP-MS, no Laboratório de Geociências da UM. As amostras foram submetidas a uma ablação laser usando uma intensidade de laser de 12 J/cm 2 com uma taxa de repetição de 6 Hz e um diâmetro de feixe analítico de 26µm, com limpeza prévia da superfície do zircão usando um feixe de 51 µm, durante 10 pulsos. O tempo de aquisição dos dados foi de aproximadamente 120 segundos para o branco seguidos de 60 segundos de ablação laser na amostra. Foram analisados os seguintes elementos: ZrO2; SiO2, P2O5, Mn, Ti, Fe, Rb, Sr, Ba, Y, Sc, Nb, Sc, Nb, La, Ce, Pr, Nd, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Lu, Yb, Hf, Ta, 206 Pb, 208 Pb, Th e U. Os zircões Temora 2 e G91500 foram usados como um controle para as amostras previamente analisadas pelo método SHRIMP e LA-ICP-MS, respectivamente. O vidro Materiais e métodos NIST612 (Pearce et al., 1997) foi utilizado como padrão externo para normalizar as concentrações desconhecidas. Para tanto intercalou-se a análise de um zircão de referência e de um padrão do vidro a cada cinco amostras. Para os cálculos de concentração dos elementos, utilizou-se o software Glitter 4.0 e as amostras foram normalizadas pela composição estequiométrica da sílica na composição do zircão. Os dados encontram-se no Anexo III.

  Frações entre 5,8 e 87,5mg foram enviadas ao laboratório ACTlabs no Canadá. O procedimento analítico usado consiste em fazer a combustão de BaSO4 puro e das amostras de sulfetos em gás SO2 em uma torre de vácuo de ca. 10 -3 torr. O gás SO2 é injetado direto da linha de vácuo em espectrômetro de massa de razão isotópica VG 602. Para permitir a combustão qualitativa do SO2, 5 mg de amostra e 100 mg de V2O5 e SiO2 (1:1) são adicionados. A reação é catalisada usando cobre puro e se processa a 950°C por 7 minutos. Padrões internos (agua do marBaSO4 e FisherBaSO4) são lidos a cada 25 amostras para normalizar os dados e corrigir derivas do equipamento. Detalhes do procedimento analítico estão disponíveis em Ueda, 1986. A reprodutibilidade e acurácia desta técnica analítica é melhor que 0.2 permil. Os resultados são reportados em permil (‰) em relação ao padrão internacional Troilita Canyon Diablo (CDT). Contexto geológico local

OFigura 5 -

 5 Figura 5 -Províncias tectônicas do norte do Brasil. A área hachurada destaca o Domínio Tapajós na região central da Província Tapajós-Parima, onde se situa o depósito Tocantinzinho. Fonte: modificado de Vasquez e Rosa-Costa (2008).

Figura 6 -

 6 Figura 6 -Propostas de subdivisão geotectônica do Cráton Amazônico, segundo Tassinari et al. (1999), à esquerda e segundo Santos et al. (2000) à direita. Fonte: Reis, 2006

AFigura 7 -

 7 Figura 7 -Limites geotectônicos e subdivisões da Província Tapajós-Parima. Fonte: Santos et al. (2004) Na concepção de Santos et al. (2000) a Província Tapajós-Parima exclui o domínio

Figura 8 -

 8 Figura 8 -A -Localização da Província mineral do Tapajós (PMT) em relação ao Cráton; B -mapa geológico simplificado da PMT[START_REF] Almeida | Projeto especial Província mineral do tapajós. Geologia e recursos minerais da Folha Vila Mamãe Anã[END_REF] com localização do depósito do Tocantinzinho (TCZ); C -distribuição dos domínios orogênico e pós-orogênico a anorogênico, na PMT(Klein et al., 2001).

  [START_REF] Santos | Timing and evolution of multiple Paleoproterozoic magmatic arcs in the Tapajós Domains, Amazon Craton: constraints from SHRIMP and TIMS zircon, baddeleyite and titanite U-Pb geocronology[END_REF] definiram esta suíte como um arco magmático entre o arco de ilha Cuiú-Cuiú, mais antigo e primitivo, e o arco magmático Parauari, mais jovem e continental. Contudo, Vasquez et al. (2002) sugeriram com base em evidências petrológicas e estruturais que as rochas desta suíte foram geradas por um magmatismo relacionado a transcorrências NW-SE posteriores a colisão do arco Cuiú-Cuiú, sendo interpretados, portanto como granitos pós-colisionais. Suíte Intrusiva Parauari Os granitos da Suíte Parauari são intrusivos nas rochas do Complexo Cuiú-Cuiú e nas da Suíte Intrusiva Creporizão. Seus granitoides têm amplo espectro composicional, desde dioritos até álcali-feldspato granitos. Os granitoides desta Suíte formam batólitos ou stocks elípticos, alongados segundo trend NW-SE formando segmentos irregulares e retangulares resultantes da intersecção de lineamentos NW-SE com N-S e NE-SW

Figura 10 -

 10 Figura 10 -Subdivisão dos Sistemas auríferos relacionados a intrusões (IRGS) sistemas oxidados e reduzidos. Fonte: Robert et al, 2007.

Figura 11 -

 11 Figura 11 -Zoneamento dos veios mineralizados em ouro nos IRGS. Fonte: Hart et al. 2002 

Figura 15 -

 15 Figura 15 -Mapa geológico do depósito Tocantinzinho e seção geológica simplificada ilustrando as relações de contato entre os diferentes litotipos e a delimitação da zona mineralizada. Fonte:Juras et al. (2011).

  Contexto geológico localEstas vênulas são finamente espaçadas e separadas por rocha estéril (sheeted quartz veinlets) e configuram localmente o estilo stockwork, que segundoVillas et al. (2013) seriam estéreis e formadas em consequência de um fraturamento hidráulico, precoce na história evolutiva do TCZ.No estágio seguinte, não necessariamente associado a cristalização ou resfriamento do granito, é que a microclinização, a cloritização, a sericitização, a silicificação e a alteração carbonática tardia teriam se desenvolvido, conforme representado no quadro de sucessão paragenética na Figura 16.

Figura 16 -

 16 Figura 16 -Relações temporais entre os tipos de alteração hidrotermal e sequência paragenética dos minerais do minério no depósito Tocantinzinho. Fonte:[START_REF] Santiago | The Tocantinzinho gold deposit Tapajós Province, state of Pará: host granite, hydrothermal alteration and mineral chemistry[END_REF] 

Fig. 1 -

 1 Fig. 1 -(A) Localization of the Tapajos Gold Province (TGP) in the Amazonian Craton; (B) Simplified geological map of the TGP (modified from Almeida et al. 2000); (C) Distribution of orogenic and posttectonic to anorogenic domains within the TGP (Klein and Vasquez 2000).

5. 3

 3 .4.40 Ar/ 39 Ar Geochronology For Ar dating, samples were crushed, sieved, handpicked, and cleaned in an ultrasonic bath using acetone and distilled water. They were irradiated for 50 hours in the Triga Mark II nuclear reactor of Pavia (Italy) with several aliquots of the Taylor Creek sanidine standard (28.34 ± 0.08 Ma) as flux monitor.40 Ar/ 39 Ar dating was performed at the Géosciences Montpellier Laboratory, using an IR-CO2 laser of 100 kHz used at 5-15% during 60 sec and a multi-collector mass spectrometer (Argus VI -Thermo-Fisher). Argon isotopic interferences on K and Ca were determined by irradiation of KF and CaF2 pure salts. The ArArCalc software© v2.5.2 was used for data reduction and plotting. Errors (± 1σ) reported on the plateau and total gas ages include the error on the irradiation factor J. Atmospheric 40 Ar was estimated using a value of the initial 40 Ar/ 36 Ar of 295.5.

1 Fig. 3 -

 13 Fig. 3-Representative simplified cross-sections of the TCZ deposit based on exploration boreholes described in our study. Andesite dikes, aplite and pegmatites body geometries are simplified interpretations made with the purpose of showing a general idea of the density and complex distribution of magmatic bodies. Dated samples of this research are located and their respective ages indicated.

Fig. 4 -

 4 Fig. 4 -Modal classification of TCZ rocks using QAP diagram (Le Bas and Streckeisen, 1991) after 2000 points counted on each thin-section. (Q -quartz; A -alkali-feldspar; P -plagioclase).

Fig. 5 -

 5 Fig. 5 -Samples and outcrop photographies showing: (A) fractured and brecciated granite along damage zone of strike-slip faults that limit the ore zone; (B) progressive transition from granite to aplite; (C) pegmatite showing euhedral to subhedral crystals of quartz and graphic intergrowths of quartz and potassic feldspar (discreetly highlighted in white); (D) xenoliths of granite within andesite intrusive body; (E) feature of magma mingling in a few centimeter-scale along contact between andesite and granite.

Fig. 6 -

 6 Fig. 6 -Photomicrographs showing: (A) Microperthitic orthoclase exhibiting swapped rim textures (indicated by the white arrows); (B) tectonic breccia constituted by TCZ granite fragments cemented by carbonate and iron oxide matrix; (C) Micrographic intergrowth of quartz and either K-feldspar and Narich feldspar within a granophyric aplite; (D) magmatic foliation defined by plagioclase phenocrysts, which surround a mafic enclave entirely replaced by chlorite and carbonate. (Ab -albite; Kf -K-feldspar).

Fig. 7 -

 7 Fig. 7 -Deformed and silicified portions of andesite indicating sinistral movements related to N100-130°E strike-slip faults. The obliquity between the shear band and the internal cleavage indicates the sense of motion. Because internal cleavage is strongly widespread within the andesite dike, we suspect a syn-tectonic emplacement.

Fig. 8 -

 8 Fig. 8 -(A) SiO2 versus K2O (Le Maitre et al., 1989) plot and; (B) Y+Nb versus Rb diagram[START_REF] Pearce | Sources and settings of granitic rocks[END_REF] showing the high-K calc-alkaline affinity and the tectonic setting of the TCZ rocks.

Fig. 9 -

 9 Fig. 9 -(A -D) chondrite-normalized REE patterns, (E -H) spidergrams of the TCZ rocks. The shaded areas represent the data compiled from the bibliography. The crosshatched zone represents the data of Old São Jorge Granite, orange area the data of Cuiú-Cuiú Complex, gray area the data of Creporizão Suite, green area the data of Vila Riozinho Formation, and purple area data of Maloquinha Suite. Data

Fig. 10 -

 10 Fig. 10 -CL images of zircons from samples dated by SHRIMP and LA-ICP-MS techniques. Black and white ellipses represent approximatively spot location.

Fig. 11 -

 11 Fig. 11 -Concordia diagrams for U-Pb data of the TCZ rocks. Error ellipses are 1σ for SHRIMP and LA-ICP-MS, and 2σ for CA-TIMS analyses. Gray ellipses correspond to zircons discarded in the age calculation. Country rocks: (A) SHRIMP and (B) LA-ICP-MS analyses of light-gray hornblende-biotite granodiorite; (C) SHRIMP and (D) LA-ICP-MS analyses of red hornblende-biotite granodiorite; (E) SHRIMP analyses of microgranodiorite. TCZ granite: (F) SHRIMP and (G) CA-ID-TIMS analyses of red syenogranite; (H) SHRIMP and (I) CA-ID-TIMS data of pale-yellow monzogranite; (J) SHRIMP analyses of hydrothermalized monzogranite; (K) SHRIMP analyses of granophyric quartz-syenite; (L) SHRIMP and (M) LA-ICP-MS analyses of andesite; (N) CA-ID-TIMS analyses of dacite. In the density probability plots (B, D, M), the dashed line combines all analyses, whereas the heavy line represents only concordant analyses.

Fig. 12 -

 12 Fig. 12 -Chondrite-normalized REE plots (McDonough and Sun, 1995) of zircons from TCZ rocks. Crosshatched lines represent metamict zircon crystals identified on CL images.

Fig. 13 -

 13 Fig. 13 -Age spectra plots of amphibole (A) and biotite (B) for the granodiorite country rock; (C) amphibole from andesite.

  , visible microcline twinning (i.e. transformation of orthoclase from higher to low symmetry) is characteristic of K-feldspar deformed in the solid state. The grain size dominated by coarseminerals corroborates such cooling rate. The presence of swapped rims texture implies a fluid assisted grain boundary migration According toSmith and Brown (1988), this texture is formed in open-systems and the fluids involved are mainly produced during magma differentiation rather by the influx of hydrothermal fluids. Grain boundary interactions along with kink-bands in plagioclase and flame-shaped perthite also indicate the occurrence of solid-state deformation. Based on feldspar deformation this event may have occurred under temperatures bracketed between 400-500°C[START_REF] Passchier | [END_REF]. Artigo 1

  Such characteristics, according to Robert and Clemens (1993), are typical of rocks generated in Andean-type continental arcs or post-collisional settings. Liegéois et al. (1998) and Bonin et al. (1998) defend the geotectonic conditions in post-collisional settings are more favorable for giving rise to voluminous high-K calc-alkaline magmatism. Artigo 1

Fig. 16 -

 16 Fig. 16 -Cooling curve for the TCZ basement country rocks calculated from the geochronological data of our study.

Figura 17 -

 17 Figura 17 -Fotografias e fotomicrografia mostrando as feições características da Fase I de mineralização. Asienogranito brechado exibindo fraturas preenchidas por mica branca fina e pirita; B -monzogranito brechada o e com matriz composta por mica branca fina; C -fotomicrografia com nicois paralelos mostrando intenso fraturamento em cristal de feldspato potássico que contém inclusões de plagioclásio sericitizado. Notar que as fraturas não afetam este último tão intensamente quanto afetam o primeiro; D -fotomicrografia com nicois cruzados mostrando as fraturas preenchidas por mica branca fina. Notar que o plagioclásio está sericitizado e é possível observar em alguns locais a continuidade das microfraturas preenchidas por mica branca fina pra o seu interior, conforme indicado pela seta vermelha. Notar a presença de um veio de quartzo e carbonato cortando as estruturas de M1; E -fotomicrografia com nicois paralelos de um aplito granofírico contendo cristais subédricos de pirita; F -mesma fotomicrografia de E com nicois cruzados ressaltando a presença de mica branca fina cristalizada ao longo dos contatos minerais, microfraturas e envolvendo cristais de pirita; G -Brecha tipo I composta por fragmentos de quartzo e feldspato potássico com uma matriz de mica branca fina, pirita (setas amarelas) e algumas lamelas de mica brancas. Notar a passagem difusa entre os fragmentos de plagioclásio e a matriz da brecha (setas vermelhas). Cbcarbonato; Fkfeldspato potássico; Mbmica branca; Plplagioclásio; Qtzquartzo

Figura 18 -

 18 Figura 18 -Fotomicrografias com nicois cruzados mostrando feições indicativas de um controle tectônico sobre as estruturas em M1. A -"Corredor" de deformação que concentra as microfraturas preenchidas por mica branca fina. A linha branca tracejada destaca os limites desta estrutura. Notar que externamente ao corredor de deformação praticamente não se observam microfraturas; B -

  Figura 23 -Esteregramas e diagramas de roseta mostrando as principais estruturas observadas no depósito TCZ. A -representação dos planos dos veios de quartzo associados ao cisalhamento (N=13); B -representação dos planos do cisalhamento principal (N=9); C -diagrama de rosetas com a distribuição das medidas obtidas para os veios de quartzo; D -diagrama de rosetas com a distribuição das medidas obtidas para o cisalhamento principal.

Figura 26 -

 26 Figura 26 -Fotografias mostrando as estruturas que caracterizam a fase II de mineralização. A e Bestruturas mais comuns na zona mineralizada. Fraturas milimétricas a submilimétricas preenchidas por quartzo, clorita, carbonato e pirita, que são paralelas entre si; C -estrutura tipo pull apart comumente observada junto às fraturas tensionais; D -brecha com matriz de quartzo e clorita; E e F -veios de quartzo com sulfetos. Nestas estruturas a galena, calcopirita e a pirita são comuns, assim como ouro livre pode ser observado; G -veio de quartzo rico em calcopirita na porção central do veio, o qual termina em uma estrutura tipo pull apart preenchida por uma brecha do tipo II, mostrando que estas estruturas estão geneticamente relacionadas. Ccpycalcopirita; Galgalena; Pypirita.

Figura 28 -

 28 Figura 28 -Fotomicrografias com nicois cruzados mostrando nível de quartzo cortando brecha do tipo I. A -fotomicrografia mostrando a lamina toda, notar zona de quartzo com direção N100-110°E cortando níveis de brecha tipo I; B -detalhe do nível de quartzo mostrando cristais orientados de acordo com a direção do cisalhamento sinistro; C -detalhe do quartzo mostrando cristais deformados formando uma espécie de sigmoide também indicando movimento sinistral.

  Figura 39 -Diagrama Tera-Wassemburg para os dados U-Pb em rutilo analisados pela técnica LA-ICP-MS. As elipses em vermelho, representam os pontos que foram desconsiderados para o cálculo da idade.

Tabela 8 -

 8 Resultados das análises de δ 34 S em diferentes sulfetos associados a mineralização no depósito e deformação das rochas do TCZ durante sua colocação e resfriamento.

7. 2 . 1 .

 21 Idades indiretas de colocação dos andesitos e da deformação pós-magmática associada a deformação do granito TCZ Considerando as feições petrográficas discutidas no item 7.1, a estimativa de temperatura para a deformação em estado sólido no granito (400 -500°C), interpretada como consequência da tectônica que controlou a intrusão de parte dos diques de andesito, juntamente com a temperatura máxima estimada para o solidus do granito, ca. 650°C, que Discussão representa a temperatura máxima em que os andesitos, com feição de mingling, intrudiram os granitos, é possível determinar uma idade mínima indireta para a colocação dos andesitos e um intervalo de idade máximo para a deformação que afetou os minerais ígneos do granito em estado sólido. Para tal estimativa construiu-se uma curva de resfriamento para o granito TCZ, plotando as temperaturas de saturação dos zircões das duas fácies principais do granito e suas respectivas idades juntamente com os dados argônio obtidos para a encaixante. Estas idades argônio, conforme discutido, são interpretadas como representativas do resfriamento do conjunto de rochas plutônicas que compõem o sistema do TCZ. A curva de resfriamento obtida (Figura 40) para o granito TCZ é similar à da rocha encaixante (Fig.16) e, o cruzamento da temperatura máxima do solidus do granito implica numa idade mínima de ca. 1975Ma para a colocação dos diques precoces de andesito. Da mesma forma, considerando que o inicio do registro da deformação no granito TCZ se processa em estado sólido, obteve-se um intervalo de idade máximo entre 1963 -1954 Ma para a deformação, cuja idade precisa não é passível de ser estabelecida pela falta de minerais datáveis. Considerando que a deformação em estado sólido está sendo interpretada como resultados da tectônica transcorrente que controlou a colocação dos diques tardios de andesito, é possível interpretar este intervalo máximo de idade corresponde ao intervalo de colocação dos diques tardios.

Figura 40 -

 40 Figura 40 -Curva de resfriamento obtida para o granito TCZ. Com base na temperatura mínima do solidus para sistemas haplograníticos em profundidades menores que 5Kbar estimou-se a idade mínima de colocação dos andesitos e com base no intervalo de temperaturas nos primeiros registros de deformação em estado sólido no granito estimou-se o intervalo de tempo que contém a idade máxima da deformação associada a M1.

Figura 43 -

 43 Figura 43 -Bloco diagrama em quatro estágios sintetizando a evolução do depósito TCZ considerando a hipótese em que o fluido hidrotermal/mineralizador de M1 está associado geneticamente ao granito TCZ e a segunda fase de mineralização é posterior e rejuvenesceu o sistema argônio da muscovita. Abalbita; Auouro; cccalcita; ccpycalcopirita; chlclorita; gal galena; pypirita; qtzquartzo; rtrutilo; sphesfalerita.

  Figura 46 -Temperaturas de cristalização estimadas para a clorita associada a M2. Os símbolos em azul correspondem aos dados obtidos por[START_REF] Castro | Gênese do depósito de ouro Tocantinzinho, Província Aurífera do Tapajós (PA): evidências a partir de dados de geologia, petrologia e inclusões fluidas. Dissertação[END_REF] e os vermelhos por[START_REF] Santiago | [END_REF].

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  moyenne variant entre chamoisite et clinochlore. Le calcul de température basé sur ce géothermomètre indique des températures entre 248 et 334°C pour la chlorite des veines et entre 299 à 320°C pour la chlorite des brèches. Le géothermomètre proposé par Kranidiotis et McLean (1987) a pu être utilisé, puisque les chlorites analysés par ces auteurs et celles de notre gisement présentent les mêmes caractéristiques. Le carbonate présent dans les veines et les brèches est la calcite. Concernant les sulfures, la pyrite ne contient pas d'autres métaux dans sa composition, la galène contient 0,2% d'argent, la sphalerite contient entre 0,2-0,6% de cuivre et 0,2-0,8% de fer. L'or contient entre 8-30% d'argent avec un rapport Au/Ag variant entre 8-12.

  des résultats variantde 1979de ± 4 à 1998 ± 4 Ma (2σ) ± 4 Ma (2σ). L'absence de superposition de l'erreur 2σ suggère d'interpréter ces résultats comme plusieurs âges de cristallisation. La moyenne pondérée des âges 207 Pb/ 206 Pb est de 1996 ± 2 Ma (MSWD = 1.0), ce qui a été considéré comme représentatif de l'âge de cristallisation (Figure2). Ces âges sont compris dans la marge d'erreur des âges obtenus par les analyses SHRIMP, dont

	les résultats sont 1984 ± 14 Ma (un seul zircon a été pris en compte) et 1986 ± 12 Ma
	(MSWD = 1.2) pour le syenogranite et monzogranite, respectivement.
	Deux autres échantillons ont été datés que par la technique SHRIMP, un
	monzogranite affecté par la première phase de minéralisation et un granite facies quartz-
	syenite granophyrique. Dans le premier, 11 zircons donnent des âges allant de 1967 ± 28 à
	2024 ± 34 Ma (2σ). Ils fournissent une moyenne pondérée autour de 1985 ± 11 Ma (MSWD

). La moyenne pondérée donne des âges 207 Pb/ 206 Pb de 1989 ± 1 Ma (MSWD = 0.6). Cinq cristaux de la syenogranite sont concordants et donnent = 1.5) considérée comme l'âge de cristallisation (Figure

3

). Pour le faciès quartz-syenite, 7 des 12 zircons analysés ont permis de donner des âges 207 Pb/ 206 Pb variant entre 1932 ± 44 to 2015 ± 36 Ma (2σ). Toutes les données ont été considérées dans le calcul de l'âge intercept supérieur concordia à 1992 ± 12 Ma (MSWD = 0.9).

Les

zircons de l'andésite ont été analysés par deux techniques : LA-ICP-MS et SHRIMP. Les résultats sont similaires. Les analyses SHRIMP ont concerné 11 zircons et ont donné des âges 207 Pb/ 206 Pb qui vont de 1978 ± 18 à 2017 ± 30 Ma (2σ), dont 8 sont concordants. L'âge intercept est de 2000 ± 11 Ma (MSWD = 1.0). Des analyses LA-ICP-MS ont également été faites avec pour objectif de confirmer ces âges qui peuvent paraitre surprenant au regard que les andésites apparaissent alors légèrement plus vieilles que les granites qui les encaissent. 30 zircons sur 34 analysés donnent des âges 207 Pb/ 206 Pb variant de 1989 ± 32 Ma to 2117 ± 32 Ma (2σ) avec un pic de probabilité supérieur vers ca. 2000 Ma et un autre inférieur vers ca. 2150Ma. Ce dernier a été interprété comme un âge hérité. 13 sur 34 analyses ont été déterminées comme concordantes et fournissent un âge 207

  Certains profils de zircons de la granodiorite et de l'andésite montrent un enrichissement en ETR légère. De telles modifications ont été interprétées comme le résultat de processus de "metamictization" ce qui a été confirmé par les images en

	cathodoluminescence.
	Datations Ar-Ar
	La datation 40 Ar/ 39 Ar de minéraux d'amphibole et de biotite de la granodiorite a donné
	des spectres d'âge relativement plat pour une grande quantité de 39Ar libéré, et donc des
	âges de 1967 ± 14 Ma pour 88% d'argon libéré et de 1946 ± 6 Ma pour 94% d'argon libéré,
	Trois cristaux
	donnent des âges 207 Pb/ 206 Pb qui varient entre 1992 ± 2 et 1994 ± 5Ma et fournissent un
	âge moyen pondéré de 1992 ± 2 Ma (MSWD = 0.2).

