A mina Cuiabá localiza-se na porção norte do Quadrilátero Ferrífero (MG) e é a principal produtora de ouro da região. Os corpos de minério dispõem-se ao longo de uma camada de formação ferrífera bandada, associada à seqüência metavulcano-sedimentar arqueana do Grupo Nova Lima, porção inferior do greenstone belt Rio das Velha, sudeste do Cráton São Francisco. As rochas metavulcânicas máficas adjacentes a FFB mineralizada apresentam forte alteração hidrotermal, com zonas concêntricas de cloritização, carbonatização e sericitização. Análises isotópicas Pb-Pb nas rochas máficas hidrotermalizadas e menos alteradas forneceram uma idade de 2592 \'+OU-\' 39 Ma, admitida como a idade do evento hidrotermal associado a mineralização. Os resultados Rb-Sr nestas mesmas rochas evidenciaram desequilíbrio isotópico provocado por eventos posteriores a 2,6 Ga, enquanto os dados Sm-Nd indicaram uma idade mais antiga para a colocação desta seqüência máfica, em torno de 2,97 Ga. As assinaturas de Pb, Sr e Nd nas rochas encaixantes da mineralização indicam que houve entrada de fluidos estranhos às rochas analisadas do greenstone belt na área da mina Cuiabá, provenientes de reservatórios da crosta inferior e superior. Se houve contribuição de Pb, Sr e Nd para os fluidos mineralizantes das rochas metamáficas e da FFB, foi subordinada. Análises isotópicas de Pb-Pb, Re-Os, Rb-Sr, Sm-Nd e Ar-Ar, dados geológicos, de minerografia e relações texturais dos minerais de minerais e ganga, permitiram estabelecer que a mineralização aurífera da mina Cuiabá teve uma evolução complexa e policíclica. Esta evolução é caracterizada pela superposição de vários eventos de mobilização de ouro e de fluidos de distintas composições, produzidos por eventos hidrotermais induzidos por pelo menos dois episódios tectono-magmáticos que atuaram na região do Quadrilátero Ferrífero. Um deles, associado ao final do evento Rio das Velhas (2,7-2,6 Ga) em que se formou a mineralização aurífera e outro ligado a remobilizações durante o evento Brasiliano (0,7-0,45 Ga). Estudos isotópicos de Pb em pirita (porfiroblástica, grossa e fina) e pirrotita da mineralização Cuiabá forneceram idades modelos entre 2,73 Ga e 2,56 Ga, indicando que a mineralização é epigenética, formada durante o final do Arqueano tardio, com sucessivas gerações de piritas. As idades modelo obtidas indicam que a pirita porfiroblástica e a grossa se formaram desde o inicio do processo de mineralização, em torno de 2,73 Ga, com remobilização/reprecipitação até 2,55 Ga e a pirita fina um pouco mais tardia, em torno de 2,65 Ga. As idades modelo da pirrotita indicam que se formaram depois da pirita fina, a partir de 2,65 Ga. As assinaturas de Pb, Sr, Nd e Os dos minerais de minério indicam que os fluidos mineralizantes que precipitaram o minério tinham composição heterogênea, com misturas de fluidos derivados de diferentes reservatórios, principalmente rochas fontes da crosta superior e inferior, com contribuição subordinada de rochas mantélicas. / The Cuiaba mine, located at northern of Quadrilátero Ferrífero, Minas Gerais state, is the most important gold-producing mine in the region. The BIF hosted gold orebodies is evolved with a metavolcanic-sedimentary Archean sequence of the Nova Lima Group, lower part of the Rio das Velhas greenstone belt, southeast of São Francisco Craton. The mafic metavolcanic rocks adjacent to Cuiaba-BIF horizon exhibit strong hydrothermal alteration with concentric zones of chloritization, carbonatization and sericitization. Pb-Pb isotopic analyses of the hydrothermalized mafics and less altered rocks show an age of 2592 \'+ OU -\' 39 Ma, interpreted as the age of the hydrothermal event associated with the mineralization. Rb-Sr results of the same rocks show isotopic disequilibrium motivated by events after 2.6 Ga, while the Sm-Nd data indicate an older age for the formation of these mafic sequences of around 2.97Ga. The Pb, Sr and Nd signatures in the rocks that enclose the mineralization indicate that there was entrance of foreign fluids into the rocks of the