Afin de vérifier si les zircons analysés dans les granites ne sont pas d'origine hydrothermale, ce qui pourrait expliquer que ceux-ci donnent un âge plus jeune que les andésites qui les recoupent, des profils chimiques de ces zircons ont été faits grâce à la technique du LA-ICP-MS. Ainsi, il a pu être vérifié que les zircons des granites, des granodiorites et des andesites ont des profils ETR qui indiquent clairement une origine magmatique. respectivement. Ces âges ne sont pas des âges plateau, à cause d'âges apparents plus bas en début de dégazage, corrélés avec des rapports K/Ca plus élevés et avec le profil concave du spectre entre 60-70% de libération d'argon. Ceci peut indiquer la présence d'inclusions de petits micas. Pour la biotite, une réinitialisation faible ou incomplète de

  comme cela est souvent le cas dans les domaines archéens et paléoprotérozoïques, dominés par les décrochements. Ce résultat est en accord avec la démonstration faite que toutes les roches magmatiques du secteur étudié se sont mises en place sous le contrôle d'une tectonique décrochante des failles N100°-130°E comme l'attestent la géométrie allongée du granite et des andésites, les critères de déformation à l'état solide enregistrés par les roches granitiques et la déformation syntectonique enregistrée par quelques dykes andésitiques. La présence de contacts de transition entre le granite et les aplites et les pegmatites ainsi que de textures graphiques et micrographiques indiquent une cristallisation à un niveau structural faiblement profond, et donc en condition d'undercooling. Basée sur des données indirectes, la profondeur de mise en place du granite a été estimée autour de ca. 1-2Km

4. Discussion

Le dépôt du Tocantinzinho est formé par des roches plutoniques et hypo-volcaniques dont la mise en place s'est déroulée, au minimum entre 2007 et 1989 Ma, dans un niveau crustale peu profond (2-6 km) et contrôlée par des failles décrochantes de direction N100-130°E, probablement en contexte transpressif. L'évènement magmatique a commencé avec la mise en place des roches granodioritiques (2007 -1997 Ma), roches encaissantes actuelles du dépôt, qui ne sont ni déformées, ni hydrothermalisées et sont stériles et affleurent en domaine externe du corridor tectonique. Dans un délai de temps assez court à l'échelle géologique, le granite Tocantinzinho (1996 -1989 Ma) a pris sa place au sein des granodiorites et surtout du corridor tectonique, suivi par les roches andésitiques contemporaines à tardives, essentiellement sous la forme de dykes recoupant l'ensemble des roches. Le dernier évènement magmatique concerne l'intrusion du dyke de dacite. Grâce aux analyses chimiques et datations réalisées sur zircon et aussi des datations Ar/Ar (amphibole et biotite), un taux de refroidissement de 6 à 14.7°C/Ma a pu être déterminé. Ce taux relativement faible est compatible avec l'existence de peu de tectonique verticale,

  Les températures estimées pour l'évènement M2, basées sur le géothermomètre du chlorite (243° et 334°C) et sur les premières données d'inclusions fluides analysées dans le quartz des fentes de tension et des veines minéralisées (280 -327°C, Queiroz, 2013 ; Villas et Queiroz, 2013) sont proches de la température de clôture du système argon de la muscovite

	(e.g., 350°C ; McDoulgall et Harrison, 1988). Cela pourrait expliquer la remise à zéro des
	minéraux uniquement présents dans le corridor tectonique bien que cette question reste
	toujours irrésolue à ce stade.
	L'hypothèse 2 offre l'avantage d'être plus en accord avec les données argon de ce travail
	et propose une interprétation plus simple, soit l'intervention d'un évènement tectono-
	magmatique minéralisateur aux alentours de 1860 Ma, évènement déjà connu dans le
	secteur étudié et appelé phase "Maloquinha"

Toujours dans le cas de l'hypothèse 1, il est admis que l'évènement M2 serait responsable de la remise à zéro du système argon des muscovites et des séricites du stade M1. Le problème de cette remise à zéro est qu'elle ne doit pas affecte les âges argon des minéraux de la granodiorite (amphibole et biotite) qui conservent des âges anciens

[START_REF] Streckeisen | Classification and nomenclature of igneous rocks. Final report of an inquiry[END_REF]

. Ainsi, il reste difficile d'expliquer la présence d'un évènement thermique dont les effets ne seraient que locaux au point de n'affecter que les âges argon des minéraux prélevés au coeur du corridor tectonique et non pas ceux situés hors de ce système.

  Sur ce plan, il est donc fondamental d'associer dans l'espace au moins les trois paramètres suivants dans toute recherche de minéralisation : direction structurale N120°E, l'évènement tectonique senestre normal et le magmatisme Maloquinha pour cibler de futures zones potentielles. Si l'ouverture d'une carrière permet également un jour d'avoir de meilleures conditions d'affleurement, il sera nécessaire de vérifier de la véracité des virgations entre faille principale N120°E et N100°E tel que dessinées sur les cartes de la mine. Dans l'hypothèse d'un cisaillement senestre, ce type de structure pourrait être à l'origine d'ouvertures pull-appart à grande échelle qui pourraient alors être les sites de surconcentrations importantes. Cette hypothèse reste bien hypothétique au regard des données actuelles mais représente un exemple des conséquences du modèle structural présenté dans ce travail. Dans le même ordre d'idée, il pourrait paraitre utile même si très difficile de rechercher le lieu où peut se trouver l'intrusif de type "Maloquinha" qui serait à -Zona de exposição de rocha na zona mineralizada, em cava aberta por garimpeiros para a extração de ouro. ....................................................................................................... 50 Figura -Mapa geológico simplificado do depósito TCZ mostrando a distribuição das linhas de seção contendo as sondagens descritas e amostradas, bem com a projeção em superfície das amostras coletas para análise geocronológica............................................................. 52 elementos. ....................................................................... 56 Figura -Imagem catodoluminescência obtida para um conjunto de zircões analisados pelo método SHRIMP. ....................................................................................................................... 58 Figura -Províncias tectônicas do norte do Brasil. A área hachurada destaca o Domínio Tapajós na região central da Província Tapajós-Parima, onde se situa o depósito Tocantinzinho. Fonte: modificado de Vasquez e Rosa-Costa (2008). .................................................. 65 Juras et al. (2011). ............................................................................................. 83 verde e quantidades variáveis de quartzo. ................................................ 84 Figura 15 -Mapa geológico do depósito Tocantinzinho e seção geológica simplificada ilustrando as relações de contato entre os diferentes litotipos e a delimitação da zona mineralizada. ..................................................................................................................... 137 Figura 24 -Veios de quartzo de direção N50°E conjugados a um plano de cisalhamento N80°E, indicando uma movimentação sinistral. ...................................................................... 138 . .................................................................................... 142 Pypirita. ..................................................................................................... 145 Qtz -quartzo. .................................................................................................... 151 Figura -Imagem de elétrons retroespalhados obtida no MEV para cristais de rutilo com zonas heterogêneas. ............................................................................................................. 151 .............................................................................................................. 156 Figura -Diagrama Tera-Wassemburg para os dados U-Pb em rutilo analisados pela técnica LA-ICP-MS. As elipses em vermelho, representam os pontos que foram desconsiderados para o cálculo da idade. .............................................................................................. 157 esfalerita. ..................................................................................................................... 166 M2. ........................................... 146 Tabela -Analise química de cristais de clorita associados a M2. ................................................ 147 Tabela -Análise química de cristais de carbonato associados a M2. ......................................... 149 Tabela 7 -Composição de cristais de rutilo analisados por EDS. Os valores se referem a porcentagem de massa atômica e os pontos onde cada espectro foi obtido está indicado na Figura 34. ............................................................................................................... 152 Tabela -Resultados das análises de δ 34 S em diferentes sulfetos associados a mineralização no depósito TCZ............................................................................................................... 158

	Introdução
	Figura -Mapa qualitativo da presença de enxofre (esquerda) e do molibdênio (direito). Notar que ambos são similares, devido a um problema analítico de sobreposição de alguns dos picos característicos destes Figura 6 -Propostas de subdivisão geotectônica do Cráton Amazônico, segundo Tassinari et al. (1999), à esquerda e segundo Santos et al. (2000) à direita. Fonte: Reis, 2006 ......... 66 Figura -Limites geotectônicos e subdivisões da Província Tapajós-Parima. Fonte: Santos et al. (2004) ............................................................................................................................ 68 Figura -A -Localização da Província mineral do Tapajós (PMT) em relação ao Cráton; B -mapa geológico simplificado da PMT (Almeida et al., 2000) com localização do depósito do Tocantinzinho (TCZ); C -distribuição dos domínios orogênico e pós-orogênico a anorogênico, na PMT (Klein et al., 2001). .................................................................... 70 Figura 9 -Representação esquemática do Megassistema de Falhas Transcorrentes do Tapajós (strike slip fault system) segundo o modelo de zona de cisalhamento e fraturas extensionais de Riedel. Ao lado a classificação dos garimpos estudados no PROMIN-TAPAJÓS. Fonte: modificado de Santos e Coutinho (2008). ....................................... 74 Figura -Subdivisão dos Sistemas auríferos relacionados a intrusões (IRGS) sistemas oxidados e reduzidos. Fonte: Robert et al, 2007. ........................................................................ 77 Figura -Zoneamento dos veios mineralizados em ouro nos IRGS. Fonte: Hart et al. 2002 ....... 79 Figura -Estilos de mineralização associadas aos ambientes de magmatismo oxidante, aos quais se associam os IRGS oxidados. ................................................................................... 80 Figura -Lineamento Tocantinzinho e localização de alguns dos depósitos conhecidos na região. Figura -Fotografia mostrando a alteração hidrotermal informalmente denominada granito salame, à esquerda, em função do seu aspecto mesoscópico. Esta alteração se caracteriza pela fotografia mostrando a alteração denominada de granito smoky, que se caracteriza pela sericitizado com raros cristais de muscovita associados. Cb -carbonato; Chl -clorita; Lcx -leucoxênio; Mb -mica branca fina; Op -opaco; Py -pirita; Qtz -quartzo .... 131 Figura 20 -Imagens das cartografias químicas qualitativas feitas em microssonda eletrônica em fratura tensional em meio ao andesito. Notar que o andesito está sericitizado e com pirita disseminada (M1) e cortado por uma vênula da fase II preenchida por carbonato e cristais piramidais de quartzo; C e D -veios de quartzo "em pente" (comb quartz), pequenos triângulos. Cavidade preenchida em meio ao andesito hidrotermalizado; D -fotomicrografia com nicois paralelos mostrando vênula de quartzo exibindo cristais de calcita com textura de preenchimento em pequenos triângulos, clorita e cristais de rutilo. LISTA DE TABELAS 1. Introdução cor cinza a Fonte: Juras et al. (2011). ............................................................................................. 85 Figura 16 -Relações temporais entre os tipos de alteração hidrotermal e sequência paragenética dos minerais do minério no depósito Tocantinzinho. Fonte: Santiago et al. (2013) ..... 86 Figura 17 -Fotografias e fotomicrografia mostrando as feições características da Fase I de mineralização. A -sienogranito brechado exibindo fraturas preenchidas por mica branca fina e pirita; B -monzogranito brechada o e com matriz composta por mica branca fina; C -fotomicrografia com nicois paralelos mostrando intenso fraturamento em cristal de feldspato potássico que contém inclusões de plagioclásio sericitizado. Notar que as fraturas não afetam este último tão intensamente quanto afetam o primeiro; D -fotomicrografia com nicois cruzados mostrando as fraturas preenchidas por mica branca fina. Notar que o plagioclásio está sericitizado e é possível observar em alguns locais a continuidade das microfraturas preenchidas por mica branca fina pra o seu interior, conforme indicado pela seta vermelha. Notar a presença de um veio de quartzo e carbonato cortando as estruturas de M1; E -fotomicrografia com nicois paralelos de um aplito granofírico contendo cristais subédricos de pirita; F -mesma fotomicrografia de E com nicois cruzados ressaltando a presença de mica branca fina cristalizada ao longo dos contatos minerais, microfraturas e envolvendo cristais de pirita; G -Brecha tipo I composta por fragmentos de quartzo e feldspato potássico com uma matriz de mica branca fina, pirita (setas amarelas) e algumas lamelas de mica brancas. Notar a passagem difusa entre os fragmentos de plagioclásio e a matriz da brecha (setas vermelhas). Cb -carbonato; Fk -feldspato potássico; Mb -mica branca; Pl -plagioclásio; Qtz -quartzo .......................................................................................... 129 Figura 18 -Fotomicrografias com nicois cruzados mostrando feições indicativas de um controle tectônico sobre as estruturas em M1. A -"Corredor" de deformação que concentra as microfraturas preenchidas por mica branca fina. A linha branca tracejada destaca os limites desta estrutura. Notar que externamente ao corredor de deformação praticamente não se observam microfraturas; B -Orientação da mica branca fina em uma brecha tipo I, definindo uma foliação; C -Lamina orientada mostrando nível de brecha tipo I com direção N170°E, cortada por veio de quartzo posterior de direção N50°E. As linhas vermelhas indicam a direção das estruturas medidas. Base da lâmina 4,5 cm. ........................................................................................................................ 130 Figura 19 -Fotomicrografias mostrando as rochas subvulcânicas afetadas pela Fase I de mineralização. A -fotomicrografia com nicois cruzados mostrando andesito hidrotermalizado, com mica branca fina substituindo o plagioclásio em pseudomorfismo e disseminada junto a clorita e ao carbonato, substituindo os minerais da matriz da rocha. Alguns cristais de pirita disseminados são observados; B -dacito pervasivamente diferentes amostras de M1, mostrando a resposta para cartografia dos elementos Au, Fe e S. Notar que mesmo na amostra com 12,96ppm de ouro não há contraste significativo na cartografia do ouro. As Fotografias à esquerda correspondem a porção da lâmina em que a cartografia foi realizada. ............................................................. 134 Figura -Idades 40Ar/39Ar para monocristais de muscovita de uma brecha representativa de M1 e para o pó (60-100mesh) da muscovita fina associada a alteração do dacito. ........ 135 Figura -Histogramas de distribuição das idades argônio obtidas a partir da análise in situ de mica branca fina. Notar que não há uma distribuição semelhante das idades entre as três amostras, tampouco a predominância de uma única idade. ...................................... 136 Figura -Esteregramas e diagramas de roseta mostrando as principais estruturas observadas no depósito TCZ. A -representação dos planos dos veios de quartzo associados ao cisalhamento (N=13); B -representação dos planos do cisalhamento principal (N=9); C -diagrama de rosetas com a distribuição das medidas obtidas para os veios de quartzo; D -diagrama de rosetas com a distribuição das medidas obtidas para o cisalhamento principal. .Figura 25 -Fotografia mostrando a relação espacial e temporal entre a as duas fases de alteração M1 e M2. Observar uma brecha tipo I, com seu aspecto turvo, coloração esverdeada e presença de fragmentos cortada por vênulas de clorita e quartzo, típicas de M2. Notar que que as vênulas parecem interrompidas por cristais de quartzo (setas vermelhas). .................................................................................................................................... 138 Figura -Fotografias mostrando as estruturas que caracterizam a fase II de mineralização. A e B -estruturas mais comuns na zona mineralizada. Fraturas milimétricas a submilimétricas preenchidas por quartzo, clorita, carbonato e pirita, que são paralelas entre si; C -estrutura tipo pull apart comumente observada junto às fraturas tensionais; D -brecha com matriz de quartzo e clorita; E e F -veios de quartzo com sulfetos. Nestas estruturas a galena, calcopirita e a pirita são comuns, assim como ouro livre pode ser observado; G -veio de quartzo rico em calcopirita na porção central do veio, o qual termina em uma estrutura tipo pull apart preenchida por uma brecha do tipo II, mostrando que estas estruturas estão geneticamente relacionadas. Ccpy -calcopirita; Gal -galena; Py -pirita. ........................................................................................................................... 140 Figura -Fotomicrografias mostrando as estruturas características de M2. A -fotomicrografia com nicois paralelos mostrando veio de quarto do tipo tensional, marcado pela cristalização de quartzo euédrico. O carbonato e a clorita integram a paragênese destes veios. Notar que a linha tracejada em vermelho marca o limite entre o quartzo ígneo (Qtz1) e o quartzo hidrotermal (Qtz2). B -fotomicrografia com nicois cruzados mostrando uma cortando o granito, em C, e cortando o andesito hidrotermalizado, em D; E -zona com recristalização de quartzo ao longo de planos de cisalhamento. Notar a presença de finos cristais de albita, os quais ajudam a identificar a que fase hidrotermal à qual o quartzo se associa, tendo em vista as paragêneses distintas de M1 e M2. Notar a presença de fragmentos sericitizados, indicados pela seta vermelha, que também auxiliam na definição da cronologia dos eventos, já que as microfraturas com muscovita fina caracterizam M1. F -brecha com matriz de clorita na qual cristais de rutilo estão orientados segundo a deformação. Ab -albita; Cb -carbonato; Chl -clorita; Ser -mica branca fina; Qtz -quartzo; Rt -rutilo .......................................................................... 141 Figura -Fotomicrografias com nicois cruzados mostrando nível de quartzo cortando brecha do tipo I. A -fotomicrografia mostrando a lamina toda, notar zona de quartzo com direção N100-110°E cortando níveis de brecha tipo I; B -detalhe do nível de quartzo mostrando cristais orientados de acordo com a direção do cisalhamento sinistro; C -detalhe do quartzo mostrando cristais deformados formando uma espécie de sigmoide também indicando movimento sinistralFigura -Fotomicrografia com nicois cruzados mostrando um veio de quartzo com direção N50-60°E em meio a brecha do tipo I. Os cristais de quartzo são obliquo em relação ao veio de direção N-S e a direção de alongamento dos cristais indica uma cinemática sinistral durante a cristalização do veio. .................................................................................. 143 Figura -Veio de quartzo cortando brecha tipo I, mostrando diversas estruturas em pull apart ao longo da extensão do veio. Essas estruturas, por sua geometria, sugerem movimentos em falha normal para sua formação. .......................................................................... 143 Figura -A e B -Fotomicrografias com nicois paralelos mostrando cristais euédricos de pirita que exibem sombras de pressão realçadas pela cristalização de clorita; C -fotomicrografia com nicois cruzados mostrando cristais pirita subédrica a anédrica com clorita em sombras de pressão; D -imagem de elétrons retroespalhados (BSE) obtida em MEV realçando a presença da galena junto à clorita da fotomicrografia C. Chl -clorita; Gal -galena,; Figura -Diagrama Fe/(Fe+Mg) vs. Al IV (Bailey, 1988) para classificação de cloritas. Os símbolos em vermelho representam a composição média dos cristais analisados. ................. 146 Figura -Fotomicrografias mostrando as formas de ocorrência da calcita e da albita associadas a M2. A -fotomicrografia com nicois paralelos mostrando um cristal de plagioclásio sericitizado, cortado por uma vênula de albita e calcita. Notar a limpidez da albita hidrotermal quando comparada ao plagioclásio sericitizado na porção não seccionada pela vênula (seta vermelha); B -fotomicrografia com nicois cruzados mostrando um detalhe do processo descrito em A. C -fotomicrografia com nicois cruzados mostrando cristais de calcita com inclusões de clorita e com textura de preenchimento em Ab -albita; Cc -calcita; Fk -feldspato potássico; Pl -plagioclásio; Py -pirita; Qtz -quartzo; Rt -rutilo. ...................................................................................................... 150 Figura -Fotomicrografias mostrando cristais de rutilo que pertencem a paragênese da fase II de mineralização. A -Fotomicrografia com nicois paralelos mostrando cristais de rutilo inclusos no quartzo; B -fotomicrografia em luz refletida mostrando cristal de rutilo cristalizado em fratura na pirita; C -fotomicrografia com nicois cruzados mostrando cristais de rutilo cristalizados nas bordas de brechas tipo II, em andesito; D -fotomicrografia em luz refletida mostrando um cristal de rutilo em veio de quartzo, notar que os cristais são composicionalmente heterogêneos. Chl -clorita; Py -pirita; Rt -rutilo; Figura -A -Fotomicrografia com nicois cruzados mostrando cristais de quartzo com textura em pente e de clorita cristalizados em um veio de pirita maciço cortando sienogranito; B -mesma fotomicrografia de A, levemente rotacionada, em luz refletida mostrando os cristais de pirita com fraturas preenchidas por galena e ouro. C -Fotomicrografia com nicois cruzados mostrando cristais de quartzo euédricos, clorita e calcita cristalizados em planos de fratura e em meio a cristais de pirita de um veio de pirita maciço que corta sienogranito. D -Quartzo com textura em pente em vênulas de quartzo e pirita cortando o dacito sericitizado. ................................................................................................... 153 Figura 37 -Fotomicrografias mostrando a forma de ocorrência dos sulfetos em M2. A -fotomicrografia em luz refletida mostrando cristais de galena, esfalerita e calcopirita em um veio de quartzo; B -fotomicrografia em luz refletida mostrando textura em pequenos triângulos em meio à cristais de quartzo de um veio; C -fotomicrografia em luz refletida mostrando galena e ouro preenchendo fraturas em um veio maciço de pirita; D -fotomicrografia em luz refletida mostrando cristais de calcopirita e pirita em veio de quartzo. Nota a textura em pequenos triângulos da calcopirita; E -fotomicrografia com nicois paralelos mostrando fissura preenchida com ouro em um veio de quartzo; F -mesma fotomicrografia mostrada em E, mas em luz refletida. Au -ouro; Ccpy -calcopirita; Gal -galena Py -pirita; Qtz -quartzo; Sph -esfalerita. ........................ 155 Figura 38 -Imagens das cartografias químicas qualitativas feitas em microssonda eletrônica em diferentes amostras da segunda fase de mineralização (M2), mostrando a resposta para cartografia dos elementos Au e S. As amostras 10-3 e 17-4 são veios de quartzo ricos em pirita e a amostra 140-1 é uma brecha tipo II em aplito. Os pontos com contraste nas imagens para ouro representam cristais de ouro livre. As fotografias à esquerda correspondem a uma imagem scanner com nicois paralelos da porção da lâmina solidus para sistemas haplograníticos em profundidades menores que 5Kbar estimou-se a idade mínima de colocação dos andesitos e com base no intervalo de temperaturas nos primeiros registros de deformação em estado sólido no granito estimou-se o intervalo de tempo que contém a idade máxima da deformação associada a M1. ... 164 Figura 41 -Croquis esquemático em dois estágios mostrando a diferença nas estruturas rúpteis associadas a M1 e M2. Em M1, muscovita fina e pirita distribuída em microfraturas, contatos minerais e brechas tipo I, cujo controle estrutural não foi definido. Em M2, veios e vênulas de quartzo mineralizados com ouro, galena, esfalerita, pirita e calcopirita, paralelos entre si e orientados N30-60°E. Ccpy -calcopirita; gal -galena; sph -Figura -Relação entre a direção principal de cisalhamento e as vênulas e veios mineralizados em M2 indicando um cisalhamento sinistral com uma componente normal durante M2. 167 Figura 43 -Bloco diagrama em quatro estágios sintetizando a evolução do depósito TCZ considerando a hipótese em que o fluido hidrotermal/mineralizador de M1 está associado geneticamente ao granito TCZ e a segunda fase de mineralização é posterior e rejuvenesceu o sistema argônio da muscovita. Ab -albita; Au -ouro; cc -calcita; ccpy -calcopirita; chl -clorita; gal -galena; py -pirita; qtz -quartzo; rt -rutilo; sph -esfalerita. ..................................................................................................................... 169 Figura -Bloco diagrama em três estágios sintetizando a evolução do depósito TCZ considerando a hipótese de os fluidos mineralizadores de M1 e M2 serem desconectados geneticamente do granito TCZ. Ab -albita; au -ouro; cc -calcita; ccpy -calcopirita; Chl -clorita; gal -galena; py -pirita; qtz -quartzo; rt -rutilo; sph -esfalerita. ....... 171 Figura -Mapa geológico regional mostrando as diferentes unidades geológicas que afloram nas proximidades do depósito Tocantinzinho, pertencente a Suíte Intrusiva Creporizão. Notar a sudeste da área do depósito um corpo granítico limitado por falhas transcorrentes, o qual pertence a Suíte Intrusiva Maloquinha. (Fonte: modificado de Vasquez et al., 2014). ................................................................................................. 173 Figura -Temperaturas de cristalização estimadas para a clorita associada a M2. Os símbolos em azul correspondem aos dados obtidos por Castro (2015) e os vermelhos por Santiago Tabela -Amostras analisadas em microssonda eletrônica com indicação dos minerais analisados em cada amostra e o número de cristais de cada mineral analisado. ......................... 54 Tabela 2 -Elementos analisados nas rotinas de silicatos, óxidos, carbonatos e sulfetos por microssonda eletrônica, com especificação dos cristais usados para analisar cada elemento, os tempos de leitura e os limites de detecção. ............................................ 55 Tabela -Análise química dos cristais de mica branca que integram a paragênese de M1. ........ 132 Tabela -Valores de temperatura mínimo, máximo e médio estimados para os cristais de cloritas cristalizados em diferentes estruturas associadas a Tabela 9 -Síntese das características de cada uma das fases de mineralização associadas ao depósito TCZ............................................................................................................... 168 Tabela -Análise química em rochas total das diferentes amostras do TCZ. ............................ 200 Tabela -Dados das análises U-Pb em zircão obtidos pela técnica SHRIMP ............................ 207 Tabela -Dados das análises U-Pb obtidos pela técnica LA-ICP-MS ....................................... 210 Tabela -Dados das análises U-Pb obtidos pela técnica CA-TIMS ............................................ 214 Tabela -Dados das análises U-Pb obtidos pela técnica CA-TIMS ............................................ 215 Tabela -Dados das análises U-Pb em rutilo pela técnica LA-ICP-MS ...................................... 216 Tabela -Dados obtidos para as amostras analisadas pelo método 40 Ar/ 39 Ar. .......................... 217 Tabela -Concentração dos elementos traço na composição dos zircões datados do depósito TCZ. As análises foram feitas por LA-ICP-MS. ................................................................... 219 O Cráton Amazônico é formado por rochas arqueanas, paleoproterozoicas e mesoproterozoicas, cuja evolução geotectônica foi bastante favorável à formação de depósitos de minerais metálicos, sobretudo depósitos associados a complexos ígneos ou ao retrabalhamento dos mesmos. No Cráton existem diversas províncias minerais importantes, dentre as quais destaca-se a Província Mineral do Tapajós (PMT), com mineralização em ouro. Esta província compreende uma área de mais de 80.000 km 2 , no Pará e em parte do Amazonas, que se limita a leste e a oeste pelos rios Iriri e Abacaxis, respectivamente. A norte, o limite é a borda Bacia Sedimentar do Amazonas e a sul, a Serra do Cachimbo. Apesar da sua extensão, a variedade de bens minerais é restrita, com destaque para o ouro, seguido, em menor proporção, pelo estanho e wolfrâmio (Coutinho, 2008). Os primeiros registros da atividade garimpeira na PMT datam do final da década de 1950. Até 1985, os garimpos desenvolveram-se principalmente nos depósitos secundários, nas proximidades dos rios, até 1985 e posteriormente, o ouro passou a ser extraído também da rocha, o chamado "ouro primário ou de filão". A expressiva produção de ouro rendeu à PMT o título de maior produtora deste bem mineral entre as décadas de 1970 e 1990. Segundo Silva (2001), foram produzidas 10 a 12 toneladas de ouro por ano, extraído de ca. 2.200 garimpos. Atualmente, a produção está em declínio devido a diminuição da disponibilidade de depósitos de fácil explotação pelos garimpeiros. O número de companhias de mineração ainda é pequeno na região e a quase totalidade das permissões de lavra são permissões de lavra garimpeira, o que reflete o baixo grau de mecanização da extração e o nível restrito e pontual de conhecimento geológico na região. Isto, claro, é também uma consequência direta da condição climática, da densa cobertura florestal, da falta de estradas e, principalmente, da escassez de afloramentos. Contudo, nas duas últimas décadas os trabalhos de pesquisa tiveram avanços importantes. cartografada. .Figura -Curva de resfriamento obtida para o granito TCZ. Com base na temperatura mínima do (2013). ......................................................................................................................... 176 O Serviço geológico do Brasil (CPRM) através do Projeto Província Mineral do Tapajós
	cor vermelha e pela presença de cristais de microclínio e de sílica ameboide. À direita

l'origine de la minéralisation afin d'éventuellement retracer une zonation entre un pôle distal déjà riche et un pôle proximal au potentiel prometteur. Enfin, le résultat essentiel de ce travail restera la caractérisation à la fois structurale et minéralogique des deux phases de minéralisation, préalablement traités comme un seul événement, et surtout de démontrer le contrôle structural sur l'évolution du dépôt. La question fondamentale restera l'écart de temps existant entre les évènements minéralisateurs M1 et M2 et la raison de leur style distinct de déformation, de minéralisation et de paragenèse. Pour répondre à cette question, la réalisation de données géochronologiques supplémentaires, ainsi que la caractérisation de la nature et la source des fluides minéralisateurs (géochimie isotopique et microthermométrie des inclusions fluides) sont les étapes suivantes indispensables. Egalement, il sera crucial d'obtenir de meilleures contraintes géochimiques et géochronologiques sur les roches hypo-volcaniques pour mieux comprendre les relations avec les roches plutoniques du gisement et leurs rôles par rapport aux deux phases de minéralisation. LISTA DE FIGURAS Figura Fonte:

  Após as primeiras análises na rotina de silicatos, verificou-se que o cloro e o flúor estavam sempre abaixo do limite de detecção optou-se por substituí-los pelo bário e estrôncio. A identificação das amostras, os minerais analisados e a quantidade de cristais analisados estão especificados na Tabela 1.

	Amostra	Pl	Fk	Bt Hbl	Ttn	Cb	Chl	Ser	Mb	Qz Ab	Rt	Lcx	Py Ccpy	Gal	Sph	Au
	10-03	1	2				1	2	1		2			9		
	104-01	3	2	2			1	2	3		1	3		2		
	105-11		3				1	2			6			2	2	3	2
	105-7a						2	8						14		
	105-7b						5	5						9	1	
	107-25	1	12					3			5	5		2		
	135-2	1					2	4	3		2	1		3		
	140-1	1						3			1			5		3	2
	141-4						3	3						11		
	17-3						1	2				2	6	6		
	17-4		11					1						9		2
	111-1G	5		3	3	1										
	G2-4G	5		3	3			4								
	85-02							7			2			8		
	85-03	5							5	5	2		3	11		
	94-8G	1	5					3	1		2	2				
	105-15														3	1

Para a quantificação dos elementos químicos foram utilizados diferentes sinais analisados em diferentes cristais. Os elementos químicos, com os respectivos picos analisados, o cristal utilizado, o tempo de análise de cada elemento e os limites mínimos de detecção estão especificados na Tabela 2.

Tabela 1 -Amostras analisadas em microssonda eletrônica com indicação dos minerais analisados em cada amostra e o número de cristais de cada mineral analisado.

  As análises foram realizadas no Laboratório Microssonde Sud do Laboratório de Geociências -UM, com o mesmo equipamento e calibração utilizados para a análise química mineral.Foram selecionadas áreas de 15.000 µm X 15.000 µm e mapeados inicialmente os

	Elemento/pico Cristal	Tempo de análise (s)	Limite de
	F Kα Al Kα	TAP TAP	20 20	detecção mínimo 2930 130
	Si Kα	TAP	20	180
	Cl Kα	PET	20	260
	Ti Kα	PET	40	230
	Na Kα	TAP	20	260
	Mg Kα	TAP	20	190
	Mn Kα	LLIF	20	290
	Fe Kα	LLIF	30 (silicato); 20 (sulfeto)	250
	Ca Kα	LPET	30	240
	K Kα	LPET	20	230
	P Kα	LPET	20	160
	Zr Lα	TAP	20	730
	Sr Lβ	LPET	20	1630
	Ba Lα	LPET	60	290
	S Kα	PET	40	460
	Cu Kα	LLIF	20	600
	Au Lα	LLIF	20	1190
	Mo Lα	LPET	30	750
	Pb Mα	LPET	20	1765
	Ag Lα	LPET	30	450
	Zn Lα	TAP	60	870
	As Lα	TAP	20	740

elementos Au, S, Si, Zn e Mo. Contudo, uma análise quantitativa feita nos pontos com maior contraste para os elementos Au e Mo, nas imagens, mostrou que houve um problema analítico em relação ao molibdênio. O mapa de ocorrência deste elemento foi idêntico ao obtido para o enxofre (Figura 3). A análise do difratograma mostrou que houve sobreposição dos picos S Kα e Mo Lα, assim como dos picos S Kβ e Mo Lβ3, Lβ4 e Lβ6.

Como consequência, durante a análise houve a soma dos picos destes dois elementos e uma falsa resposta em relação a presença do molibdênio.

Tabela 2 -Elementos analisados nas rotinas de silicatos, óxidos, carbonatos e sulfetos por microssonda eletrônica, com especificação dos cristais usados para analisar cada elemento, os tempos de leitura e os limites de detecção.

  Contexto geológico localde arco e um domínio pós-orogênico a anorogênico formado por rochas magmáticas intracratônicas(Klein et al. 2001;[START_REF] Santos | Gold deposits of the Tapajós and Alta Floresta Domains, Tapajós-Parima orogenic belt, Amazon Craton, Brazil[END_REF]. Contudo, a evolução geotectônica deste domínio ainda é controversa e dois modelos principais têm sido discutidos. O primeiro proposto e modificado por[START_REF] Santos | A new understanding of the provinces of the Amazon Craton based on integration of field mapping and U-Pb and Sm-Nd geocronology[END_REF][START_REF] Santos | Gold deposits of the Tapajós and Alta Floresta Domains, Tapajós-Parima orogenic belt, Amazon Craton, Brazil[END_REF][START_REF] Santos | Timing and evolution of multiple Paleoproterozoic magmatic arcs in the Tapajós Domains, Amazon Craton: constraints from SHRIMP and TIMS zircon, baddeleyite and titanite U-Pb geocronology[END_REF] sugere a aglutinação de cinco

	arcos magmáticos entre 2040 -1880 Ma, seguidos de um magmatismo pós-colisional entre
	1870-1760 Ma. O segundo modelo, proposto por Vasquez et al. (2001), sugere a construção
	de apenas um arco magmático (ca. 2000 Ma) seguido de múltiplos pulsos magmáticos pós-
	orogênicos (ca. 1880Ma) e intraplaca (ca. 1780 Ma).
	As rochas mais antigas e deformadas ocorrem nas porções noroeste e sudeste do
	domínio orogênico (Figura 8), formado pelas sequencias meta-vulcanosedimentares do Grupo
	Jacareacanga (2100-2010Ma) e pelos gnaisses, anfibolitos e metagranitoides do Complexo

Na porção central da Província Tapajós-Parima encontra-se o domínio Tapajós (Figura 7), o qual coincide espacialmente com a área de abrangência da PMT. Composto por rochas plutônicas e vulcânicas Orosirianas (i.e. 2050 a 1800Ma), com pequena porcentagem de rochas metamórficas, dois domínios foram individualizados na PMT (Figura 8): um domínio orogênico formado por rochas supracrustais e rochas magmáticas relacionadas a ambientes Cuiú-Cuiú (2033 -2005 Ma). A deformação dúctil compressiva N-NW e o metamorfismo na fácies anfibolito difere estas rochas dos granitoides cálcio-alcalinos da Suíte Intrusiva Creporizão. De acordo com Vasquez et al. (2001), a colocação das rochas desta suíte ocorreu entre 1997 -1957Ma e de forma síncrona a tardia em relação a formação de zonas de transcorrência rúpteis de direção NW-SE. Lamarão et al. (2002) identificaram, fora do domínio orogênico, rochas vulcânicas intermediárias a ácidas de afinidade cálcio-alcalina de alto potássio a shoshonítica, agrupadas na Formação Vila Riozinho (2000 -1997Ma) e interpretadas como tardi-orogênicas. Contexto geológico local

  Província Mineral do Tapajós (PROMIN -TAPAJÓS). Para[START_REF] Ricci | Suíte Intrusiva Creporizão -Província Tapajós: proposta e critérios de definição[END_REF], apesar desses granitoides mostrarem feições protomiloníticas e grau metamórfico semelhante ao dos gnaisses do Complexo Cuiú-Cuiú, a predominância de feições tipicamente ígneas permitiu a sua individualização como uma Suíte Intrusiva distinta. Para os granitoides da Folha Rio Novo foram obtidas idades Pb-Pb em zircão, entre 1.997 ± 3 Ma e 1984 ± 1 Ma

. De acordo com

[START_REF] Klein | Geologia -Contexto geológico Regional[END_REF]

, estas feições marcam o pico termal relacionado ao evento colisional entre o arco Cuiú-Cuiú e um núcleo cratônico a leste. Contudo, outros elementos típicos dos orógenos colisionais, tais como as zonas de sutura, os núcleos metamórficos de alto grau e os ofiolitos estão ausentes neste arco. Seus litotipos são intrudidos pelas suítes graníticas Creporizão, Parauari, Maloquinha e granitoides pós-Maloquinha.

Suíte Intrusiva Creporizão

Esta suíte é composta por sieno a monzogranitos com granodioritos, tonalitos subordinados e raros quartzo monzodioritos cálcio-alcalinos, que foram individualizados do Complexo Cuiú-Cuiú nas adjacências da vila do Creporizão, pela equipe regional do Projeto Contexto geológico local

  Contexto geológico localhistória evolutiva da PMT foi submetida a vários regimes deformacionais por cisalhamento (dúctil, dúctil-rúptil e rúptil), acompanhados por intensa mobilização e acreção de arcos magmáticos em escala regional.Contudo, a encaixante deste depósito são rochas graníticas deformadas e metamorfizadas do Complexo Cuiú-Cuiú, diferindo do caso dos outros três depósitos mencionados acima(Klein et al., 2001) que estão encaixados em rochas graníticas com uma deformação pouco

	Contexto geológico local
	3.3.3. Estilos de mineralização aurífera 3.4.1. Sistemas relacionados às intrusões
	Esses sistemas começaram a ser individualizados e discutidos no início da década de expressiva. Neste contexto, foram individualizados dois eventos principais de deformação 2000 (Lang e Baker, 2001; Baker 2003; Hart et al. 2002; Hart, 2005), tendo sido essa Associados às unidades paleoproterozoicas da PMT ocorrem diferentes tipos de compressiva, ambos desenvolvidos durante o Paleoproterozoico: jazimentos primários de ouro, em uma variedade de rochas encaixantes, tais como gnaisses, classificação proposta inicialmente para intrusões de caráter reduzido, i.e. série a ilmenita. De
	• Evento Compressivo I, com pico de deformação em torno de 1960 Ma, desenvolvido granitos, rochas metassedimentares, rochas vulcânicas félsicas e rochas básicas, nos quais 3.3.4. Idade das mineralizações
	em regime dúctil a dúctil-rúptil; os granitoides de diferentes idades e padrões de deformação representam as hospedeiras
	• Evento Compressivo II, com idade de 1880 Ma, que ocorreu sob condições rúpteis. mais comuns das mineralizações. Assim como as rochas da PMT são separadas em dois domínios geotectônicos
	Santos e Coutinho (2008) consideram o evento Compressivo I como a deformação Para Santos et al. (2001), as mineralizações de ouro do Tapajós podem ser agrupadas diferenciados, cada qual com um estilo de deformação característico e, provavelmente, com
	mais antiga, está registrada no Grupo Jacareacanga, no Complexo Cuiú-Cuiú e na Suíte em depósitos orogênicos lode gold deposits e depósitos relacionados a intrusões ou intrusion diferentes tipos de depósitos, as idades associadas as mineralizações também foram
	3.4.	Principais características dos sistemas mineralizados com ouro no
		Domínio Tapajós
	O sistema Batalha se assemelha tanto aos depósitos filonianos relacionados a Conforme apresentado no item 3.3.3., duas classes de depósitos têm sido discutidos
	intrusões, quanto aos sistemas do tipo pórfiro ou porphyry gold, ricos em ouro e pobres em e apresentadas com maior frequência como modelos genéticos para as mineralizações
	cobre. Entretanto, Juliani et al. (2002) não descartam uma possível relação com sistemas presentes no Domínio Tapajós, os sistemas relacionados à intrusões (IRGS) e os sistemas
	epitermais de alta sulfetação, tendo em vista a semelhança com a evolução hidrotermal orogênicos. Algumas mineralizações apresentam similaridades com os sistemas pórfiros, que
	identificados em rochas vulcânicas do Grupo Iriri. O depósito São Jorge também não tem um têm sido considerados como um possível modelo para as mineralizações no Domínio. As
	modelo genético definido e compartilha características dos depósitos filonianos relacionados principais características destes três sistemas serão sintetizadas a seguir, com o objetivo
	a intrusões, com as de sistemas do tipo pórfiro, com uma maior tendência entre os autores a embasar as discussões apresentadas sobre o modelo genético associado ao depósito
	aceitar o modelo do tipo pórfiro (Borges et al., 2009). Já para o depósito Palito, o modelo Tocantinzinho.

A análise estrutural efetuada por Santos e

Coutinho (2008) 

em diferentes escalas de observação, combinada com informações aerogeofísicas e petrogenéticas, sugerem que a Intrusiva Creporizão. A foliação de direção NNE-SSW que caracteriza a deformação favoreceu uma movimentação compressiva aproveitando-se de estruturas pré-existentes NW-SE (dextrais) e N-S, NE-SW (sinistrais). O melhor registro dessa deformação está nas proximidades da Vila Creporizão. O evento compressivo II mostra os registros estruturais mais expressivos da área da PMT, reconhecidos facilmente em imagens de sensores remotos e nos mapas aerogeofísicos. São megalineamentos com orientação dominante NW-SE, concentrados na região central da província, onde predominam os granitoides das suítes Creporizão e Parauari e onde foram cadastradas as maiores concentrações de veios de quartzo auríferos (Santos e Coutinho, 2008). Estes megalineamentos estruturais correspondem quase sempre a falhas transcorrentes, de traçado sinuoso, sigmoidais e entrecortadas, com cinemática geralmente sinistral, e constituem o Megassistema de Falhas Transcorrentes do Tapajós.

Figura 9 -Representação esquemática do Megassistema de Falhas Transcorrentes do Tapajós (strike slip fault system) segundo o modelo de zona de cisalhamento e fraturas extensionais de Riedel. Ao lado a classificação dos garimpos estudados no PROMIN-TAPAJÓS. Fonte: modificado de Santos e Coutinho (2008). Contexto geológico local related-gold Isystems (IRGS). Os depósitos orogênicos estariam relacionados a deformação compressional dúctil a dúctil-rúptil (evento compressivo I) e os IRGS à deformação compressional rúptil (evento compressivo II). Já Coutinho (2008), de acordo com a evolução tectono-geológica da PMT e com o suporte dos dados estruturais, petroquímicos e das alterações hidrotermais obtidos nas 20 áreas estudadas em detalhe no PROMIN-TAPAJÓS, classifica os depósitos formados sob regime de deformação dúctil a dúctil-rúptil (evento compressional I) classificados como orogênicos mesozonais e sob regime rúptil (evento compressional II) como orogênicos epizonais, respectivamente.

Outros modelos além do orogênico e IRGS foram adotados para alguns dos depósitos que foram estudados em detalhe, dentre os quais se podem citar o granito Batalha

[START_REF] Silva | Petrographic characterization of the hydrothermal alteration zones associated with gold mineralization in granitic rocks of the Batalha gold field, Tapajós (Pará) -Brazil[END_REF][START_REF] Juliani | The Batalha Au-granite system-Tapajós Gold Province, Amazonian cráton, Brazil: hydrothermal alteration and regional implications[END_REF]

, o granito São Jorge

[START_REF] Borges | química mineral e processos hidrotermais associados ao depósito de ouro São Jorge, Província Aurífera do Tapajós, Cráton Amazônico[END_REF]

, o granito Palito (Echeverri-Misas, 2010;

[START_REF] Usero | Estudo das inclusões fluidas da mineralização paleoproterozoica de Au-(Cu) do tipo pórfiro do Palito, Província Aurífera de Tapajós (PA)[END_REF] 

e o depósito Guarim

(Klein et al., 2001)

.

proposto é do tipo cobre pórfiro ou porphyry copper com telescopagem das zonas de alteração

[START_REF] Usero | Estudo das inclusões fluidas da mineralização paleoproterozoica de Au-(Cu) do tipo pórfiro do Palito, Província Aurífera de Tapajós (PA)[END_REF]

. O depósito Guarim é o único ao qual se atribuiu um modelo orogênico, com profundidade não definida, interpretado como epi a mesozonal

(Klein et al., 2001)

. Contexto geológico local separadas em dois eventos distintos.

[START_REF] Santos | Gold deposits of the Tapajós and Alta Floresta Domains, Tapajós-Parima orogenic belt, Amazon Craton, Brazil[END_REF] 

obtiveram idades 40 Ar/ 39 Ar em torno de 1860 Ma em cristais de muscovita hidrotermais associados a mineralização e idades Pb-Pb em galena da mesma ordem. Lafon e Coutinho (2008), com base em análises Pb-Pb em pirita e galena, interpretam dois eventos distintos de mineralização na província, em 1980Ma e 1880Ma. Juliani et al. (2005) dataram cristais de alunita associados a depósito de alta sulfetação e obtiveram idades 40 Ar/ 39 Ar entre 1869 e 1846Ma. acordo com Robert et al. (2007) esses sistemas podem ser divididos em dois subsistemas: IRGS oxidados, que incluem os sistemas pórfiros e epitermais e IRGS reduzidos, que incluem os veios mineralizados em ouro (Figura 10). Em ambos os casos, a relação genética entre a

  . De acordo com Contexto geológico local Sillitoe e Thompson (1998) a mineralização pode apresentar estilos distintos, podendo ser disseminada, brechoide, escarnítica, de substituição ou ocorrer em veios. Afirmam também que os veios auríferos são os mais controversos, em termos genéticos, devido às semelhanças com características observadas nos depósitos de ouro orogênicos. Uma grande variedade desses sistemas de veios foi considerada porGroves et al. (1998) como 

	pertencentes ao sistema orogênico.
	Lang e Baker (2001), após a compilação de diversos trabalhos sobre este sistema,
	listam as feições mais comuns a estes depósitos e províncias relacionadas: (1) as intrusões
	são metaluminosas, subalcalinas, de composição félsica a intermediária e no limite entre os
	granitos a ilmenita e a magnetita; (2) os fluidos hidrotermais são carbônicos; (3) assembleia
	metálica apresenta o ouro juntamente com Bi, W, As, Mo, Te e/ou Sb e baixa concentração

de metais base; (4) há baixo conteúdo de sulfetos (<5 vol. %), com minerais gerados em condições redutoras, tais como: arsenopirita, pirrotita e pirita, com ausência de magnetita ou hematita;

(5) 

as alterações hidrotermais são restritas, exceto em sistemas de pouca profundidade;

(6) 

são frequentes nos limites convergentes de placas tectônicas, com magmatismo continental contemporâneo de composição alcalinas e cálcio alcalinas tanto metaluminosas, quanto peralcalina.