greenstone belt in the Cuiaba mina area as a result of inferior and superior crust reservoirs. If there was contribution of Pb, Sr and Nd to the mineralizing fluids of the metamafic rocks and of the FFB, it was subordinate. Isotopic analyses of Pb-Pb, Re-Os, Rb-Sr, Sm-Nd and Ar-Ar, mineral analyses and textural relations of sulfides, established that the Au mineralization of Cuiaba mine had a complex and polycyclic evolution. This evolution is characterized by the superposition of diverse events of mobilization of gold and fluids of distinct compositions. These fluids were produced by hydrothermal events induced by at least two tectonic magmatic episodes that happened in the Quadrilatero Ferrifero region. One of them is associated with the end of the Rio das Velhas event (2.7-2.6 Ga) when the Au mineralization was formed and the other one is related to the remobilization during the Brasiliano event (0.7-0.45 Ga). Pb isotopic studies on pyrite and pyrrotite of Cuiaba mineralization show model ages between 2.73 Ga and 2.56 Ga indicating that the mineralization is epigenetic formed during Late Archean, with successive generation of pyrites. The obtained model ages indicate that the porphyroblastic and coarse pyrites were formed since the beginning of the mineralization process, around 2.73 Ga, with remobilization/precipitation up to 2.55Ga. The fine pyrite was formed after the generation of the previous pyrite around 2.65Ga. The model ages of pyrrotite indicate that it was formed after the fine pyrite, after 2.65 Ga. The isotopic signatures of Pb, Sr, Nd and Os of the ore indicate that the mineralization fluids that precipitated had heterogeneous composition, with a mixing of fluids that originated from different reservoirs, principally source rocks from superior and inferior crust, with a subordinate contribution of mantle rocks.

O Complexo Metamórfico Bonfim é um segmento de crosta continental situado a Oeste da Serra da moeda e a sul da Serra dos Três Irmãos, no Quadrilátero Ferrífero em Minas Gerais. A partir do mapeamento geológico realizado na porção setentrional deste complexo (escala 1:25.000), constatou-se a presença de uma grande variedade de rochas de natureza predominante metamórfica e subordinadamente ígnea. Em continuidade, a realização de estudos petrográficos (241 seções delgadas), geoquímicos em rocha total (67 análises envolvendo elementos maiores, menores, traços e terras raras) e geocronológicos (52 determinações radiométricas em minerais e rochas, pelos métodos U/Pb, Rb/Sr e K/Ar), permitiu agrupar os litotipos mapeados em oito unidades litoestratigráficas. Tais unidades são aqui informalmente designadas de Gnaisses Alberto Flores, Anfíbolitos Paraopeba, Gnaisses Souza Noschese, Tonalitos Samambaia, Anfibolitos Candeias, Granitos Brumadinho, Metadiabásios Conceição de Itaguá e Diabásios Santa Cruz. A evolução geológica deste complexo tem início no Arqueano Médio (3,2 Ga) e foi constatada através da herança isotópica U/PB nos zircões dos Gnaisses Alberto Flores, por meio de uma discórdia envolvendo um núcleo (com 2920 Ma) e o seu sobrecrescimento (com 2772 \'+ OU -\' 6 Ma). Entretanto, esta evolução está particularmente relacionada ao Arqueano Superior, quando foram gerados os Gnaisses Alberto Flores (com idade U/Pb mínima de 2920 Ma) e, principalmente, no decorrer de um grande evento tectôno-termal de fácies anfibolito, de 2,78 Ga atrás, aqui designado informalmente de Rio das Velhas. No decorrer deste evento, a crosta continental preexistente no âmbito do Complexo Metamórfico Bonfim Setentrional (e.g.Gnaisses Alberto Flores, Anfibolitos Paraopeba e Gnaisses Souza Noschese) foi invadida por um magmatismo cálcio alcalino (Tonalitos Samambais) e, provavelmente, por um outro magmatismo de características químicas compatíveis com magmas andesíticos e/ou tholeíticos ( Anfíbolitos Candeias). Nesta mesma época, teve lugar também um vulcanismo ácido, mas que é encontrado particularmente nos domínios do Supergrupo Rio das Velhas. Este cenário geológico é sugestivo de um ambiente tectônico