Tendo em vista a possibilidade destes depósitos se localizarem interna ou externamente às intrusões geradoras do sistema hidrotermal, os mesmos foram divididos por Lang e Baker (2001) em três categorias: depósitos encaixados nas intrusões, depósitos proximais e depósitos distais (Figura 11). Os dois primeiros, mais característicos, são controlados por fraturas e raramente apresentam alterações hidrotermais pervasivas. As alterações podem ser feldspática, sericítica, silicosa, tipo greisen, cálciosilicática ou argílica avançada, sendo que o ouro e os metais com os quais este se relaciona estão mais frequentemente associados ao estágio tardio de sericitização

(Lang e Baker, 2001;[START_REF] Pirajno | Hydrothermal processes and mineral systems[END_REF]

. Contexto geológico local

  Contexto geológico localdesde frações de ppm até algumas ppm. Os depósitos em geral apresentam uma extensão pequena em área e grande em profundidade (escala quilométrica). A maioria dos depósitos conhecidos são mesozóicos ou cenozóicos e, com a descoberta recente de depósitos proterozóicos, no Canadá, e arqueanos, na Austrália, foi desfeita a crença de que inexistiam depósitos mais antigos.

	Sistemas epitermais
	São depósitos formados em temperaturas entre 150-300ºC e a profundidades entre 1-2
	km, a partir da superfície (WHITE E HENDEQUIST, 1990). Estes possuem dois estilos de
	3.4.2. Sistemas orogênicos
	• um grande volume de rocha é afetado pela alteração hidrotermal e pela
	mineralização;
	• a mineralização é espacial e geneticamente relacionada com a intrusão, da qual Os depósitos de ouro orogênicos formam uma classe que inclui diversos depósitos
	uma pequena porção apresenta a textura porfirítica que lhe confere o nome; (filonianos, mesotermais, encaixados em turbiditos, encaixados em cinturões de rochas
	verdes, etc...). A denominação sugerida por Groves et al. (1998) homogeneizou a grande

.

De acordo com Robert et al. (2007)

, os sistemas oxidados se dividem em dois "clãs", o dos sistemas pórfiros e o dos sistemas epitermais

(Figura 12)

. Contexto geológico local Figura 12 -Estilos de mineralização associadas aos ambientes de magmatismo oxidante, aos quais se associam os IRGS oxidados.

Sistemas pórfiros

Os sistemas pórfiros são também chamados de apicais disseminados, e são assim denominados devido à textura porfirítica da mineralização, que ocorre como sulfetos disseminados ou em veios e stockworks. Tanto a mineralização quanto a alteração hidrotermal estão distribuídas na cúpula ou região apical das intrusões e nas encaixantes adjacentes.

[START_REF] Seedorf | Porphyry deposits: characteristics and origin of hypogene features[END_REF] 

dividiram os sistemas porfiríticos em 5 classes, baseadas no conteúdo metálico: Cu porfirítico, Mo porfirítico, W porfirítico, Sn porfirítico e Au porfirítico, sendo esta aptidão metalogenética produto da composição da intrusão, do estado de oxidação da mesma e do tipo de encaixante, que resultam em sistemas mineralizadores distintos com variação da extensão, intensidade e zonalidade da alteração hidrotermal e da mineralização associadas, que de acordo com

[START_REF] Pirajno | Hydrothermal processes and mineral systems[END_REF] 

apresentam três feições típicas:

• a presença de veios e vênulas formando stockworks, dentro dos quais ocorrem disseminação de sulfeto de Fe, Cu, Mo, Pb e Zn, bem como Au nativo

(Pirajno, 

O tamanho dos depósitos varia de diversos milhões de toneladas até alguns poucos bilhões com variação de teores desde 0,2% até 2% de Cu, 0,01-0,5% Mo e o Au pode variar Fonte: Hedenquist et al. 2000 mineralização distintos, um com alta sulfetação, também denominado polo ácido-sulfatado e com baixa sulfetação, denominado polo sericita-adulária, ambos tendo o ouro como metal dominante. O que controla as diferenças entre os dois são as diferentes características químicas do fluido hidrotermal, que implicam em paragêneses de alteração e de minério diferenciadas. White e Hendequist (1990; 1995) definem para os depósitos de baixa sulfetação um pH próximo da neutralidade e um caráter redutor, enquanto nos de alta sulfetação predominam fluidos ácidos e oxidantes formados em ambiente hidrotermalmagmático, nas adjacências de vulcões jovens.

A mineralização epitermal possui características comuns e distintivas, como a presença de calcedônia de granulação fina, calcita, pseudomorfos de quartzo substituindo calcita (indicando ebulição de fluidos) e brechas hidrotermais. A associação primária de Au, Ag, As, Sb, Hg, Tl, Te, Pb, Zn e Cu também é característica. As texturas de minério incluem feições de preenchimento de espaços abertos (característicos de ambientes de baixa pressão), bandamento crustiforme e coloforme, e estruturas em pente

[START_REF] Pirajno | Hydrothermal processes and mineral systems[END_REF]

. quantidade de termos usados para designar esta classe de depósitos formados exclusivamente em terrenos metamórficos e gerados pela circulação de fluidos crustais profundos, nos quais o ouro é o principal bem mineral encontrado. Muitos desses depósitos podem se relacionar espacialmente com rochas ígneas, sobretudo, os de idade arqueana, Contexto geológico local mas esta condição não é obrigatória. (GROVES

  . Tanto o granito quanto o lineamento Contexto geológico localCom base na alteração, mineralogia e na cor, estas rochas têm sido separadas em duas fácies: uma de cor cinza a verde e outra de cor vermelha, informalmente denominadas de granito smoky e salame, respectivamente. Na variedade salame (Figura 14), a rocha tem cor laranja a vermelha e predominam cristais grossos de microclínio e ameboides de quartzo (bleb quartz), que paraVillas et al. (2013) resultam do sobrecrescimento a partir de um líquido rico em sílica. Este arranjo de feldspato vermelho com cristais de sílica lembra o aspecto de um salame, motivo da designação adotada. A variedade smoky apresenta variação na cor desde cinza até verde e tem um aspecto turvo[START_REF] Santiago | The Tocantinzinho gold deposit Tapajós Province, state of Pará: host granite, hydrothermal alteration and mineral chemistry[END_REF].De acordo com[START_REF] Juras | Technical Report for the Tocantinzinho Gold Project[END_REF] estas fácies são consequência da presença de finas partículas de hematita no feldspato potássico, na primeira e de clorita, na segunda. Contudo,

[START_REF] Santiago | The Tocantinzinho gold deposit Tapajós Province, state of Pará: host granite, hydrothermal alteration and mineral chemistry[END_REF] 

comparando a composição dos dois granitos concluiu que não há diferenças químicas importantes, apesar do aspecto macroscópico distinto (i.e. cor) e que a razão Fe2O3/FeO é mais elevada no granito smoky que no granito salame. Desta forma, a

  Contexto geológico localA gênese do granito Tocantinzinho foi correlacionada, por[START_REF] Juras | Technical Report for the Tocantinzinho Gold Project[END_REF], com a Suíte intrusiva Parauari, entretanto cristais de zircão extraídos de duas amostras, analisadas pelo método Pb-Pb em monocristais zircão indicam uma idade mais antiga para o granito Tocantinzinho. De acordo comVillas et al. (2013), a primeira amostra apresentou duas

	populações uma com idade mais antiga 2094 ± 9Ma (n=4; MSWD =4) e outra com idade média
	de 1999 ± 16Ma (n=4; MSWD=4). A segunda amostra apresentou zircões com idades

. Segundo

Villas et al. (2013)

, uma densa rede de microfraturas preenchidas por hematita caracteriza esta alteração. A distribuição destas rochas e a relação entre as rochas estéreis e mineralizadas pode ser visualizada na Figura 15. herdadas entre 2029 -2068Ma e uma idade média de 1982 ± 8Ma (n=6; MSWD=5), interpretada como a idade provável de cristalização.

Ainda não datados, os diques de andesito e riolito têm sido correlacionados à Formação Vila Riozinho (Mello, 2007 1 citado por

Villas et al., 2013)

, cuja idade foi determinada em 2000 ± 4; 1998 ± 2 Ma

[START_REF] Lamarão | geochemistry, and Pb-Pb zircon geochronology of the Paleoproterozoic magmatism of Vila Riozinho, Tapajós Gold Province, Amazonian craton, Brazil[END_REF]

.

  The sample characteristics (i.e. rock type and relative position in the sample set) are summarized in Table1, as well as the dated minerals and geochronological techniques applied to each sample. Artigo 15.3.2. Whole-rock geochemistryWhole-rock chemistry was performed on least altered samples, showing values of loss of ignition (LOI) lower than 2%, less than 10 wt. % of hydrothermal minerals and discarding hydrothermal and/or mineralized veins during samples preparation. The samples from hydrothermalized monzogranite (94-9G) and dacite (100-11G) are an exception, due to the moderated to pervasive hydrothermal alteration that affected them, as described forward (see 4.1 -Field relationships and petrography). The samples were previously crushed and pulverized in carbide tungsten vessel at the Mineral and rocks Laboratory (LAMIR), Federal University of Paraná. Analyses were carried out at ACTLABS (Activation Laboratories Inc., Ontario, Canada) by ICP-AES for the major elements and by ICP-MS for trace and rare earth elements. Complete data are presented in Anexo I.

  Concordia diagrams represent rejected spots in age calculations. For all samples, Concordia diagrams display intercept and weighted mean of 207 Pb/ 206 Pb ages. When the lower intercept tends to zero, the 207 Pb/ 206 Pb weighted mean was considered as a representative age. In other cases, intercept age was adopted.

  normalized to primitive mantle values[START_REF] Sun | Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes[END_REF] show enrichment in LILE related to HFSE (Figs.9E-G). The patterns are characterized by negative niobium, titanium and phosphorus anomalies, which are more pronounced in granites than in country rocks and andesite, and by negative strontium and barium anomaly identified only in granite samples(Figs. 9E

The Europium anomalies (Eu/Eu* = EuN/√[(Sm)Nx(Gd)N]; Taylor and McLennan 1985) of country rocks and andesite are slightly negatives (Eu/Eu* ≈ 0.77) and deeper for TCZ granite (Eu/Eu*= 0.33 -0.44) and dacite (Eu/Eu*= 0.15). Trace elements Artigo 1

Table 2 -

 2 Composition of amphiboles from granodiorite and andesite

	Rock/		Granodiorite (111-1G)		Andesite (G02-4G)
			Samples		Average	Samples	Average
	SiO2	48.43	48.89	47.25	48.19	51.72	51.01	52.14
	TiO2	1.21	1.09	1.16	1.15	0.47	0.54	0.43
	Al2O3	5.80	5.38	6.35	5.84	4.33	4.32	3.83
	FeO	4.28	3.91	4.36	4.18	1.57	1.54	1.41
	Fe2O3	10.28	10.49	10.85	10.54	9.03	8.96	8.83
	MnO	0.72	0.75	0.74	0.74	0.24	0.24	0.25
	MgO	13.77	13.95	13.34	13.69	17.10	17.24	17.55
	CaO	12.12	11.80	12.01	11.98	11.78	11.98	11.90
	Na2O	1.16	1.08	1.04	1.10	0.97	1.00	0.90
	K2O	0.61	0.53	0.65	0.59	0.29	0.35	0.29
	Total	98.37	97.88	97.75	98.00	97.51	97.18	97.54
			13 cations formula, tetrahedral site		
	Si	7.10	7.17	6.99	7.09	7.39	7.33	7.43
	Al IV	0.90	0.83	1.01	0.91	0.61	0.67	0.57
		8.00	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00	8.00
				M1, M2, M3 site			
	Al VI	0.11	0.10	0.09	0.10	0.12	0.06	0.08
	Ti	0.13	0.12	0.13	0.13	0.05	0.06	0.05
	Fe 2+	1.39	1.26	1.31	1.32	0.70	0.71	0.66
	Mn	0.09	0.09	0.09	0.09	0.03	0.03	0.03
	Fe 3+	0.27	0.37	0.43	0.36	0.46	0.45	0.46
	Mg	3.01	3.05	2.94	3.00	3.64	3.9	3.73
		5.00	5.00	5.00	5.00	5.00	5.00	5.00
				M4 site			
	Ca	1.91	1.85	1.90	1.89	1.80	1.84	1.82
	Na	0.09	0.15	0.10	0.11	0.20	0.16	0.18
		2.00	2.00	2.00	2.00	2.00	2.00	2.00
				A site			
	Na	0.33	0.16	0.20	0.11	0.07	0.12	0.18
	K	0.11	0.10	0.12	0.22	0.05	0.06	0.15
		0.44	0.26	0.32	2.00	0.13	0.19	2.00
	(OH,F,Cl)	2.00	2.00	2.0	2.00	2.00	2.00	2.00

  . Analyzed zircons are concordant to slightly discordant with 207 Pb/ 206 Pb ages ranging from 1941 ± 38 Ma to 2006 ± 26 Ma (2σ). The scattering of the 207 Pb/ 206 Pb ages is mainly due to analysis #1G-5.1, which is distinctly younger. This analysis is not significantly different from the other analyses in terms of Th and U contents or in terms of Th/U ratio (Complementary Table 2). Its youngest age may

	date the emplacement of the granodiorite, but this requires that the remaining five grains
	analyzed correspond to inherited or xenocrystic grains, which is at odd with their optical
	examination during which no core has been identified. Alternatively, it may reflect slight
	disturbances, which would move the point downward, but along the Concordia if disturbances
	occurred soon after crystallization of the granodiorite. The four remaining analyses define a
	Discordia line with an upper intercept of 1993 ± 19 Ma (MSWD = 2.1). The lower intercept,
	although significantly different from zero (638 ± 520 Ma), is not interpreted as geologically
	meaningful.

Table 3

 3 

	Red granodiorite 111-3G
	Six analyses were performed on six grains using the SHRIMP technique (Fig. 11C). In
	the Concordia diagram, the location of the data points is rather similar to that observed for
	sample 111-1G, with all analyses plotting in concordant to sub-concordant position with
	207 Pb/ 206 Pb ages ranging from 1966 ± 22 to 2008 ± 22 Ma (2σ). The youngest age (1966 ± 22

) and they define a 207 Pb/ 206 Pb weighted mean age of 2007 ± 8 Ma (MSWD = 0.2). Combined with other discordant analyses (red ellipses in Fig. 11B), this batch of analyses define a Discordia line intersecting Concordia at 2007 ± 8 Ma and 7 ± 260 Ma (MSWD = 0.2). The identical upper intercept and 207 Pb/ 206 Pb weighted mean ages are regarded as the best estimate for emplacement and crystallization of the granodioritic magma. This age is within the error of the SHRIMP age (1993 ± 19 Ma). Ma) is within errors of the youngest grain analyzed in sample 1G (1941 ± 38 Ma) and, similarly can be attributed to post-crystallization disturbances of the U-Pb systems in this grain, for example during emplacement of younger intrusive and/or during hydrothermal alteration. The Artigo 1

  emplacement of the andesitic magma. This age is identical to the SHRIMP age of 1998 ± 11 Ma. Other analyses with 207 Pb/ 206 Pb ages older than 2022 ± 21 Ma are related to basement rocks assimilated during the ascent of the magma.

	Pb/ 206 Pb ages of 1984 ± 14 Ma to 1999 ± 36 Ma (2σ) respectively. Combined
	with other discordant analyses, these two points provide a Discordia line with an upper
	intercept of 1997 ± 13 Ma (MSWD = 2.1, n = 12). Although the 207 Pb/ 206 Pb ages of the two
	concordant analyses overlap at the 2σ level, it is possible that the oldest analysis contains a
	component of inherited Pb, in which case the upper intercept is a mean age. Thus, the single
	concordant analysis (#6G-5.1) with an age of 1984 ± 14 Ma is considered as representative of
	the crystallization of the alkali-feldspar granite.
	For the pale-yellow monzogranite (94-8G), thirteen SHRIMP analyses were performed
	in thirteen grains (Fig. 11H) with 207 Pb/ 206 Pb ages ranging from 1942 ± 24 to 2014 ± 36 Ma
	(2σ). All analyses provide a Discordia line with an upper intercept of 1986 ± 18 Ma (MSWD =
	2.9, n = 13) and a lower intercept which is zero within errors (-2 ± 140 Ma). Among these
	analyses only 4 out of 13 revealed to be concordant and define a 207 Pb/ 206 Pb weighted mean
	age of 1986 ± 12 Ma (MSWD = 1.2).
	CA-ID-TIMS analyses were performed on four distinct crystals (102-TB09; Fig. 11I)

Five analyses of the same facies (102-TB11) were performed on five crystals using CA-ID-TIMS technique (Fig.

11G

). All analyses plot in concordant position with 207 Pb/ 206 Pb ages ranging from 1979

± 4 to 1998 ± 4 Ma (2σ)

. The spread of the 207 Pb/ 206 Pb ages does not overlap at the 2σ level suggesting that more than one age component is present in the analyzed grains. In addition, the scattering of the data points in the Concordia diagram does not allow performing an age calculation when considering all analyses. If ancient Pb loss is considered as the main factor responsible for the observed scattering, the best estimate for crystallization of the granitic magma is given by the two oldest crystals, which provide an age of 1996 ± 2 Ma (MSWD = 1.0). However, an alternative possibility is to consider that all analyses are biased by a slight component of inherited Pb, in which case the youngest analysis (1979 ± 4 Ma) provides our best estimate for crystallization of the Tocantinzinho granite. This age is within errors of the SHRIMP age on the same fácies

(1984 ± 14 Ma) 

extracted from another sample of the same fácies. These analyses plot in concordant to subconcordant position with 207 Pb/ 206 Pb ages tightly ranging from 1989 ± 2 to 1991 ± 3 Ma (2σ).

The data provide a 207 Pb/ 206 Pb weighted mean age of 1989 ± 1 Ma (MSWD = 0.6), which is considered as the best estimate for crystallization of the monzogranitic magma. Artigo 1

  Figura 17G). Cristais de pirita subédricos a euédricos ocorrem associados às microfraturas e disseminados nas zonas de brecha (Figura 17E a G). Nas Figura 17 E e F a mica branca fina pode ser observada ao longo dos contatos minerais de um aplito granofírico e no entorno de cristais de pirita, os quais encontram-se cristalizados em

	6. Mineralização:	aspectos	petrográficos,	estruturais,
	hidrotermais e geocronológicos	
	meio ao quartzo do intercrescimento gráfico, indicando que os aplitos são anteriores a
	alteração que cristalizou a paragênese de M1.	
	No depósito TCZ, as rochas graníticas e subvulcânicas presentes dentro da zona A deformação afeta de forma diferenciada os minerais que compõem a rocha, limitada pelas falhas transcorrentes N100-130°E foram deformadas em contexto rúptil, principalmente o feldspato potássico e o plagioclásio. No feldspato potássico, observam-se hidrotermalizadas e mineralizadas de forma heterogênea, em pelo menos duas fases. inúmeras fraturas intra e intercristalinas (Figura 17C, D) que apresentam, em geral, direções Considerando que há uma relação espacial entre estes processos em cada fase de de fraturamento ortogonais entre si. Estas microfraturas se desenvolvem a partir de planos de mineralização, estes serão apresentados de forma conjunta. Neste capítulo serão apresentados os resultados das análises petrográficas e estruturais em escalas distintas, de fraqueza pré-existentes na rocha, no caso as clivagens do feldspato. Quando penetrativas,
	química mineral, as idades argônio e dados de isótopos estáveis de enxofre, de forma
	integrada e para cada fase de mineralização separadamente.
	6.1.	Primeira fase de mineralização (M1)
	As brechas são melhor identificadas nesta escala (brechas tipo I) e correspondem às
	porções turvas observadas em escala macroscópica (Figura 17B). São compostas por
	fragmentos monominerálicos e líticos, estes últimos menos frequente, com tamanho e
	angulosidade variados (Figura 17G). Predominam fragmentos submilimétricos e mais
	raramente milimétricos de quartzo e feldspato potássico, que variam de subangulosos a
	subarredondados. Fragmentos de plagioclásio são raros e quando presentes apresentam
	corrosão das bordas, alteração sericítica intensa e com o limite entre o feldspato
	monzogranito. A porção alterada da rocha passa a apresentar uma coloração acinzentada na hidrotermalizado e a matriz da brecha é difuso. Os fragmentos de quartzo, em geral, mostram
	fácies sienogranito (i.e. granito salame de acordo com Juras et al., 2011; Santiago et al., 2013 extinção ondulante e mais raramente subgrãos. A matriz das brechas é composta por mica
	e Villas et al., 2013; Figura 17A) e verde clara na fácies monzogranito (i.e. granito smoky de branca fina, lamelas milimétricas de mica branca deformadas, exibindo kink bands, e pirita
	acordo com Juras et al., 2011; Santiago et al., 2013 e Villas et al., 2013; Figura 17B). A disseminada. A mica branca lamelar presente nestas brechas foi datada pelo método 40 Ar/ 39 Ar
	transição do granito inalterado para alterado, cuja granulação é fina, é difusa e por vezes e os dados serão descritos no item 6.1.3.
	alguns fragmentos minerais são observados, indicando se tratarem de zonas brechadas.
	Nesta escala não foram identificadas feições que indiquem um condicionamento estrutural.

Esta fase de mineralização se caracteriza pela cristalização de mica branca fina e pirita em estruturas rúpteis, tais como microfraturas e brechas, cuja distribuição e penetratividade são heterogêneas e, aparentemente, restritas ao granito TCZ (i.e. granitos, aplitos e pegmatitos). Em de afloramento, M1 não foi identificada devido ao avançado estado de intemperismo. Em escala de testemunho de sondagem, M1 é identificada pela mudança de cor e aspecto turvo exibidos pelas fácies graníticas s.s., principalmente pela fácies Em escala microscópica, M1 é observada nos granitos s.s. (Figura 17C e D), aplitos (Figura 17E e F) e pegmatitos e definida pela presença de mica branca fina cristalizada ao longo de planos de microfraturas intra e intercristalinas, ao longo dos contatos minerais (Figura 17C a F), ou definindo a matriz de brechas suportadas por fragmentos e mais raramente suportadas pela matriz. (observa-se que se desenvolveram in situ e sem rotação significativa dos fragmentos entre os planos de fratura, lembrando uma textura em "quebra-cabeça" (jigsaw puzzle texture). Já no plagioclásio, as fraturas são raras e os cristais apresentam-se homogeneamente sericitizados em distintas intensidades, desde incipiente até a sua completa substituição em pseudomorfos.

Contudo, localmente, é possível verificar a continuidade das fraturas com mica branca fina no interior do plagioclásio sericitizado (Figura 17D), sugerindo que este apresentou uma resposta reológica diferenciada quando comparado ao feldspato potássico.

  como não foi determinada a quantidade de H2O, os cálculos da fórmula estrutural foram feitos sobre 22 oxigênios.

	Fe/(Fe 2+ +	0,25	0,25	0,27	0,54	0,46	0,55	0,56	0,57
	Mg)								
			1,66	1,54	1,59	1,63	1,55	1,64	1,46

*

  : a continuidade das vênulas que aparenta estar interrompida por cristais de quartzo (Figura 25; Figura 26A e B) e a presença de cristais euédricos bipiramidais de quartzo que se cristalizaram a partir das paredes dos veios e/ou cavidades. A presença do carbonato nestas estruturas destaca o hábito euédrico do quartzo (Figura 27A e B). Constata-se que há uma relação espacial e genética entre os veios de quartzo e as estruturas em pull apart. Na Figura 26G é possível observar um veio de quartzo com sulfetos, que apresenta uma terminação em pull apart preenchida por uma brecha do tipo II. As estruturas em pull apart são observadas com frequência nos testemunhos, mas sempre associadas ao plano vertical, desta forma considera-se uma componente vertical para a tectônica associada a formação destas estruturas, que por sua geometria sugerem uma componente vertical normal.Brechas são mais facilmente identificadas nesta fase do que na anterior e, se diferem das brechas tipo I pela matriz, tamanho dos fragmentos e estilo da brecha. Compostas por fragmentos de rocha angulosos a subarredondados com tamanhos variando de milimétrico a

	planos de cisalhamento (Figura 27D). A presença de albita e clorita junto ao quartzo nestas
	estruturas e a presença de fragmentos de granito com muscovita fina ao longo de
	microfraturas e contatos minerais (i.e. M1), auxilia na definição da fase hidrotermal a qual
	estas estruturas pertencem. Na matriz de algumas brechas ocorrem cristais de rutilo
	orientados ao longo de planos de cisalhamento (Figura 27F).
	M2, com
	espessuras submilimétricas a centimétricas, paralelas entre si e separados por rocha

inalteradas (sheeted veins), nas quais o quartzo e a clorita são os minerais dominantes, com carbonato, pirita, galena, esfalerita, calcopirita e ouro livre associados. Há uma tendência de nas vênulas predominar a clorita sobre o quartzo, enquanto nos veios mais espessos o quarto tende a ser volumetricamente mais importante. Duas características são frequentes neste sistemacentimétrico, tais fragmentos são sustentados por uma matriz hidrotermal, composta por quartzo, clorita, galena, esfalerita, calcopirita, pirita e mais raramente carbonato e ouro visível (Figura 26C, D e G). Em geral, as brechas são observadas nas estruturas em pull apart (Figura 26C e G), indicando uma origem tectônica para as mesmas. Nesta escala os fragmentos não mostram uma orientação preferencial, assim como a matriz da brecha não exibe qualquer tipo de foliação.

Em escala microscópica algumas texturas, feições de preenchimento e orientação mineral permitem estabelecer uma cronologia entre a deformação e o preenchimento destas estruturas. Os veios de quartzo apresentam a paragênese quartzo + clorita + carbonato ± rutilo ± albita + galena + calcopirita + esfalerita + pirita + ouro. Nos veios extensionais, o quartzo frequentemente ocorre sob a forma de cristais bipiramidais (Figura 17C; Figura 27A e B), com textura em pente (comb quartz; Figura 27C e D) ou, ainda, recristalizado ao longo de

  Discussão 

	Discussão	
	Tabela 9 -Síntese das características de cada uma das fases de mineralização associadas ao
	depósito TCZ.
		M1	M2
	Baixo teor de ouro (<2,5ppm)	Alto teor de ouro (entre 2,5 -70ppm)
	Associada a microfraturas e brechas	Associada a veios e brechas
	Restrita ao granito TCZ	Observada no granito TCZ e no andesito.
	Controle estrutural não definido	Estruturas mineralizadas são controladas por tectônica transcorrente sinistral e normal
	Muscovita fina + pirita + ouro	Quartzo + clorita + calcita + rutilo + albita + pirita + calcopirita + galena + ouro livre
	Idade argônio 1865 ± 5Ma; 1854 ± 5Ma?	Sem idade definida, mas corresponde ao último evento de mineralização com teores importantes.
	7.3.1.	Hipótese 1 -relação genética entre o magmatismo TCZ e a
		primeira fase de mineralização
	Nesta primeira hipótese a gênese do depósito TCZ começa com a colocação do
	granito homônimo entre 1996 -1989Ma, sem intervenção direta do tectonismo. Durante a
	cristalização do granito, alguns diques de andesito se alojaram, com o granito ainda
	parcialmente fundido (Figura 43A). A concentração de fluidos, com o avanço da
	cristalização gerou condições de sub-resfriamento que culminaram com cristalização dos
	aplitos e pegmatitos em presença de voláteis, mas antes do fundido atingir o ponto de
	saturação. Com o avanço da cristalização da rocha, ocorre a exsolução dos voláteis
	presentes no fundido, gerando um fraturamento hidráulico, de caráter rúptil, que se
	concentrou internamente à rocha, sem afetar as encaixantes (Figura 43B). A circulação dos
	fluidos liberados pelo processo de hidrofraturamento teria selado as fraturas no granito TCZ,
	com a cristalização de muscovita fina, pirita e o ouro associado a este sulfeto. Na sequência,
	os diques de andesito tardios se alojaram em meio ao granito (Figura 43C), bloqueando a
	circulação dos fluidos hidrotermais e mineralizando de forma localizada os contatos entre
	os diques e o granito. O granito se resfria e o sistema hidrotermal se extingue.

  é possível afirmar que as temperaturas associadas a alteração hidrotermal foram superiores a 200°C. Discussão Este processo de muscovitização associado a falhas pode explicar a formação da muscovita associada a M1, mas não há argumentos para explicar a cristalização da pirita e do ouro sem o aporte externo associado a um fluido, exceto por remobilização durante o processo de alteração sin-cinemática. Mas considerando que este processo altera somente

	o plagioclásio, não se observa nas amostras menos alteradas a presença de pirita
	magmática. Ainda, considerando o aporte externo de enxofre e ouro, porque o fluido
	originado a princípio da exsolução de uma mesma intrusão mudaria tão significativamente
	de composição?
	Uma dúvida semelhante pode ser colocada em relação a mudança no estilo de
	deformação entre M1 e M2. O mesmo evento tectônico poderia gerar estruturas com estilos
	e distribuição tão distintos?
	7.4.3. Tectônica associada ao magmatismo das Suítes Intrusivas
	Creporizão e Maloquinha

  DiscussãoDesta forma, ambas as hipóteses de evolução propostas para o deposito TCZ encontram embasamento na estruturação regional, não sendo possível, portanto, com base neste critério refutar nenhuma destas.7.4.4. Idades metalogenéticas da Província Aurífera do Tapajós Dados geocronológicos são restritos na Província Aurífera do Tapajós, sobretudo as datações dos eventos hidrotermais e da mineralização. Idades argônio e idades modelo Pb-Pb sugerem duas épocas metalogenéticas distintas na província, a primeira por volta de 1980Ma(Lafon e Coutinho, 2008) e a segunda por volta de 1880 -1860Ma(Lafon e Coutinho, 2008;[START_REF] Santos | Gold deposits of the Tapajós and Alta Floresta Domains, Tapajós-Parima orogenic belt, Amazon Craton, Brazil[END_REF]. As idades em torno de 1980Ma foram obtidas somente a partir de análises de Pb-Pb em cristais pirita e galena, enquanto as idades mais jovens foram obtidas por ambos os métodos. A ausência de idades argônio de mesma ordem de grandeza daquelas determinadas pelas analises U-Pb da primeira fase de mineralização

	pode ser um indicativo de que o magmatismo Maloquinha ocorrido ca. 1880 tenha afetado
	o sistema argônio dos minerais datáveis. De acordo com Santos et al. (2001), o
	magmatismo Maloquinha serviu como fonte de calor para os sistemas hidrotermais e as
	falhas pré-existentes desempenharam um papel preponderante na canalização dos fluidos
	hidrotermais/mineralizadores

  Ar/ 40 Ar dos minerais hidrotermais no depósito TCZ são compatíveis com

	Discussão
	Aurífera do Tapajós, não sendo possível, portanto, com base neste argumento refutar
	nenhuma destas.
	7.4.5. Estilo das mineralizações associadas às Suítes Intrusivas
	Creporizão e Maloquinha
	a segunda época metalogenética da Província Aurífera do Tapajós, porém, conforme
	discutido, a hipótese de rejuvenescimento do sistema argônio não pode ser
	desconsiderada. Apesar de as idades modelo das mineralizações associadas a Suíte
	Intrusiva Creporizão e ao complexo Cuiú-Cuiú se concentrarem em torno de 1980Ma, os
	dados obtidos variaram entre 2012 e 1910Ma, sugerindo que esta época metalogenética
	tenha se estendido por um amplo intervalo de tempo amplo.
	Desta forma, ambas as hipóteses de evolução propostas para o deposito TCZ
	encontram embasamento também nas épocas metalogenéticas identificadas na Província

  os veios gerados em resposta a tectônica atuante durante o magmatismo Maloquinha são predominantemente extensionais e associados a transcorrências sinistrais. brechas de fraturamento hidráulico e a um amplo sistema de zonas hidrotermais. Apesar de haver um fraturamento assistido por fluidos no depósito TCZ, as fraturas se limitam à escala microscópica e as brechas tipo I ocorrem de forma localizada. Ou seja, faltam no depósito TCZ os elementos típicos dos depósitos do sistema pórfiro. No zoneamento

	Discussão
	Desta forma, verifica-se que o padrão das estruturas associadas a M2 no depósito
	TCZ se assemelha mais o padrão das mineralizações geradas em resposta a tectônica
	distensional que controlou a colocação dos granitoides da Suíte Intrusiva Maloquinha, ou
	seja, a deformação imposta as rochas da Província Aurífera do Tapajós após 1882Ma, do
	que com as mineralizações associadas a D2. hidrotermal clássico do sistema pórfiro, a zona de alteração propilítica é extensa e envelopa
	A comparação da primeira fase de mineralização no depósito TCZ com o estilo de uma zona central de alteração potássica, definida pela neocristalização de silicatos de
	Na região do Cuiú-Cuiú, as mineralizações estão em granitoides da Suíte Intrusiva Parauari deformação nos demais depósitos presentes na Província Aurífera do Tapajós fica bastante alumínio e potássio, junto à qual os veios de quartzo em stockwork são abundantes (Jonh
	e Suíte Intrusiva Creporizão e associadas a veios preenchendo estruturas em pull apart limitada, já que tal padrão não foi encontrado na bibliografia pertinente. Apesar de feições et al., 2010). A alteração fílica ou argílica se desenvolvem localmente. Este zoneamento
	(garimpo Nhô -Santos e Coutinho, 2008 e depósito Central -Araújo, 2014), do tipo tension similares terem sido observadas no depósito Moreira Gomes, de acordo com Assunção e hidrotermal típico dos sistemas pórfiros não é observado no depósito em estudo. Ainda que
	gashes (garimpos Nhô e Guarim -Santos e Coutinho, 2008 e depósito Central -Araújo, Klein (2014) a sericita e os demais minerais hidrotermais (clorita, quartzo, carbonato e pirita) o sienogranito vermelho seja considerada uma rocha hidrotermal potássica, esta envelopa
	2014), com padrão stockwork (garimpo Nhô -Santos e Coutinho, 2008), com texturas em integram a mesma paragênese e, portanto, a mesma fase de mineralização. O controle a zona de alteração sericítica, num arranjo inverso ao observado nos sistemas pórfiros. Da
	pente (garimpo Nhô -Santos e Coutinho, 2008) e preenchendo cavidades (Assunção e estrutural da deformação em M1, apesar de ter sido sugerido, não pôde ser caracterizado. mesma forma, a cor vermelha do sienogranito está associada a um processo de
	Klein, 2014; Araújo, 2014; Assunção e Klein, 2014) Veios extensionais associados a Desta forma, comparações com o contexto tectônica regional ficam restritas. microclinização do feldspato potássico primário, em decorrência da deformação de baixa
	transcorrências sinistrais encaixados em granitoides da Suíte Intrusiva Maloquinha também temperatura que afetou o granito em estado sólido. Desta forma, esta facies não caracteriza
	foram descritos por Klein et al. (2000) nos garimpos Mamoal e Troca-Troca. uma zona de alteração potássica típica.
	Os depósitos Central (Araújo, 2014) e Moreira Gomes (Assunção e Klein, 2014) no 7.5. Hipóteses de evolução dos processos geradores do depósito de
	campo Cuiú-Cuiú, localizados cerca de 35km a NE do depósito TCZ apresentam ouro TCZ e as implicação sobre o no modelo genético da
	paragênese hidrotermal (sericita, clorita, quartzo, carbonato, pirita) e as feições mineralização
	microscópicas associadas ao preenchimento dos veios (i.e. quartzo hexagonal cristalizado
	a partir das paredes dos veios extensionais, sericita ao longo de microfraturas no feldspato
	potássico e alterando o plagioclásio em distintos graus, carbonato tardio) muito similares às
	observadas no depósito TCZ, assim como a pirita é o sulfeto dominante, com galena, Se considerada a relação causal entre o magmatismo e o sistema
	esfalerita e calcopirita em menor proporção. No depósito Central, estes sulfetos ocorrem de hidrotermal/mineralizador de M1 na primeira hipótese e as características gerais
	forma similar ao depósito TCZ, preenchendo fissuras e cavidades, enquanto no deposito relacionadas ao granito TCZ, tais como: (i) um magmatismo rico em fluidos; (ii) composição
	Moreira Gomes ocorrem como inclusão na pirita. A principal diferença entre estes dois monzogranítica; (iii) afinidade cálcio-alcalina; (iv) caráter metaluminoso; (v) o contexto pós-
	depósitos é que o depósito Central está encaixado em granitoides da Suíte Intrusiva colisional de colocação; (vi) mineralização associada à cúpula da intrusão, o sistema de
	Parauari (1983 ± 3Ma -Pb-Pb em zircão; Silva Junior et al., 2012) e o depósito Moreira mineralização de ouro relacionado a intrusões (IRGS) poderia ser considerado para a
	Gomes em granitoides da Suíte Intrusiva Creporizão (1997 ± 3 Ma -Pb-Pb em zircão; Silva classificação desta fase de mineralização no depósito TCZ. De acordo com Robert et al.
	Junior et al., 2012). Porém, datações pelo método Pb-Pb em pirita, revelam que a (2007), esse sistema de depósitos pode ser dividido em sistemas oxidados, que incluem os
	mineralização em ambos os depósitos pertence ao evento mineralizador de 1,86 Ga, com depósitos dos sistemas pórfiros e epitermais, assim como os depósitos escarnitícos
	idades modelo variando entre 1858 a 1907Ma (Silva Junior et al., 2012). Todas estas associados e, sistemas reduzidos, com associação metálica Au-Bi-Te-As em veios
	informações sugerem que, ainda que o depósito Moreira Gomes esteja encaixado em associados espacialmente e temporalmente com intrusões de caráter reduzido (série a
	granitoides da Suíte Intrusiva Parauari, a mineralização é posterior e relacionada ao ilmenita). Na primeira hipótese, foi considerada uma ligação genética entre o magmatismo
	magmatismo distensional da Província Aurífera do Tapajós.

granítico e a primeira fase de mineralização, a qual seria consequência do fraturamento hidráulico associado a exsolução de voláteis na região de cúpula do granito. Este processo é igual ao dos depósitos dos sistemas pórfiros, cuja mineralização está em veios, stockwork Discussão e A possibilidade de haver um volume restrito de fluidos no momento do fraturamento hidráulico poderia justificar a escala restrita do fraturamento e o desenvolvimento de um sistema hidrotermal de pequena expressão. Todavia, não há informações disponíveis que permitam embasar tal hipótese ou mesmo que permitam classificar M1 como uma mineralização do tipo pórfiro, considerando os modelos clássicos.

Mas mostra claramente a influência do evento magmático/mineralizador associado ao magmatismo Maloquinha.

  ConclusãoConsiderando que ambos os modelos encontram sustentação nas características dos sistemas relacionados à intrusões (IRGS), já que em ambas há relação genética entre o fluido hidrotermal e o magmatismo, seja na hipótese em que o fluido foi gerado pelo magmatismo TCZ em um sistema pórfiro, seja na hipótese em que o fluido foi gerado pelo Tabela 10 -Análise química em rochas total das diferentes amostras do TCZ. Dados das análises U-Pb em zircão obtidos pela técnica SHRIMP Tabela 15 -Dados das análises U-Pb em rutilo pela técnica LA-ICP-MS Dados obtidos para as amostras analisadas pelo método 40 Ar/ 39 Ar.

	206	224	202 203 204 205 207 208 209 212 213 214 217 222
	Discussão Conclusão Conclusão		
	7.7. A colocação dos diques de dacito e sua relação com a evolução do depósito TCZ Dacitos permanecem incompreendidas e por este motivo não foram discutidas em conjunto com as demais rochas . Estas rochas encerram o magmatismo na área do depósito e apresentas idade U-Pb em zircão (U-Pb CA-ID-TIMS em zircão) compreendida entre as idades de cristalização das duas fácies principais do granito (Fig. 14), que constituem suas encaixantes. A composição química desta rocha é distinta desde elementos maiores até os traços, assim como a assinatura geoquímica apresenta um padrão que" se assemelha ao das rochas ígneas geradas em ambientes anorogênicos e não ao das cálcio-alcalinas de alto potássio geradas em ambiente pós-colisional. Os zircões datados são interpretados como zircões herdados das rochas encaixantes. Ainda, não se pode descartar a possibilidade de contaminação desta amostra por enclaves do granito, uma vez que as Por isso novas datações são importantes para que se confirme a idade da rocha A alteração hidrotermal pervasiva, poderia sugerir uma relação com a primeira fase de mineralização, contudo teores de ouro só ocorrem associados a veios de quartzo e pirita (100-200ppb) e, as estruturas típicas da segunda fase de mineralização não são 8. Conclusão Os principais resultados deste trabalho são: • Pelos menos quatro tipos distintos de rochas compõem a área do depósito TCZ, na região dentro lesto da Província aurífera do Tapajós. Da rocha mais antiga para a mais jovem foi mostrado o alojamento sucessivo de (i) granodioritos e microgranodioritos que constituem as rochas encaixantes do depósito e que ocorrem externamente a zona mineralizada; (ii) sienogranitos a monzogranito que • Os dados geoquímicos integrados com os dados estruturais e geocronológicos sugerem que as rochas do Tocantinzinho foram geradas pelo magmatismo associadas a estruturas rúpteis, para as quais a segunda fase apresenta um controle tectônico bem definido. As duas fases de mineralização estão restritas espacialmente a corredor tectônico limitado pelas falhas transcorrentes sinistrais de direção N100°-130°E; • A primeira fase de mineralização tem um controle tectônico menos óbvio e apresenta uma mineralização de baixo teor associada a microfraturas e brechas preenchidas por muscovita e pirita. A geração destas fraturas foi atribuída a processos de fraturamento hidráulico e o modelo de mineralização do tipo pórfiro foi sugerido, mas características importantes destes sistemas mineralizadores estão ausentes e desta forma o modelo resta sem comprovação; • A segunda fase de mineralização de alto teor em ouro foi controlada espacial e geneticamente por falhas transcorrentes sinistrais com uma componente normal. As estruturas mineralizadas de direção N30°-60°E são veios tipo tension gashes e brechas em pull apart preenchidas principalmente por quartzo e clorita, com galena, magmatismo Maloquinha e a mineralização é distal em relação ao plúton gerador do fluido, mantêm-se a classificação do depósito TCZ como um IRGS previamente feita por Juras et al. (2011), Villas et al. (2013), Santiago et al. (2013). Qualquer que seja o modelo adotado, as consequências deste trabalho sobre os projetos de exploração do depósito TCZ são fundamentais. Foi demonstrado claramente que a tectônica foi um fator essencial a formação do depósito, desenvolvida em contexto rúptil e concentrada em um corredor tectônico de direção N100°E. Os guias prospectivos estão melhor definidos, com a determinação da importância deste corredor tectônico, da existência de uma componente tectônica normal, que permite considerar uma possível extensão em profundidade em direção a NW, seguindo a direção do corredor tectônico e também a presença de intrusões associadas ao magmatismo Maloquinha considerados fonte importante de metais e fluidos. Neste contexto, é fundamental a associação de três condicionantes à prospecção: direção estrutural de N100°E, evento tectônico sinistral normal e magmatismo Maloquinha para determinar zonas prospectivas potenciais. A abertura da mina no depósito TCZ permitirá a verificação da veracidade do modelo estrutural interpretado e avanços na compreensão do modelo genético. Assim como será possível verificar se a variação na direção da falha principal, entre N100°E e N130°E, pode estar associada a abertura de um sítio em pull apart, que poderá configurar zonas importantes de concentração de minério e Amostra Encaixantes Andesitos Andesito hidrotermalizado 111-1G 111-3G G02-10G 107_am6 G02-P3 G02-P4 105_am7 Rocha Granodiorito Granodiorito vermelho Microgranit o Granodiorit o alterado. Andesito porfirítico Andesito maciço Andesito maciço alt. Al2O3 % 16,12 15,98 16,19 16,07 17,01 10,61 15,81 SiO2 % 66,04 64,4 65,69 61,09 56,47 50,86 38,06 CaO % 2,96 2,98 3,3 4,11 6,08 6,59 12,05 K2O % 3,27 3,33 3,31 2,34 2,71 2,8 4,4 MgO % 1,3 1,3 1,3 1,74 3,18 13,82 5,58 Na2O % 4,42 4,57 4,33 6,0 4,15 1,76 0,04 Fe2O3 % 3,63 3,59 3,69 4,1 6,99 8,92 9,07 FeO % 1,73 1,92 1,83 2,29 3,35 6,38 5,26 P2O5 (%) % 0,19 0,18 0,17 0,2 0,36 0,26 0,16 MnO (%) % 0,06 0,07 0,06 0,08 0,11 0,16 0,5 TiO2 (%) % 0,45 0,46 0,47 0,48 0,96 0,79 0,65 Cr2O3 (%) % 0 0 0 0 0,006 0,158 0,042 LOI (%) % 1,2 2,7 1 3,5 1,5 2,7 13,2 TOT/C (%) % 0,05 0,27 0 0,64 0,06 0,02 2,74 TOT/S (%) % 0 0 0 0 0,03 0 1,51 Cs(ppm) ppm 1,8 1,6 2,6 1,3 1,7 3,6 7,8 Ga ppm 18,6 18,1 16,9 18,9 19,4 14,3 25,2 Hf ppm 4,7 4,8 5 5,3 5,6 3,2 1,9 Ba ppm 1416 1425 1585 1065 1450 1165 490 Be ppm 2 3 2 2 <1 <1 3 Co ppm 70,1 74 64,9 49,2 52,5 64,7 185,4 Nb ppm 7,3 8 7,4 8,9 14 9,6 5,2 Ni ppm 0 0 0 0 30 469 92 Rb ppm 91,7 97,8 86,2 71,1 83,1 99,6 319,4 Sc ppm 6 6 6 7 15 19 26 Sn ppm 1 2 1 1 2 2 3 Sr ppm 789,4 797,3 800,6 763,4 701,4 487,7 537,7 Ta ppm 0,7 0,6 0,6 0,6 0,9 0,6 0,8 Th ppm 8 9 10,5 8,8 14 7,3 2,7 U ppm 1,8 2,4 3 2,6 3,5 1,5 0,9 V ppm 58 55 53 64 182 153 142 W ppm 464,3 495,4 507,6 263,5 225,9 94,2 964,8 Amostra Encaixantes Andesito Andesito hidrotermalizado 111-1G 111-3G G02-10G 107_am6 G02-P3 G02-P4 105_am7 Rocha Granodiorito Granodiorito vermelho Microgranit o Granodiorit o hidrotermal. Andesito porfirítico Andesito maciço Andesito maciço alt. Y ppm 15,1 12,8 13 18,6 23,2 17,9 18,8 Zr ppm 180,9 167,2 189,2 205,3 234 123,3 79,4 Ag ppm 0 0 0 0 0 0 0,5 As ppm 0 0 0 0,7 0 0 8,7 Au ppb 0 0 0 0,02 0,01 0 0,63 Bi ppm 0 0 0 0 0 0 1 Cd ppm 0 0 0 0 0 0 0,2 Cu ppm 8,5 10,4 9,6 27,9 67,7 67,6 6 Hg ppm 0 0 0 0 0 0 0 Mo ppm 1,3 0,2 0,3 3 1,1 0,5 1 Ni ppm 9 8,8 9 9,8 18,1 268,5 83,2 Pb ppm 9,3 12 7,1 7,9 10,7 3,3 51 Sb ppm 0 0 0 0,1 0,1 0 0 Se ppm 0 0 0 0 0 1,1 Tl ppm 0 0 0,2 0 0,3 0,1 Zn ppm 56 62 55 80 45 34 87 La ppm 39,5 39,6 41,9 40,7 54,2 24,3 15,1 Ce ppm 76,5 77,5 79 81,2 104,6 52,6 32,8 Pr ppm 8,24 8,75 8,54 9,18 11,89 6,18 4,21 Nd ppm 29,2 30,7 29,8 34,6 43,7 24,6 17 Sm ppm 4,8 4,89 4,72 5,93 7,72 4,48 3,72 Eu ppm 1,06 1,05 1,05 1,13 1,73 1,18 1,33 Gd ppm 3,48 3,7 3,35 4,68 6,09 4,19 3,8 Tb ppm 0,5 0,44 0,48 0,66 0,82 0,57 0,58 Dy ppm 2,7 2,7 2,44 3,53 4,36 3,33 3,41 Ho ppm 0,49 0,46 0,46 0,59 0,78 0,61 0,61 Er ppm 1,49 1,35 1,43 1,93 2,18 1,66 1,94 Tm ppm 0,23 0,22 0,22 0,27 0,34 0,25 0,29 Yb ppm 1,6 1,41 1,36 1,71 2,14 1,65 1,73 Lu ppm 0,22 0,22 0,22 0,26 0,32 0,21 0,26 Fe 3 +/Fe 2 + 0,88 0,68 0,81 0,60 0,87 0,25 0,55 Amostra Granitos menos alterados Granitos hidrotermalizados Dacito 105_am1 08-11G Andesito porf. alt. Dacito alterado . 13,4 13,41 44,36 78,05 6,63 0,03 2,45 3,55 9,39 0,26 1,43 1,73 7,8 1,09 6,23 0,22 0,16 0 0,18 0,01 0,58 0,009 0,102 0 13,2 1,7 2,78 0 0 0,02 5,6 5,9 13,8 34,2 2,1 6,9 442 208 3 6 47,5 40,9 4,7 41,6 243 0 159,1 371,4 17 0 1 18 562 29,1 0,3 5,2 2,9 24, 0,8 17,4 119 8 81,6 339,4 Dacito 105_am1 08-11G Andesito porf. alt. Dacito Alt. Álcali-feldspato Granitos menos alterados 94-6G 135-7G Álcali-feldspato granito verm. Quartzo sienito granof. 13,32 12,98 72,36 74,36 1,16 0,6 5,12 5,56 0,43 0,23 3,52 3,2 1,37 1,0 0,68 0,36 0,06 0,03 0,04 0,02 0,29 0,25 0 0 2,1 1,6 0,21 0,11 0,23 0,34 1,8 1 12,6 13 5,8 4,7 793 503 3 1 88,9 75 11,8 12,6 0 0 148,1 154,9 4 3 2 1 140,9 111,3 1,1 1,1 13,3 13,3 2,9 3 15 13 633,1 593,5 Continua... Granitos menos alterados 94-6G 135-7G granito verm. Quartzo sienito granof. 9,6 125,2 34,2 30,3 83,3 78,5 211,1 146,6 0 0 0 0,4 1 0 0,7 1,4 0,01 0,01 0,11 0,09 0 0,2 0,3 0,3 0 0 0 0 10 60,6 8,7 14,6 0 0 0 0,01 0,2 1,2 1,2 13,2 232,5 2,2 6,4 5,9 8,7 20,4 11,2 25 0 0 0 0 0 0 0 0 0,2 0,2 0 0 76 8 22 9 16,1 1,3 59,2 44 33,7 3,7 132,2 93,7 3,79 0,65 14,71 11,06 14,7 3,8 51,3 38,6 2,86 3,76 9,42 7,28 0,7 0,28 1,1 0,71 2,4 9,05 7,23 5,95 0,36 2,4 1,12 0,99 2,16 17,33 6,59 5,9 0,41 3,76 1,25 1,13 1,24 12,25 3,51 3,33 0,17 1,9 0,53 0,51 1,15 11,95 3,28 3,18 0,18 1,84 0,49 0,46 0,12 3,45 0,81 1,44 Continua... 94-8G 105_am15 116_am1 9G 85_am5 116_am 6 105_am5 10_am3 85_am3 85_am8 rocha Monzo granito rosa Álcali-feldspato granito seq. Ting 1/6 Monzo-granito seq. Ting 2/6 seq. Ting 3/6 Sienogranito Monzogranito Brecha tipo 1 sienogranito Al2O3 % 13,67 11,89 13,08 13,06 12,89 13,87 10,02 16,66 14,66 12,73 SiO2 % 72,31 76,62 73,66 74,61 75,07 73,67 76,36 60,61 73,33 73,62 CaO % 0,99 0,17 0,49 0,62 0,26 0,47 0,96 0,66 0,14 1,42 K2O % 5,3 4,58 5,37 4,86 4,82 5,32 4,09 6,18 4,64 4,78 MgO % 0,37 0,30 0,42 0,50 0,58 0,47 0,42 0,32 1,07 0,46 Na2O % 3,6 2,8 3,1 2,5 3,3 3,3 2,2 4,8 2,2 3,3 Fe2O3) % 1,3 1,6 1,4 1,2 1,2 1,3 3,0 5,9 1,5 1,2 FeO (%) % 0,52 0,25 0,41 0,47 0,37 0,7 0,57 0,4 0,62 0,41 P2O5 (%) % 0,04 0,04 0,04 0,04 0,03 0,04 0,04 0,06 0,06 0,04 MnO (%) % 0,03 0 0,02 0,02 0,01 0,02 0,04 0,02 0,01 0,04 TiO2 (%) % 0,32 0,24 0,29 0,31 0,19 0,26 0,21 0,36 0,2 0,24 Cr2O3 (%) % 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 LOI (%) % 1,8 1,4 1,9 2 1,4 1 2,5 4,1 2 2 TOT/C (%) % 0,18 0,04 0,09 0,11 0,04 0,07 0,19 0,1 0,03 0,29 TOT/S (%) % 0,39 0,81 0,55 0,19 0,36 0,11 1,6 4,25 0,11 0,36 Cs(ppm) ppm 2,2 1,8 1,6 2,7 2,1 1,9 1,3 2,1 4,4 2,1 Ga ppm 13,2 13,6 14,3 13,9 15,3 16,5 10,9 16,4 20,4 12,1 Hf ppm 6,1 5,3 6,7 6 5,2 5,6 4,6 7 3,4 5,6 Ba ppm 781 619 612 559 557 669 464 801 564 1320 Be ppm 0 5 0 3 0 4 3 1 6 4 Co ppm 63,2 85,4 72,4 63,3 74,4 73,1 83,9 53,7 70,6 66,2 Nb ppm 12,2 10,3 14,3 14,1 19,8 13,3 9,8 25 10,1 8,7 Ni ppm 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 Rb ppm 150,3 157,4 179,1 188,2 169,9 177 130,8 175,5 278,4 165,1 Sc ppm 4 4 4 4 4 3 3 4 5 3 Sn ppm 2 2 2 2 2 2 1 2 4 1 Sr ppm 144,3 112,4 107,4 102,7 102,9 113,7 77,4 164,3 84,4 167,3 Ta ppm 1,1 0,9 1,2 1,2 1,3 1,2 0,9 1,3 0,9 0,7 Th ppm 12,7 13,1 13,4 17,7 13,3 12,8 10,6 14,6 10 28,5 U ppm 2,5 3,6 3,3 3,9 7,8 3,1 1,8 4,1 2,7 3 V ppm 11 18 15 22 11 17 15 14 37 16 Continua... Amostra Granitos menos alterados Granitos hidrotermalizados 94-8G 105_am15 116_am1 9G 85_am5 116_am 6 105_am5 10_am3 85_am3 85_am8 rocha Monzo granito rosa Álcali-feldspato granito seq. Ting 1/6 Monzo-granito seq. Ting 2/6 seq. Ting 3/6 Sienogranito Monzogranito Brecha tipo 1 sienogranito W ppm 506 639,2 646,4 539,9 580,6 531,7 659,4 366,6 632,7 485,2 Y ppm 36,9 31,4 39,1 41,4 29,3 31,3 27,1 43,4 13,6 11 Zr ppm 229,3 178,5 217,3 206,9 143 192,1 159,6 232,6 125 204,7 Ag ppm 2,2 1,2 1,1 0,1 2 0,1 2,3 2,8 0,2 0,3 As ppm 1,9 1,9 5,8 0,8 7,1 0,9 2,4 2,6 0,7 4,1 Au ppb 18,76 3,44 0,76 37,7 18,00 0,01 6,59 28,89 0,33 1,40 Bi ppm 2,8 0,5 <0.1 0,0377 0,4 0,3 0,3 1 0,7 0,3 Cd ppm 0 0 0,1 0 <0.1 <0.1 0 0 0 <0.1 Cu ppm 73 45,9 16,6 0 31,9 8,2 39 11,2 91,1 4,5 Hg ppm * 0 <0.01 9,4 <0.01 <0.01 0 0 0 <0.01 Mo ppm 0,9 10,1 0,8 0 0,7 0,5 0,3 3,8 2,3 0,1 Ni ppm 4,7 6,9 5,5 0,6 5,6 4,8 7,7 5 6,7 4,4 Pb ppm 37,8 1257,5 37,4 5,2 16,9 1184,7 14,6 79,3 20 29,4 Sb ppm 0 0 0 15,8 0 0 0 0 0 0 Se ppm 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 Tl ppm 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 Zn ppm 15 6 20 0 14 16 17 12 14 9 La ppm 61,6 52,6 54,7 12 44,9 54,4 47,9 62 28,8 56,1 Ce ppm 132,9 108,2 108,6 57,8 97,9 114,2 104,6 130,9 59,4 101,8 Pr ppm 15,01 12 12,6 130,5 11,54 12,76 11,43 14,83 6,55 10,28 Nd ppm 57,8 43,6 45,6 15,08 40,4 44,8 42,2 53,6 23,4 33,3 Sm ppm 9,73 7,97 8,07 53,5 7,53 7,86 7,2 9,66 4,18 4,73 Eu ppm 1,26 0,86 0,87 10 0,78 0,92 0,88 1,15 0,5 0,8 Gd ppm 7,86 6,54 7,07 1,13 5,95 6,4 5,96 8,44 2,98 3,26 Tb ppm 1,21 1,05 1,13 8,31 0,94 1,03 0,9 1,37 0,43 0,39 Dy ppm 6,75 6,09 6,51 1,31 5,55 5,88 5,07 7,99 2,29 1,79 Ho ppm 1,28 1,18 1,37 7,98 1,02 1,06 0,91 1,6 0,44 0,33 Er ppm 3,62 3,53 3,9 1,54 3,23 3,24 2,97 4,72 1,38 0,98 Tm ppm 0,54 0,48 0,61 4,45 0,47 0,52 0,44 0,7 0,21 0,17 Yb ppm 3,36 3,09 3,97 0,66 3,22 3,16 2,64 4,34 1,43 1,24 Lu ppm 0,5 0,42 0,55 4,02 0,46 0,48 0,37 0,62 0,25 0,21 Fe 3 +/Fe 2 + 1,24 4,72 2,05 1,84 0,61 0,60 3,78 12,27 1,22 1,54 Continua... amostra Granitos hidrotermalizados Aplitos menos alterados Aplito brechado 85_am10 09-124 107_am25s eq. 94-5G 107_am 15 107_am19 140_am2 rocha seq. Ting 5/6 Granito hematizado Ting 6/6 Aplito rosa aplito granofíri co Aplito vermelho Brecha tipo II Al2O3 % 13,33 12,78 14,53 12,84 12,91 11,99 8,23 SiO2 % 71,84 71,66 72,14 76,33 76,1 78,04 82,43 CaO % 1,79 2,31 0,57 0,74 0,32 0,62 1,1 K2O % 5 4,62 5,6 4,35 4,91 4,08 2,37 MgO % 0,36 0,70 0,44 0,12 0,11 0,03 0,45 Na2O % 3,6 3,1 3,8 4,0 3,5 4,0 2,2 Fe2O3) % 1,4 1,3 0,9 0,4 0,8 0,2 1,2 FeO (%) % 0,8 0,3 0,48 0,18 0,15 0,11 0,55 P2O5 (%) % 0,05 0,05 0,06 0 0 0,01 0,01 MnO (%) % 0,05 0,07 0,02 0,01 0 0 0,05 TiO2 (%) % 0,29 0,26 0,29 0,06 0,05 0,05 0,07 Cr2O3 (%) % 0 0 0 0 0 0 0 LOI (%) % 2,1 3 1,4 1 1,1 0,8 1,7 TOT/C (%) % 0,33 0,49 0,08 0,12 0,05 0,12 0,24 TOT/S (%) % 0,03 0 0 0,08 0,44 0 0,3 Cs(ppm) ppm 2,3 2,3 1,8 1,2 2,7 1 1 Ga ppm 14,7 12,4 15,4 14,2 14,4 12 11 Hf ppm 6,4 5,2 5,6 2,8 2 1,9 2,1 Ba ppm 626 530 991 201 253 206 200 Be ppm 1 2 4 2 0 0 2 Co ppm 66,9 64 70,2 91,2 91,5 118,5 97,2 Nb ppm 13,3 12 13,9 16,6 7,9 7,1 6 Ni ppm 0 0 0 0 0 0 0 Rb ppm 156,1 155,6 167,3 132,8 176,8 119,8 89,2 Sc ppm 4 3 5 4 5 2 5 Sn ppm 2 2 2 0 1 0 1 Sr ppm 181,1 101,2 212,7 83,5 76,2 107,1 82,3 Ta ppm 1,2 1 1 1,8 0,7 1 0,9 Th ppm 21,3 14,1 14,8 23,1 20,6 13,5 8,9 U ppm 4,4 2,4 3,2 11,3 9,1 2,7 5,9 V ppm 14 17 18 0 11 0 19 Conclusão... Amostra rocha Granitos hidrotermalizados Aplitos menos alterados Aplito brechado 85_am10 09-124 107_am25s eq. 94-5G 107_am 15 107_am19 140_am2 seq. Ting 5/6 Granito hematizado Ting 6/6 Aplito rosa aplito granofírico Aplito vermelho Brecha tipo II W ppm 495,3 533,1 498,2 758,3 807,8 1182,9 824,1 Y ppm 43,2 34,2 32,8 12,1 6,4 7,2 29 Zr ppm 220,7 172,7 210 49,5 39,7 35,2 47,3 Ag ppm 0 0 0,2 0 1,3 0 1,8 As ppm 0 0 0 0 1,1 0 1,2 Au ppb 0,02 0,00 0,80 0,08 8,76 0,12 11,32 Bi ppm <0.1 0,3 0,3 0,1 0,9 0,3 0,7 Cd ppm <0.1 0 <0.1 0 0 0 0,1 Cu ppm 5,5 2,4 14,7 48,1 3,1 1,6 4,6 Hg ppm <0.01 0 * 0 0 0 0,01 Mo ppm 0,2 0,1 0,6 5,3 0,4 0,1 0,3 Ni ppm 4,2 6,1 4,5 5,9 8,6 7,6 9,5 Pb ppm 6,2 3,9 3,7 39,3 15,4 1,8 282,9 Sb ppm 0 0 0 0 0 0 0 Se ppm 0 0 0 0 0 0 0 Tl ppm 0 0 0 0 0 0 0 Zn ppm 20 15 9 5 4 0 21 La ppm 65,7 41,8 71 12,1 11,5 7,5 11,3 Ce ppm 134,2 103,9 145,4 23,2 22,3 15,3 26,1 Pr ppm 15,05 10,4 17,09 2,47 2,17 1,39 3,03 Nd ppm 55,5 38,6 62,5 8,5 7 4,5 11 Sm ppm 10,36 7,28 11,11 1,54 1,09 0,78 2,37 Eu ppm 1,24 0,83 1,41 0,23 0,14 0,18 0,41 Gd ppm 8,81 6,66 9,05 1,69 0,74 0,98 3,06 Tb ppm 1,38 1,09 1,18 0,31 0,11 0,2 0,62 Dy ppm 8,45 6,36 6,12 2,11 0,69 1,22 3,81 Ho ppm 1,55 1,28 1,11 0,42 0,2 0,26 0,87 Er ppm 4,6 3,59 3,41 1,54 0,61 0,9 2,86 Tm ppm 0,67 0,53 0,5 0,26 0,12 0,14 0,53 Yb ppm 4,07 3,35 3,04 2,08 0,96 1,02 3,64 Lu ppm 0,61 0,48 0,46 0,38 0,19 0,19 0,62 Fe 3 +/Fe 2 + 0,51 2,98 0,68 1,09 3,97 0,96 0,88 Anexo II -Dados geocronológicos Tabela 11 -Elementos Razões isotópicas Idades aparentes (Ma) Spot 206 Pb* (ppm) 206 Pb** (%) Th (ppm) U (ppm) Th/U 207Pb 206Pb 1σ (±%) 207Pb 235Pb 1σ (±%) 206Pb 238U 1σ (±%) 206Pb 238U 1σ 207Pb 206Pb 1σ Hornblenda-biotita granodiorito (111-1G) 111-1G-1.1 46.9 0.31 99 147 0.7 0.1234 0.8 6.31 1.2 0.3707 0.9 2033 16 2006 111-1G-2.1 49.7 0.16 125 163 0.79 0.1222 0.7 5.97 1.1 0.3542 0.9 1955 15 1988 111-1G-3.1 151.7 0.14 583 519 1.16 0.1216 0.4 5.7 1 0.3396 0.8 1885 14 1980 111-1G-4.1 161.1 0.11 559 535 1.08 0.1207 0.3 5.83 0.9 0.3501 0.8 1935 13 1967 111-1G-5.1 48.9 0.12 205 160 1.33 0.119 1.1 5.85 1.4 0.3566 0.9 1966 15 1941 111-1G-6.1 78.8 0.06 248 261 0.98 0.1221 0.4 5.91 0.9 0.351 0.8 1940 14 1987 Hornblenda-biotita granodiorito (111-3G) 111-3G-1.1 46.9 0.17 181 152 1.23 0.1207 0.6 5.96 1.1 0.358 1 1973 16 1966 111-3G-2.1 65.9 0.32 184 216 0.88 0.1226 0.6 5.98 1.1 0.354 0.9 1954 15 1994 111-3G-3.1 40.9 0.11 148 138 1.11 0.1218 0.7 5.8 1.3 0.3455 1.2 1913 19 1983 111-3G-4.1 66.5 0.26 289 214 1.4 0.1235 0.6 6.15 1.1 0.361 0.9 1987 15 2008 111-3G-5.1 132.5 0.29 494 428 1.19 0.1235 0.5 6.12 0.9 0.3594 0.8 1979 14 2007 111-3G-6.1 63 0.06 166 212 0.81 0.122 0.5 5.81 1 0.3453 0.9 1912 14 1985 Andesito (G02-4G) G02-4G-1.1 30.6 1.39 83 101 0.86 0.1227 1.7 5.91 2.4 0.3494 1.7 1932 29 1996 G02-4G-2.1 114.7 0.3 205 354 0.6 0.1224 0.6 6.34 1.9 0.3756 1.8 2056 31 1991 G02-4G-3.1 97.5 0.37 580 374 1.6 0.1207 0.6 5.03 1.8 0.3021 1.7 1702 25 1966 G02-4G-4.1 14.8 0.7 59 48 1.26 0.1218 1.6 5.93 2.9 0.3531 2.4 1950 40 1982 G02-4G-5.1 45.7 0.21 127 150 0.87 0.1233 0.7 6.01 1.8 0.3535 1.7 1951 28 2005 G02-4G-6.1 20.2 0.46 84 283 0.31 0.0572 2.5 0.65 3 0.0829 1.7 514 8 498 G02-4G-7.1 76.7 0.14 320 251 1.32 0.1231 0.6 6.03 1.8 0.3553 1.7 1960 28 2001 G02-4G-8.1 45.6 0.4 86 142 0.62 0.1218 0.9 6.23 1.9 0.371 1.7 2034 29 1982 G02-4G-9.1 19.9 0.03 81 65 1.29 0.1241 0.8 6.13 1.9 0.3581 1.8 1973 30 2017 G02-4G-10.1 107.8 0.25 294 381 0.8 0.1215 0.5 5.5 1.8 0.3283 1.7 1830 28 1978 G02-4G-11.1 24.5 0.22 65 80 0.84 0.124 0.9 6.06 2 0.3543 1.8 1955 30 2014 G02-4G-12.1 75.6 0.33 233 268 0.9 0.1228 0.6 5.55 1.8 0.3277 1.7 1827 27 1998 Álcali-feldspato granito (94-6G) 94-6G-1.1 44.4 0.49 184 251 0.76 0.119 0.9 3.36 1.9 0.2045 1.7 1199 18 1942 94-6G-2.1 31 0.55 116 117 1.03 0.123 1 5.21 2.2 0.3073 1.9 1727 29 2000 Continuação... Elementos Razões isotópicas Idades aparentes (Ma) spot 206 Pb* (ppm) 206 Pb** (%) Th (ppm) U (ppm) Th/U 207Pb 206Pb 1σ (±%) 207Pb 235Pb 1σ (±%) 206Pb 238U 1σ (±%) 206Pb 238U 1σ 207Pb 206Pb 1σ 94-6G-3.1 29 0.47 79 93 0.88 0.1229 1 6.12 2 0.3609 1.8 1987 30 1999 94-6G-4.1 31.5 0.53 104 148 0.72 0.1225 1.1 4.16 2.1 0.2466 1.8 1421 23 1993 94-6G-5.1 101.9 0.07 199 327 0.63 0.1219 0.4 6.1 1.7 0.3627 1.7 1995 28 1984 94-6G-6.1 29.8 0.14 139 157 0.92 0.1209 0.8 3.69 1.9 0.2213 1.7 1289 20 1970 94-6G-7.1 92.1 0.19 284 345 0.85 0.1224 0.5 5.23 1.7 0.3103 1.7 1742 25 1991 94-6G-8.1 69 0.05 274 240 1.18 0.1237 0.5 5.7 1.7 0.3343 1.7 1859 27 2011 94-6G-9.1 104 0.14 125 223 0.58 0.1239 0.9 9.28 1.9 0.5432 1.7 2797 39 2014 94-6G-9.2 40.3 0.08 205 184 1.15 0.1213 0.7 4.26 1.8 0.2547 1.7 1463 22 1975 94-6G-10.1 72 0.13 494 449 1.13 0.1225 0.5 3.15 1.7 0.1864 1.6 1102 17 1993 94-6G-11.1 52.6 0.35 337 236 1.48 0.1206 0.7 4.31 1.8 0.2589 1.7 1484 22 1965 94-6G-12.1 44.8 0.34 192 169 1.17 0.1222 0.7 5.17 1.8 0.3071 1.7 1726 26 1988 Quartzo sienito granofírico (135-7G) 135-7G-1.1 22.9 0.22 84 75 1.16 0.1241 1 6.02 1.5 0.3519 1.2 1944 20 2015 135-7G-2.1 52.4 0.15 216 177 1.26 0.1224 0.6 5.81 1.1 0.3441 1 1906 16 1991 135-7G-3.1 11.5 0.29 50 37 1.41 0.1217 1.9 6.08 2.3 0.3625 1.2 1994 21 1981 135-7G-4.1 36 0.2 167 138 1.25 0.1213 0.8 5.07 1.2 0.3029 0.9 1706 14 1975 135-7G-5.1 21.5 0.2 96 69 1.44 0.1234 1.1 6.16 1.5 0.3624 1.1 1994 19 2005 135-7G-6.1 14.6 0.59 64 47 1.42 0.1208 1.6 5.98 1.9 0.3591 1.1 1978 20 1969 135-7G-7.1 28.5 0.21 87 92 0.98 0.1216 0.8 6.06 1.3 0.3614 1 1989 17 1980 135-7G-8.1 22.1 0.3 133 89 1.54 0.1212 1.1 4.84 1.5 0.2895 1 1639 14 1974 135-7G-9.1 25.8 0.18 122 85 1.49 0.1226 0.8 5.98 1.3 0.3539 1 1953 16 1995 135-7G-10.1 32.1 0.77 657 227 2.99 0.1184 1.2 2.67 1.5 0.1635 0.9 976 8 1932 135-7G-11.1 26.8 0.46 98 129 0.79 0.1219 1 4.03 1.4 0.2401 0.9 1387 12 1984 135-7G-12.1 23.9 0.16 118 155 0.79 0.1224 1.1 3.02 1.4 0.1788 0.9 1061 9 1991 Quartzo sienito (94-8G) 94-8G-1.1 41.1 0.17 171 243 0.73 0.1218 0.9 3.3 1.3 0.1967 0.9 1157 10 1982 94-8G-2.1 27.8 0.14 226 113 2.06 0.1237 0.8 4.85 1.2 0.2845 0.9 1614 13 2011 94-8G-3.1 20.8 0.12 116 67 1.81 0.124 0.9 6.2 1.4 0.3628 1 1995 17 2014 94-8G-4.1 37.6 0.54 238 191 1.29 0.122 1 3.83 1.3 0.2278 0.9 1323 11 1986 Continuação... Conclusão... Continua... Continua... Conclusão... Continuação... Elementos Razões isotópicas Idades aparentes (Ma) spot 206 Pb* (ppm) 206 Pb** (%) Th (ppm) U (ppm) Th/U 207Pb 206Pb 1σ (±%) 207Pb 235Pb 1σ (±%) 206Pb 238U 1σ (±%) 206Pb 238U 1σ 207Pb 206Pb 1σ 94-8G-5.1 61.2 0.28 305 192 1.64 0.1216 0.7 6.19 1.1 0.3692 0.9 2026 16 1981 94-8G-6.1 31.5 0.99 139 184 0.78 0.1231 1.4 3.34 1.6 0.1968 0.9 1158 9 2002 94-8G-7.1 40.2 0.14 229 149 1.58 0.1238 0.7 5.35 1.1 0.3131 0.9 1756 14 2012 94-8G-8.1 33 0.16 118 133 0.92 0.1234 0.9 4.92 1.3 0.2889 0.9 1636 13 2006 94-8G-9.1 49.9 0.27 231 192 1.24 0.1202 0.7 5.01 1.2 0.3022 0.9 1702 13 1959 94-8G-10.1 46.5 0.26 209 171 1.27 0.1206 0.7 5.26 1.1 0.3163 0.9 1772 14 1965 94-8G-11.1 36 0.06 133 115 1.2 0.1217 0.7 6.12 1.2 0.3646 0.9 2004 16 1982 94-8G-12.1 72.1 0.21 237 243 1.01 0.1217 0.5 5.79 1 0.3448 0.9 1910 14 1981 94-8G-13.1 56.6 0.27 122 213 0.59 0.1191 0.7 5.06 1.1 0.3081 0.9 1732 13 1942 Monzogranito com alteração sericítica (17-9G) 17-9G-1.1 223.8 0.38 162 588 0.28 0.1194 0.6 7.26 1.1 0.4413 0.9 2356 18 1947 17-9G-2.1 36.6 1.22 152 119 1.31 0.123 2.3 5.99 2.5 0.3531 0.9 1949 16 2000 17-9G-3.1 29.3 0.39 159 96 1.72 0.1246 0.9 6.1 1.3 0.3548 1 1958 16 2024 17-9G-4.1 41.2 0.37 154 134 1.18 0.121 0.8 5.93 1.2 0.3554 0.9 1961 15 1972 17-9G-5.1 23.7 0.35 116 79 1.52 0.1231 1 5.89 1.4 0.3467 1 1919 16 2002 17-9G-6.1 51.1 0.64 186 164 1.17 0.1233 1 6.11 1.4 0.3597 0.9 1981 15 2004 17-9G-7.1 36.7 0.24 132 120 1.14 0.1207 0.8 5.93 1.2 0.356 0.9 1963 16 1967 17-9G-8.1 29.9 0.4 160 98 1.69 0.1228 1 6.01 1.4 0.355 1 1959 16 1997 17-9G-9.1 68.3 0.02 237 219 1.12 0.1223 0.5 6.11 1 0.3623 0.9 1993 16 1989 17-9G-10.1 69 0.16 380 222 1.77 0.1209 0.5 6.03 1 0.3616 0.8 1990 15 1969 17-9G-11.1 71.6 0.07 199 231 0.89 0.1218 0.5 6.05 1 0.3601 0.8 1983 15 1982 17-9G-12.1 141.8 0.23 430 479 0.93 0.1231 0.4 5.83 0.9 0.3439 0.8 1905 13 2001 Biotita micromonzogranito (G02-10G) G02-10G-1.1 97.2 0.64 155 302 0.53 0.1225 0.8 6.28 1.8 0.3721 1.7 2039 29 1992 G02-10G-2.1 51.9 0.08 260 168 1.6 0.1233 0.6 6.12 1.8 0.3597 1.7 1981 29 2005 G02-10G-3.1 59.4 0.01 211 191 1.14 0.1222 0.5 6.1 1.7 0.3617 1.7 1990 29 1989 G02-10G-4.1 46.7 0.19 123 148 0.86 0.1219 0.6 6.15 1.8 0.3657 1.7 2009 29 1985 G02-10G-5.1 42.5 0.24 100 135 0.76 0.1215 0.7 6.11 1.8 0.3648 1.7 2005 29 1978 G02-10G-6.1 106.3 0.02 431 335 1.33 0.1231 0.4 6.27 1.7 0.3696 1.7 2028 29 2002 G02-10G-7.1 43.1 0.29 132 137 1.00 0.1229 0.7 6.2 1.8 0.3657 1.7 2009 29 1998 G02-10G-8.1 116.9 0.09 330 402 0.85 0.1223 0.4 5.7 1.7 0.3381 1.7 1878 27 1989 G02-10G-9.1 156.9 0.26 425 571 0.77 0.1184 0.5 5.21 1.7 0.3193 1.6 1786 26 1932 Elementos Razão isotópica Idade aparente (Ma) spot 206 Pb* (ppm) Th (ppm) U (ppm) Th/U 207Pb 206Pb 1σ (±%) 207Pb 235Pb 1σ (±%) 206Pb 238U 1σ (±%) 207Pb 206Pb 1σ 206Pb 238U 1σ 111-1G-1.20 148.6 236.3 330 0.716 0.123 0.001 6.081 0.129 0.358 0.007 2003 16 1972 111-1G-1.21 111-1G-1.22 80.9 179.8 188.6 0.953 0.123 0.001 6.069 0.15 0.357 0.008 2005 19 1967 111-1G-1.23 61.1 135.2 124.9 1.083 0.129 0.002 6.773 0.12 0.38 0.005 2087 21 2077 111-1G-1.24 75.4 131.1 176.4 0.743 0.125 0.001 6.36 0.115 0.369 0.006 2028 17 2025 Hornblenda-biotita granodiorito (111-3G) 111-3G-1.1 153.5 244.8 361.3 0.678 0.123 0.001 6.295 0.07 0.371 0.002 2001 16 2035 111-3G-1.2 60 136.8 140.5 0.973 0.123 0.001 6.158 0.054 0.362 0.002 2004 11 1993 111-3G-1.3 44.5 108.7 97.2 1.119 0.123 0.001 6.404 0.071 0.377 0.003 2003 12 2062 111-3G-1.4 246.3 550 549.8 1 0.123 0.001 6.326 0.067 0.372 0.003 2004 11 2040 111-3G-1.5 177 395.8 395.5 1.001 0.123 0.001 6.34 0.089 0.373 0.005 2006 11 2042 111-3G-1.6 105.1 259.8 232.4 1.118 0.123 0.001 6.197 0.073 0.366 0.003 1999 13 2009 111-3G-1.7 43.7 71.2 110.3 0.645 0.121 0.001 6.015 0.061 0.361 0.003 1967 11 1989 111-3G-1.8 89.8 162.2 244.6 0.663 0.122 0.001 5.568 0.078 0.331 0.004 1984 12 1845 111-3G-1.9 101.6 194 233.9 0.83 0.123 0.001 6.294 0.084 0.371 0.004 2001 13 2034 111-3G-1.10 191.4 213.5 466.2 0.458 0.127 0.001 6.756 0.11 0.386 0.006 2055 12 2106 111-3G-1.11 146.3 424.9 307.5 1.382 0.123 0.001 6.324 0.063 0.372 0.003 2003 11 2041 111-3G-1.12 174.3 189.3 377.4 0.502 0.122 0.001 6.079 0.054 0.361 0.002 1987 13 1987 111-3G-1.13 116.6 212.8 233.3 0.912 0.123 0.001 6.262 0.079 0.369 0.004 2001 13 2026 111-3G-1.14 188.7 234.8 414.1 0.567 0.123 0.001 6.099 0.088 0.359 0.004 2001 12 1980 111-3G-1.15 104.8 215.8 207.2 1.041 0.122 0.001 6.04 0.065 0.359 0.003 1984 14 1979 111-3G-1.16 121.4 356.5 219.3 1.625 0.123 0.001 6.097 0.067 0.36 0.003 1999 13 1981 111-3G-1.17 59.6 67.5 142.3 0.474 0.124 0.001 6.092 0.106 0.357 0.005 2009 15 1970 111-3G-1.18 119.4 195 271.7 0.717 0.124 0.001 6.096 0.142 0.358 0.008 2009 17 1971 111-3G-1.19 255.4 375.1 701.4 0.535 0.122 0.001 5.263 0.139 0.313 0.008 1983 13 1757 111-3G-1.20 123.2 170.8 270.1 0.632 0.125 0.001 5.85 0.099 0.34 0.005 2028 13 1885 111-3G-1.21 358.7 587.6 1095.6 0.536 0.122 0.001 4.956 0.085 0.294 0.005 1992 12 1659 111-3G-1.22 101.8 178.5 215.8 0.827 0.123 0.001 6.056 0.124 0.357 0.007 2000 13 1969 111-3G-1.23 62 154.1 113.2 1.362 0.123 0.001 5.799 0.074 0.341 0.003 2007 14 1890 spot Elementos Razão isotópica Idade aparente (Ma) 206 Pb* (ppm) Th (ppm) U (ppm) Th/U 207Pb 206Pb 1σ (±%) 207Pb 235Pb 1σ (±%) 206Pb 238U 1σ (±%) 207Pb 206Pb 1σ 206Pb 238U 1σ 111-3G-1.24 105.7 85.2 245.2 0.348 0.131 0.001 6.502 0.102 0.36 0.005 2113 16 1981 111-3G-1.25 142.4 209.9 377.8 0.556 0.122 0.001 5.653 0.055 0.336 0.002 1986 13 1868 111-3G-1.26 49.8 91.9 112.2 0.819 0.124 0.001 6.071 0.118 0.356 0.006 2011 13 1962 111-3G-1.27 87.8 167.4 178.3 0.939 0.122 0.001 6.045 0.084 0.359 0.004 1985 13 1980 111-3G-1.28 201.9 560.5 948.2 0.591 0.11 0.001 2.886 0.057 0.19 0.003 1803 14 1121 111-3G-1.29 13.7 39.9 28.9 1.381 0.123 0.001 6.099 0.079 0.359 0.003 2002 19 1978 111-3G-1.30 72.4 137.7 151.3 0.91 0.124 0.001 6.123 0.115 0.359 0.006 2012 16 1976 111-3G-1.31 295.8 288.7 757.3 0.381 0.124 0.001 6.128 0.066 0.359 0.003 2010 13 1979 111-3G-1.32 111.2 228.3 224.8 1.015 0.123 0.001 6.089 0.181 0.36 0.01 1997 16 1981 111-3G-1.33 59 130.3 170.3 0.765 0.122 0.001 4.912 0.124 0.292 0.007 1988 14 1649 111-3G-1.34 232.6 521.2 916.2 0.569 0.115 0.001 3.638 0.076 0.23 0.004 1873 14 1336 111-3G-1.35 260.5 373.3 690.7 0.54 0.124 0.001 5.908 0.13 0.347 0.007 2008 13 1919 111-3G-1.36 191.5 463.3 423.7 1.093 0.121 0.001 5.959 0.185 0.356 0.011 1976 16 1964 111-3G-1.37 117.8 250.8 240.6 1.043 0.129 0.001 6.799 0.115 0.381 0.005 2088 16 2083 111-3G-1.38 150.5 171.9 551.3 0.312 0.112 0.001 3.771 0.167 0.244 0.011 1837 18 1405 111-3G-1.39 152.9 298.7 371.1 0.805 0.124 0.001 5.468 0.156 0.321 0.009 2009 18 1794 111-3G-1.40 93.5 125.3 203.6 0.615 0.122 0.001 6.057 0.109 0.359 0.006 1990 15 1978 Andesito (G02-4G) G2-4G-1.1 209.5 173.3 511.2 0.339 0.119 0.001 5.613 0.176 0.343 0.01 1938 15 1900 G2-4G-1.2 113.6 220.3 229 0.962 0.124 0.001 6.287 0.1 0.369 0.005 2008 16 2025 G2-4G-1.3 133 380.4 351.3 1.083 0.122 0.001 5.179 0.106 0.307 0.005 1989 18 1728 G2-4G-1.4 84.8 159.7 175.6 0.909 0.122 0.001 6.232 0.094 0.369 0.004 1993 16 2025 G2-4G-1.5 147.1 299.1 318.6 0.939 0.131 0.001 6.661 0.101 0.368 0.004 2117 16 2018 G2-4G-1.6 157.7 717 413.9 1.733 0.122 0.001 4.954 0.097 0.294 0.005 1987 17 1663 G2-4G-1.7 134.1 314.6 323.1 0.974 0.123 0.001 5.819 0.124 0.344 0.007 1996 16 1906 G2-4G-1.8 127.2 239.4 296.2 0.808 0.122 0.001 6.183 0.151 0.367 0.008 1989 16 2015 G2-4G-1.9 112.1 214.8 236 0.91 0.142 0.002 7.37 0.12 0.378 0.004 2247 20 2065 G2-4G-1.10 101.5 232.9 209.7 1.11 0.123 0.001 6.262 0.115 0.37 0.006 1998 16 2028 G2-4G-1.11 103.9 196.6 223.6 0.879 0.123 0.001 6.047 0.075 0.357 0.003 1996 15 1970 G2-4G-1.12 71.7 70.9 175.3 0.405 0.123 0.001 6.321 0.08 0.373 0.003 2000 15 2043 G2-4G-1.13 17.7 36.8 48.8 0.753 0.13 0.001 5.755 0.091 0.32 0.004 2101 19 1792 G2-4G-1.14 87.6 86.8 205.7 0.422 0.13 0.001 6.701 0.109 0.375 0.005 2092 18 2054 spot Elementos Razão isotópica Idade aparente (Ma) 206 Pb* (ppm) Th (ppm) U (ppm) Th/U 207Pb 206Pb 1σ (±%) 207Pb 235Pb 1σ (±%) 206Pb 238U 1σ (±%) 207Pb 206Pb 1σ 206Pb 238U 1σ G2-4G-1.15 46.2 121.1 101.3 1.195 0.123 0.001 6.222 0.065 0.368 0.002 1995 15 2019 G2-4G-1.16 71 89.3 164.6 0.542 0.122 0.001 6.045 0.092 0.358 0.004 1993 16 1972 G2-4G-1.17 46.2 121.1 101.3 1.195 0.123 0.001 6.222 0.065 0.368 0.002 1995 15 2019 G2-4G-1.18 88.7 155.8 223.2 0.698 0.123 0.001 6.03 0.128 0.357 0.007 1993 19 1968 G2-4G-1.19 118.3 210.6 284.1 0.741 0.123 0.001 5.468 0.068 0.324 0.003 1994 16 1807 G2-4G-1.20 69.6 158 169.5 0.932 0.13 0.001 6.38 0.114 0.355 0.005 2103 18 1958 G2-4G-1.21 130.6 295.9 278.7 1.062 0.125 0.001 6.399 0.076 0.371 0.003 2032 17 2033 G2-4G-1.22 61.7 118.8 152 0.781 0.13 0.001 6.281 0.155 0.351 0.008 2095 20 1940 G2-4G-1.23 121.9 241.5 271.5 0.89 0.123 0.001 6.324 0.065 0.374 0.002 1995 15 2049 G2-4G-1.24 116.5 214 271.4 0.788 0.123 0.001 6.12 0.094 0.362 0.004 1994 16 1992 G2-4G-1.25 173.4 578.7 422.7 1.369 0.123 0.001 5.544 0.094 0.328 0.005 1996 16 1828 G2-4G-1.26 169.6 619.1 615.1 1.007 0.123 0.001 3.95 0.083 0.232 0.004 2004 18 1347 G2-4G-1.27 146.8 362.1 367.1 0.986 0.123 0.001 5.236 0.156 0.31 0.009 1993 11 1741 G2-4G-1.28 167.4 411.5 351.7 1.17 0.123 0.001 6.159 0.1 0.364 0.005 1995 11 2003 G2-4G-1.29 252.1 559.1 547 1.022 0.125 0.001 6.142 0.149 0.358 0.008 2022 11 1971 G2-4G-1.30 132.4 335.1 270.3 1.240 0.123 0.001 6.316 0.156 0.372 0.009 2002 10 2039 G2-4G-1.31 165.2 300.7 416.5 0.722 0.123 0.001 5.589 0.152 0.330 0.009 1999 10 1837 G2-4G-1.32 122.3 231.2 236.0 0.980 0.127 0.001 7.162 0.197 0.409 0.011 2058 14 2210 G2-4G-1.33 92.6 160.8 197.9 0.813 0.145 0.001 7.379 0.104 0.370 0.004 2284 16 2029 G2-4G-1.34 107.1 362.6 275.5 1.316 0.130 0.001 5.459 0.081 0.303 0.004 2104 12 1708 G2-4G-1.35 116.5 191.3 259.2 0.738 0.126 0.001 6.590 0.094 0.381 0.005 2037 11 2079 107.4 273.6 273.3 1.001 0.131 0.001 5.535 0.089 0.306 0.004 2112 12 1723 * -Chumbo radiogênico; Tabela 13 -Dados das análises U-Pb obtidos pela técnica CA-TIMS Elementos Razão isotópica Idade aparente (Ma) spot Wt (mg) U (ppm) Pb (ppm) 206 Pb* (x10 -13 mol) Th/U 207Pb 206Pb 2σ (±%) 207Pb 235Pb 2σ (±%) 206Pb 238Pb 2σ(±%) Coef corr. 206Pb 238Pb 1σ 207Pb 235Pb 1σ 207Pb 206Pb 1σ Dacito (TB13) B 0.0063 24 10.9 2.253 1.022 0.1225 0.265 6.0746 0.364 0.3595 0.157 0.761 1980 3 1987 3 1994 C 0.0052 44 19.7 3.462 1.064 0.1224 0.098 6.0921 0.214 0.3607 0.136 0.938 1986 2 1989 2 1992 E 0.0034 48 21.1 2.443 1.005 0.1224 0.106 6.0926 0.230 0.3609 0.152 0.926 1986 3 1989 2 1992 Monzogranito (TB09) A 0.0052 62 28.8 4.835 1.198 0.1222 0.141 6.0608 0.251 0.3594 0.146 0.879 1980 2 1985 2 1990 B 0.0018 155 66.4 4.162 0.914 0.1221 0.096 6.0251 0.215 0.3576 0.141 0.940 1971 2 1979 2 1989 C 0.0014 127 55.3 2.679 0.868 0.1222 0.135 6.0699 0.242 0.3602 0.138 0.888 1983 2 1986 2 1989 D 0.0019 65 30.9 1.874 1.325 0.1223 0.181 6.0928 0.295 0.3612 0.172 0.825 1988 3 1989 3 1991 Álcali-feldspato granito (TB11) A 0.0009 121 53.3 1.628 0.876 0.1215 0.216 6.0236 0.327 0.3593 0.173 0.796 1979 3 1979 4 1979 B 0.0008 71 34.1 0.858 1.238 0.1228 0.251 6.1588 0.385 0.3636 0.224 0.786 1999 4 1999 3 1998 C 0.0012 93 42.8 1.678 1.160 0.1226 0.139 6.1055 0.251 0.3609 0.149 0.880 1987 3 1991 2 1996 D 0.0009 88 39.8 1.193 1.073 0.1222 0.129 6.0633 0.26 0.3597 0.175 0.897 1981 3 1985 2 1989 E 0.0009 69 31.1 0.943 0.975 0.1224 0.164 6.1022 0.317 0.3615 0.223 0.873 Elementos Razão isotópica Idade aparente (Ma) spot Wt (mg) U (ppm) Pb (ppm) 206 Pb* (x10 -13 mol) Th/U 207Pb 206Pb 2σ (±%) 207Pb 235Pb 2σ (±%) 206Pb 238Pb 2σ(±%) Coef corr. 206Pb 238Pb 1σ 207Pb 235Pb 1σ 207Pb 206Pb 1σ Dacito (114-TB13) B 0.0063 24 10.9 2.253 1.022 0.1225 0.265 6.0746 0.364 0.3595 0.157 0.761 1980 3 1987 3 1994 C 0.0052 44 19.7 3.462 1.064 0.1224 0.098 6.0921 0.214 0.3607 0.136 0.938 1986 2 1989 2 1992 E 0.0034 48 21.1 2.443 1.005 0.1224 0.106 6.0926 0.230 0.3609 0.152 0.926 1986 3 1989 2 1992 Monzogranito (102-TB09) A 0.0052 62 28.8 4.835 1.198 0.1222 0.141 6.0608 0.251 0.3594 0.146 0.879 1980 2 1985 2 1990 B 0.0018 155 66.4 4.162 0.914 0.1221 0.096 6.0251 0.215 0.3576 0.141 0.940 1971 2 1979 2 1989 C 0.0014 127 55.3 2.679 0.868 0.1222 0.135 6.0699 0.242 0.3602 0.138 0.888 1983 2 1986 2 1989 D 0.0019 65 30.9 1.874 1.325 0.1223 0.181 6.0928 0.295 0.3612 0.172 0.825 1988 3 1989 3 1991 Álcali-feldspato granito (102-TB11) A 0.0009 121 53.3 1.628 0.876 0.1215 0.216 6.0236 0.327 0.3593 0.173 0.796 1979 3 1979 4 1979 B 0.0008 71 34.1 0.858 1.238 0.1228 0.251 6.1588 0.385 0.3636 0.224 0.786 1999 4 1999 3 1998 C 0.0012 93 42.8 1.678 1.160 0.1226 0.139 6.1055 0.251 0.3609 0.149 0.880 1987 3 1991 2 1996 D 0.0009 88 39.8 1.193 1.073 0.1222 0.129 6.0633 0.26 0.3597 0.175 0.897 1981 3 1985 2 1989 E 0.0009 69 31.1 0.943 0.975 0.1224 0.164 6.1022 0.317 0.3615 0.223 0.873 1990 4 1991 3 1992 * -Chumbo radiogênico; Isotopic ratios Apparent age (Ma) Spot 207Pb 206Pb 1σ(±%) 207Pb 235Pb 1σ(±%) 206Pb 238Pb 1σ(±%) 207Pb 206Pb 1σ 206Pb 238Pb 1σ 207Pb 235Pb 1σ ma_1 0.6201 0.0110 61.9297 1.0943 0.7249 0.0140 4556 26 3514 52 4206 ma_2 0.6197 0.0090 60.2115 0.7722 0.7052 0.0098 4555 21 3441 37 4178 ma_3 0.6982 0.0103 91.2013 1.3423 0.9481 0.0152 4727 21 4299 50 4594 ma_4 0.6622 0.0107 79.7887 1.3183 0.8745 0.0157 4651 23 4051 54 4459 ma_5 0.6555 0.0133 89.8472 2.1278 0.9948 0.0255 4636 29 4451 82 4579 ma_6 0.6425 0.0101 66.8357 0.9987 0.7550 0.0123 4607 22 3626 45 4282 ma_7 0.6894 0.0131 72.1946 1.4247 0.7600 0.0166 4709 27 3644 61 4359 ma_8 0.6928 0.0102 81.2665 1.1430 0.8513 0.0131 4716 21 3970 45 4478 ma_9 0.6473 0.0100 59.9103 0.8434 0.6717 0.0104 4618 22 3313 40 4173 ma_10 0.5552 0.0096 43.3262 0.6790 0.5664 0.0097 4395 25 2893 40 3850 ma_11 0.5979 0.0104 47.6884 0.7524 0.5788 0.0101 4503 25 2944 41 3945 ma_12 0.7690 0.0240 216.0232 11.6849 2.0384 0.1164 4865 44 7164 247 5463 ma_13 0.5918 0.0121 45.8601 0.8900 0.5623 0.0121 4488 29 2876 50 3906 ma_14 0.5918 0.0086 174.0770 3.3742 2.1343 0.0429 4488 21 7364 88 5245 ma_15 0.5982 0.0066 302.7523 3.2818 3.6721 0.0404 4504 16 9938 56 5804 ma_16 0.6007 0.0065 360.1975 3.7107 4.3509 0.0452 4510 16 -54 5980 ma_17 0.5142 0.0078 56.1117 0.7951 0.7918 0.0119 4282 22 3760 43 4107 ma_19 0.6993 0.0123 71.6474 1.2684 0.7434 0.0146 4729 25 3583 54 4352 ma_20 0.6299 0.0187 71.2645 2.4432 0.8209 0.0308 4579 42 3863 109 4346 ma_22 0.6541 0.0124 77.7216 1.5941 0.8620 0.0193 4633 27 4008 67 4433 ma_23 0.6687 0.0105 59.5710 0.8475 0.6462 0.0102 4665 22 3214 40 4167 ma_24 0.6882 0.0144 81.8765 1.9162 0.8632 0.0221 4706 30 4011 77 4485 ma_25 0.6594 0.0092 48.4830 0.5373 0.5334 0.0065 4645 20 2756 27 3962 ma_26 0.5773 0.0076 54.6594 0.5903 0.6868 0.0079 4452 19 3370 30 4081 ma_27 0.6102 0.0109 53.9397 0.9252 0.6413 0.0121 4532 26 3194 47 4068 ma_28 0.5618 0.0085 87.4695 1.4045 1.1293 0.0191 4412 22 4872 58 4552 ma_29 0.6515 0.0210 62.1607 2.2033 0.6921 0.0272 4627 46 3391 104 4210 ma_30 0.5506 0.0082 48.5232 0.6330 0.6392 0.0089 4383 22 3186 35 3963 Tabela 16 -Amostra 111-1G 111-1G G02-4G 100-11G 17-9G 135-A2 39-A3 39-A1 Tipo de rocha granodiorito granodiorito andesito dacito Monzogranito hidrotermalizado Brecha M1 Brecha M1 Brecha Mineral analisado anfibólio biotita anfibólio muscovita muscovita muscovita muscovita muscovita Idade plateau (Ma, ± 2δ) 1966.6±13.7 1946.1±6 1877.7±8 1854.4±6 1865.2+4.9 ---N° de steps 9 42 18 17 18 ---MSWD 10.89 2.91 23.28 1.65 1.68 ---Idade de fusão total (Ma, ± 2δ) 1930±8 1942.8±6 1813.1±5 1844.7±6 1866.7±4.8 1767.5 1521.0±5 1668.9±6 N° de steps 23 47 36 26 25 21 17 20 Idade adotada 1966.6±13.7 1946.1±6 S.S.G 1854.4±5.9 1865.2+4.9 S.S.G S.S.G. S.S.G. *S.S.G. -Sem significado geológico Unid. 5G_FR01 5G_FR02 5G_SP33 5G_SP49 5G_SP61 5G_SP89 6G10.1 6G12.1 6G3.1 6G5.1 Unid. 7G12.1 7G5.1 7G6.1 7G9.1 7Gzr01 8G11.1 8G2.1 8G3.1 8G4.1c 8G4.1r 9G2.1 9G3.1 Unid. 9G4.1 9G6.1c 9G6.1r 10G2.1 10G4.1 10G6.1 10G8.1 10G9.1 6Gzr58a 6Gzr58b ZrO2 % 13.25 43.60 77.05 67.78 40.72 78.15 38.61 45.28 56.45 41.24 47.04 52.92 SiO2 % 32.97 32.97 32.97 32.97 32.97 32.97 32.97 32.97 32.97 32.97 32.97 32.97 P2O5 % 0.06 0.00 0.00 0.02 0.03 0.12 0.00 3.09 0.06 0.15 0.07 0.17 Mn % 495.21 225.47 4487.98 5369.53 2440.35 2530.81 141.68 <0.67 23.89 6.67 42.82 Ti ppm 293.26 38.89 62.25 19.05 228.58 229.54 166.53 13.25 17.71 8.00 15.18 Fe ppm 3359.92 755.45 2424.01 780.26 Rb ppm 72.44 3.46 3.40 11.11 4.70 2.36 0.49 0.51 Sr ppm 40.57 36.63 476.99 220.82 1425.13 723.96 30.78 1.28 0.21 1.96 1.94 12.30 Ba ppm 182.26 7.13 1439.66 1372.22 7116.63 2182.21 237.07 2.12 0.22 0.36 3.96 20.60 Y ppm 792.84 1410.00 4785.66 7770.71 43552.53 12678.92 4984.53 1009.13 635.79 550.65 910.92 3046.42 Sc ppm 208.17 905.00 3999.09 1456.63 1639.69 2003.27 754.90 1018.30 1264.34 888.00 697.54 1100.46 Nb ppm 113.12 3.05 139.37 128.22 356.36 272.13 9.89 4.43 1.67 6.20 6.22 10.75 La ppm 8.03 2.26 133.50 87.10 439.47 124.84 23.03 0.20 0.13 0.26 2.21 Ce ppm 45.06 102.34 244.32 475.80 4060.78 788.28 234.36 64.95 31.86 28.51 44.58 128.76 Pr ppm 6.64 1.84 33.47 50.92 463.69 86.11 22.58 0.38 0.05 0.09 0.42 5.69 Nd ppm 46.54 14.07 147.21 303.45 2159.71 453.04 159.31 3.63 0.98 1.03 2.36 33.42 Sm ppm 54.25 9.19 53.97 185.43 987.84 250.66 144.55 6.17 3.36 1.04 4.01 40.55 Eu ppm 14.81 3.73 16.02 40.84 251.18 44.42 38.22 1.62 0.91 0.34 1.05 7.13 Gd ppm 59.77 28.62 98.67 362.52 2002.98 523.55 411.06 24.25 13.71 6.27 15.97 113.72 Tb ppm 19.12 9.90 22.13 79.34 426.01 117.97 109.24 8.20 4.81 2.39 5.99 33.34 Dy ppm 154.58 122.35 257.09 866.58 3320.74 1079.89 889.21 95.44 56.44 35.00 73.08 333.04 Ho ppm 35.84 45.77 99.12 236.04 920.90 317.33 189.50 35.32 20.46 15.63 27.10 102.15 Er ppm 109.31 203.86 621.51 1037.29 3631.84 1428.59 650.68 178.06 82.21 89.99 127.15 416.33 Tm ppm 24.08 45.80 185.75 239.04 796.58 332.23 111.56 36.34 19.73 23.44 30.21 80.97 Lu ppm 22.68 68.41 525.05 578.47 1265.30 670.48 116.87 61.28 36.90 59.03 63.84 100.82 Yb ppm 292.73 392.93 2417.22 2844.08 8222.17 3759.73 874.73 377.65 200.39 299.66 346.56 785.10 Hf ppm 1257.51 7433.78 24797.43 33814.27 7175.13 21387.82 4072.15 4885.28 6496.85 6634.72 8660.85 7228.47 Ta ppm 1.77 1.07 145.47 140.60 41.71 76.91 0.94 1.03 0.54 1.73 1.45 2.37 206 Pb ppm 453.89 747.37 5756.29 3852.67 316.71 7433.74 369.44 241.99 99.68 501.39 628.53 588.71 208 Pb ppm 58.63 93.11 674.90 264.24 131.49 2536.42 100.29 36.32 14.08 41.07 77.47 126.36 232 Th ppm 510.11 380.98 2790.12 7209.65 25261.88 13680.30 522.53 111.35 47.81 136.65 263.63 655.55 238 U ppm 870.91 451.03 12286.19 8014.90 14193.58 8156.64 434.64 125.15 45.93 281.84 290.43 445.42 ZrO2 % 55.07 57.15 63.54 67.76 56.52 53.62 64.12 50.47 67.69 57.85 61.32 65.57 SiO2 % 32.97 32.97 32.97 32.97 32.97 32.97 32.97 32.97 32.97 32.97 32.97 ZrO2 % 65.74 58.52 55.85 39.74 48.12 48.41 44.44 37.72 32.97 P2O5 % 0.33 0.00 0.08 0.12 0.00 0.03 1.20 1.22 0.55 0.12 0.07 SiO2 % 32.97 32.97 32.97 32.97 32.97 32.97 32.97 32.97 0.15 Mn % <0.87 2.15 <0.84 5.53 <1.10 1.48 <0.96 <0.79 <0.96 3.40 17.66 P2O5 % 0.00 0.28 0.34 4.36 Ti ppm 16.70 21.23 22.09 17.02 8.70 16.61 14.35 2.12 14.85 Mn % 2.94 4.13 35.93 1.03 5.24 11.41 1.72 15.73 Fe ppm 60.02 10.31 93.73 214.59 101.44 32.79 27.27 1.31 Ti ppm 10.97 8.06 20.05 9.24 5.21 5.28 1.74 2.23 34.52 Rb ppm 0.22 0.30 0.77 0.69 2.03 Fe ppm 61.96 0.44 Sr ppm 0.28 0.19 0.77 0.31 <0.23 <0.25 <0.20 0.38 <0.20 0.37 2.30 Rb ppm 0.34 2.63 0.20 0.19 0.40 0.29 0.39 <0.23 Ba ppm 0.24 <0.12 <0.13 <0.15 <0.17 0.36 <0.15 <0.12 <0.15 0.49 6.77 Sr ppm 0.47 <0.20 0.85 0.41 0.25 0.43 2.63 2.46 <0.16 Y ppm 555.01 401.57 633.12 1227.85 770.33 998.64 924.24 750.09 673.63 902.69 901.50 Ba ppm 1.18 0.26 2.74 0.08 0.10 0.23 0.58 0.57 705.80 Sc ppm 756.72 819.59 886.90 1232.73 927.61 837.49 1169.42 942.46 1016.92 897.65 1125.88 Y ppm 994.60 1530.93 776.99 911.34 581.27 1134.41 643.06 920.17 1073.96 Nb ppm 5.72 1.17 1.51 3.27 7.34 2.81 1.02 1.43 1.07 6.39 3.23 Sc ppm 1122.63 882.89 1006.49 1104.36 1293.37 1165.85 1135.69 955.89 2.03 La ppm 0.07 0.08 0.16 0.08 Nb ppm 3.25 2.70 7.84 1.14 3.23 2.40 4.88 1.43 0.10 Ce ppm 34.93 20.14 20.46 43.10 27.78 59.22 25.93 42.79 19.83 46.18 49.96 La ppm 0.58 0.13 7.06 27.73 54.65 Pr ppm 0.09 <0.030 0.18 0.23 0.13 0.13 0.27 0.05 0.13 0.07 0.44 Ce ppm 53.42 50.01 44.65 31.10 29.66 52.77 76.18 75.57 0.11 Nd ppm 0.37 1.50 2.55 3.64 1.00 2.89 3.62 2.14 2.58 0.99 4.01 Pr ppm 0.69 0.44 0.47 0.28 0.02 0.21 2.23 2.95 2.43 Sm ppm 1.01 1.20 4.21 5.27 1.80 4.51 3.84 3.72 3.37 2.03 3.98 Nd ppm 4.99 5.62 2.23 4.36 0.57 4.03 10.77 13.54 3.93 Eu ppm 0.20 0.68 1.24 2.68 0.14 0.85 1.83 0.75 0.90 0.36 1.42 Sm ppm 6.57 7.49 2.97 6.52 1.89 6.63 3.32 5.26 0.78 Gd ppm 6.48 10.38 19.30 23.85 13.99 24.08 22.82 17.91 17.93 16.59 22.08 Eu ppm 1.97 1.73 0.73 2.16 0.46 1.61 0.98 2.19 22.03 Tb ppm 2.52 3.33 5.80 8.96 5.47 6.48 7.12 5.32 4.64 5.31 6.41 Gd ppm 27.84 37.77 10.98 23.92 10.04 25.46 10.05 16.48 6.30 Dy ppm 41.56 48.12 70.31 109.15 65.29 94.40 88.01 71.82 60.59 82.41 90.13 Tb ppm 7.70 12.77 3.93 7.51 3.71 7.91 2.84 5.56 72.76 Ho ppm 18.13 14.66 22.73 43.86 23.66 29.42 29.78 25.04 21.24 28.64 31.42 Dy ppm 96.34 159.60 60.44 89.78 53.41 91.98 39.54 71.73 22.61 Er ppm 94.31 72.51 109.45 202.50 128.15 170.80 133.26 121.45 94.49 141.70 153.86 Ho ppm 31.61 54.72 23.97 30.98 20.36 32.46 16.03 27.08 108.89 Tm ppm 24.57 15.20 23.36 46.82 33.34 31.32 30.31 29.74 19.80 30.33 34.54 Er ppm 139.46 205.74 124.76 159.57 103.54 167.73 89.31 141.75 23.28 Lu ppm 51.68 28.34 38.26 74.38 51.15 52.59 44.02 50.91 34.82 58.57 58.67 Tm ppm 29.59 40.76 28.83 32.87 24.52 40.64 21.73 31.35 37.01 Yb ppm 256.87 161.38 206.40 419.67 287.24 306.77 257.95 246.18 183.26 336.97 333.62 Lu ppm 51.84 73.78 64.63 57.53 45.85 66.94 58.79 61.30 220.62 Hf ppm 7391.80 5309.49 6028.20 5483.35 6941.37 5033.03 5034.54 5447.50 5717.37 6216.95 4973.19 Yb ppm 297.66 436.93 339.07 331.87 261.67 396.92 312.99 361.82 4936.62 Ta ppm 1.52 0.18 0.58 0.66 1.71 0.89 0.40 0.56 0.31 1.93 0.76 Hf ppm 5547.73 4320.56 6596.42 4729.86 7259.22 5989.05 6415.72 5632.56 0.50 206 Pb ppm 598.58 98.95 79.12 158.37 490.07 309.79 79.04 105.05 103.41 480.83 267.11 Ta ppm 0.93 0.73 1.51 0.43 1.33 0.62 0.73 0.38 133.35 208 Pb ppm 68.28 16.99 11.03 30.64 39.78 51.95 14.74 19.91 19.98 57.38 40.67 206 Pb ppm 298.77 312.24 791.98 210.76 262.40 451.27 619.99 424.07 25.22 232 Th ppm 192.56 57.97 41.76 110.71 132.19 170.25 63.02 74.43 69.73 201.62 143.08 208 Pb ppm 53.35 65.70 87.70 38.29 24.86 60.16 79.47 69.64 93.41 238 U ppm 281.36 45.09 44.00 83.96 222.49 171.30 45.23 53.35 57.07 254.70 137.60 232 Th ppm 186.65 185.13 243.18 135.15 85.27 204.93 241.99 214.44 61.23 238 U ppm
	; Klein observadas, tampouco os silicatos e sulfetos que caracterizam M2. Desta forma, sugere-et al. 2000; Almeida et al, 2000; Bahia e quadros et al., 2000 se que o magmatismo gerador desta rocha não está relacionado ao magmatismo granítico ou andesítico do depósito, mas sim a um evento posterior e relacionado ao magmatismo anorogênico as Suíte Intrusiva Maloquinha. Com base nisto, a idade argônio obtida para a muscovita fina hidrotermal, muito provavelmente, representa a idade do hidrotermalismo que afetou o dacito após a sua cristalização durante o evento Maloquinha. um guia prospectivo igualmente relevante. Esta hipótese, considerando a limitação dos Creporizão, associadas a transcorrências sinistrais de direção NW-SE; Duas hipóteses de evolução para o depósito foram apresentadas e discutidas, dados disponíveis atualmente, resta bastante hipotética, mas representa uma • A combinação das idades U-Pb e Ar/Ar destas rochas permitiu o cálculo de uma ambas apresentam argumentos favoráveis e contrários, contudo, com base nos dados consequência do modelo estrutural apresentado neste trabalho. Ainda, trabalhos de campo curva de resfriamento que sugerem velocidades de resfriamento entre 3,6 e disponíveis não foi possui concluir sobre este tópico. Na hipótese 1, a distribuição das com o intuito de localizar a intrusão tipo "Maloquinha", a qual seria a fonte dos fluidos e 14,6°CMa, consideradas baixas a moderadas, quando comparadas aos orógenos estruturas rúpteis de da mineralização em M1 são mais coerentes, no entanto as traçar o zoneamento entre o polo distal, já enriquecido em ouro, e o polo proximal, com modernos. Essas taxas indicam que a exumação vertical não foi predominante o dos sistemas pórfiros, cujo estilo de mineralização e de alteração hidrotermal não são durante o resfriamento das rochas do Tocantinzinho, o que é compatível com o estilo características genéticas de M1 implicam em um modelo de mineralização compatível com potencial elevado de mineralização, pode ser relevante.	
	tectônico controlado por movimentos predominantemente horizontais; observados. Ainda, os dados geotermométricos podem justificar o rejuvenescimento total Esta pesquisa se diferencia das anteriores por apresentar argumentos que permitem	
	• As feições petrográficas e as associações litológicas permitem definir que o granito do sistema argônio em um evento 100Ma, mas critérios mais consistentes precisam ser diferenciar duas fases de mineralização, anteriormente tratadas como um evento único,	
	TCZ se cristalizou a partir de um magma rico em fluidos, em nível crustal raso e definidos para que se faça tal afirmação. Na hipótese 2, as idades argônio são explicadas assim como sua abordagem estrutural permitiu a definição do controle da tectônica sobre a	
	controlado por processos de sub-resfriamento que geraram as heterogeneidades		
	observadas;		
	• A mineralização aurífera foi caracterizada com base em suas características		
	mineralógicas e estruturais definindo duas fases distintas de mineralização, ambas		

condições de preparação da amostra não são conhecidas e a descrição da amostra obtida para a datação é de um contato brusco entre o dacito e o granito. Estes dados foram obtidos no laboratório de geocronologia do departamento de ciências da terra, oceanos e atmosfera da Universidade de British Columbia, no Canadá e cedidos pela Eldorado Gold Corporation. formam o granito TCZ, a principal hospedeira da mineralização, com duas fases distintas de mineralização; (iii) diques de andesito que são intrusivas nas rochas anteriores e apresentam uma fase de mineralização bem definida; e (iv) diques de dacito que são intrusivos nas demais, mais cuja evolução e relação com as demais e com a mineralização permanece incompreendida; • Os dados geocronológicos U-Pb em zircão mostram que o a principal fase do magmatismo na região do Tocantinzinho ocorreu durante um período de ca. 18Ma, entre 2007 -1979Ma, que corresponde a colocação das rochas encaixantes e do granito TCZ. Os diques de andesitos apresentam idade mínima de 1975Ma para sua fase precoce e uma idade máxima entre 1960-1950Ma para a colocação dos diques tardios, tendo como base a deformação em estado sólido imposta ao granito TCZ; pirita, esfalerita, calcopirita e ouro livre associados. O modelo de mineralizações distais associados a sistemas relacionados a intrusões (IRGS) foi proposto, mas estudos complementares para encontrar a intrusão geradora dos fluidos são imprescindíveis • A datação dos eventos hidrotermais M1 e M2 foi tentativamente feita pelos métodos Ar/Ar e U-Pb, contudo somente a datação argônio mostrou resultados com significado geológico, mas que não foram conclusivos, já que não foi possível determinar se a idade obtida corresponde a idade de mineralização ou de rejuvenescimento do sistema argônio. de forma mais simples, contudo é necessário justificar porquê duas fases geradas em resposta ao mesmo evento tectônico e no mesmo nível estrutural apresentam estilos estruturais e de mineralização distintos, assim como fluidos com composições diferentes. evolução do depósito. A questão fundamental que resta ser respondida é a relação temporal entre as duas fases de mineralização M1 e M2 e seus estilos distintos de deformação, de mineralização e paragêneses distintas. Para responder a esta questão, a obtenção de

MELLO, R. B. A preliminary assessment of the Tocantinzinho Gold Project, Tapajós Gold District, Pará State, Brazil -Three million tons/year scenario. Nova Lima: Brazauros Resources Corporation.

(Relatório Inédito).

Mineralização: aspectos petrográficos, estruturais, hidrotermais e geocronológicos

-Cálculos feitos com base no geotermômetro proposto por[START_REF] Cathelineau | Cation site occupancy in chlorites and illites as a function of temperature[END_REF];

cálculos feitos com base no geotermômetro proposto porKranidiotis e McLean (1987).

Mineralização: aspectos petrográficos, estruturais, hidrotermais e geocronológicos está diretamente associado aos sulfetos característicos de M2 (Figura 38), principalmente à galena. O ouro tem um estilo dominantemente fissural, está associado espacialmente à galena e ocorre em fraturas nos cristais de pirita (Figura 37C), em microfraturas nos veios quartzo com sulfetos (Figura 37E, F) ou ainda em microcavidades e fissuras em meio minerais silicáticos e nas adjacências das vênulas mineralizadas. Duas populações de cristais de ouro com concentrações distintas de prata foram identificadas com auxílio da microssonda eletrônica, uma apresentando concentrações de prata entre 8-11% e outra entre 15-20%. Essas porcentagens implicam em razões Au/Ag entre 11,3-11,7 e 7,9 e 8,0, respectivamente. Apesar de outros metais não terem sido detectados na estrutura da pirita ou do ouro livre, a análise química em rocha total dos veios de M2 revelam que os teores de ouro na rocha são diretamente proporcionais aos teores de As e Bi, o Mo aparenta ser independente da concentração desse metal e o Sb e Hg não foram detectados.

Já a mineralização na segunda fase apresenta um controle estrutural nítido, o qual difere de M1 e pode ser observado em escalas distintas (Figura 41). M2 é resultante de um sistema de transcorrência rúptil predominantemente sinistral, que gerou veios e vênulas extensionais de quartzo e clorita orientados N30-60°E, além de planos de cisalhamento, falhas e veios de cisalhamento de direção N100-130°E. Indicadores cinemáticos são identificados em campo e nas lâminas delgadas orientadas, atestando o caráter sinistral da deformação. Os veios de quartzo mineralizados, por seu caráter extensional, paralelismo e penetratividade em escala de depósito, quando analisados em relação ao cisalhamento principal (N110°E), além de corroborar a cinemática sinistral observada em outras escalas, permite interpretar estas estruturas como tension gashes gerados em resposta a uma

* -Chumbo radiogênico;

Tabela 14 -Dados das análises U-Pb obtidos pela técnica CA-TIMS

Chemical analyses

Mineral chemical analyses were carried out on a Cameca SX 100 microprobe (WDS mode) at the Microsonde Sud Laboratory, University of Montpellier, under the following operating conditions: accelerating voltage of 20kV, beam current of 10nA, and beam size of 1µm. A list of analyzed elements, standard crystal applied, time count and detection limits can be found in the footnotes of the mineral chemistry data table (Table 2). Artigo 1

For the hydrothermalized monzogranite (17-9G), eleven SHRIMP analyses were performed on distinct grains (Fig. 11J). All analyses plotting in concordant to sub-concordant position with 207 Pb/ 206 Pb ages ranging from 1967 ± 28 to 2024 ± 34 Ma (2σ). They define a Discordia line intersecting Concordia at 1982 ± 7 Ma (MSWD = 1.2). The lower intercept (-1403 ± 1600 Ma) is not interpreted as geologically meaningful. The 207 Pb/ 206 Pb weighted mean of 1985± 11 Ma (MSWD = 1.5, n=10) is thus taken as our best estimate for the crystallization of this rocks.

For the granophyric quartz-syenite (135-7G), twelve analyses were performed on twelve grains using the SHRIMP technique (Fig. 11K). The analyzed grains yield 207 Pb/ 206 Pb ages ranging from 1932 ± 44 to 2015 ± 36 Ma (2σ). The 207 Pb/ 206 Pb ages do not overlap completely at the 2σ level, which indicates that the observed spread is related to heterogeneities in the zircon population, likely including inheritance. This batch of data gives a Discordia line with an upper intercept of 1992 ± 12 Ma (MSWD = 0.9, n=12). Since the lower intercept tends to zero within errors (58 ± 56 Ma), the 207 Pb/ 206 Pb weighted mean age of 1993 ± 12 Ma (MSWD = 0.6, n=7) is considered the best estimation of the quartz-syenite magma crystallization.

For the monzogranitic aplite (94-5G), zircons are dark, metamict (Fig. 11K) and their high uranium contents up to 3000 ppm precluded the U-Pb analyses.

Andesite and dacite

Eleven analyses were performed on distinct grains using the SHRIMP technique (Fig. 11L). Analyzed zircons are concordant to slightly discordant (8 out of 11) with 207 Pb/ 206 Pb ages ranging from 1978 ± 18 Ma to 2017 ± 30 Ma (2σ). All analyses define a Discordia line intersecting Concordia at 2000 ± 11 Ma (MSWD = 1.0). The lower intercept, although significantly different from zero (638 ± 520 Ma), is not interpreted as geologically meaningful.

For LA-ICP-MS analyses, 34 spots on 30 distinct crystals were analyzed (Fig. 11M). Among these, only nineteen were found to be concordant and yielded 207 Anexo I -Química de rocha total