semelhante às margens continentais ativas. Encerrando a evolução geológica do Arqueano Superior tem lugar um outro magmatismo félsico, que foi responsável pela geração dos Granitos Brumadinho há 2703 +24/-20 Ma atrás. Estas rochas truncam a foliação milonítica NS dos Gnaisses Alberto Flores e constituem um importante marco litoestratigráfico da evolução geológica do Complexo Metamórfico Bonfim Setentrional. No decorrer do Proterozóico este complexo foi retomado tectonicamente e invadido por dois novos magmatismos básicos. Esta retomada tectônica ocorreu sob condições de fácies xisto verde essencialmente. Por causa disto, os seus sistemas isotópicos K/Ar e/ou, principalmente, Rb/Sr estão acusando rejuvenescimentos parciais e ou incompletos. Assim sendo, as suas idades aparentes K/Ar e/ou errocrônicas Rb/Sr distribuem-se do Proterozóico Inferior ao Proterozóico Superior. Os dois magmatismos básicos, por sua vez, estão representados pelos Metadiabásios Conceição de Itaguá. Com idades aparentes K/Ar (em hornblenda primária) de 1,0 Ga, e pelos Diabásios Santa Cruz, de idade desconhecida mas correlacionáveis a outros magmatismos do Proterozóico Superior no âmbito do Quadrilátero Ferrífero. De acordo com estes resultados o Complexo Metamórfico Bonfim Setentrional constitue o limite oriental da Província Arqueana Divinópolis com o Cinturão Mineiro, de idade Transamazônica. Nos setores marginais desta província, a exemplo da região estudada, os sistemas isotópicos Rb/Sr e K/Ar foram rejuvenescidos a partir do Arqueano. / The Bonfim Metamorphic Complex (BMC) constitutes a segment of continental crust which is limited eastwards and northwards by the Serra da Moeda and Serra dos Três Irmãos, respectively, in Quadrilátero Ferrífero (QF), state of Minas Gerais, Within the northern portion of the BMC, eight lithostratigraphic units (most of them metamorphosed ones) were identified through by means of geological mapping on 1:25,000 scale. All of the above units were also characterized on the basis of petrographical studies (241 thin sections), whole rock geochemistry (67 major, minor, trace and REE analyses), and U/Pb, Rb/Sr and K/Ar geochronology (52 mineral and whole rock data). These units were informally named: Alberto Flores Gneisses, Paraopeba Amphibolites, Souza Noschese Gneisses, Samambaia Tonalites, Candeias Amphibolites, Brumadinho Granites, Conceição de Itaguá metadiabases and Santa Cruz Diabases. Geological evolution of the northern BMC started at c. 3,28 Ga ago, as suggested from one inherited U/Pb zircon component age encountered in the Alberto Flores Gneiss, of trondhjemitic composition. However, the BMC is mostly related to Late Archean during which the above gneiss originated, at 2.92 Ga ago (evidenced from its U/Pb zircon core age). One overgrowth from this zircon yielded and age of 2,772 \'+ OU -\' 6 M.a. Based on the geological inferences, both the Paraopeba Amphibolites and Souza Noschese Gneiss also developed, during such a period of time (2,92 - 2,77 Ga). Further on, the continental crust was intruded by the calc-alkaline Samambaia Tonalites, as evidenced from U/Pb zircon and titanites ages of 2,780 +3/-2 Ma. Also related to this epoch is the 2,772 \'+ OU -\' 6 Ma acid volcanism which is found in the Rio das Velhas Supergroup, in QF. Contemporaneously, andesitic and/or tholeiitic magmatism took place (Candeias Amphibolites), as suggested by their geological association with Samambaia Tonalites. The overall described evolutionary setting is consistent with the occurrence a major 2,78 Ga tectono-thermal amphibolite facies event in the investigated area, here informally named Rio das Velhas. The above geological evolution of BMC together with the geochemical and radiometric data are consistent with a model of active continental margins, during the Late Archean time. This Archean evolution finished by instrusion of the Brumadinho Granites, at 2703 +24/-20 Ma ago (U/Pb zircon age). These granites are here considered as a key-marker for the Late Archean geological evolution of the area, because they truncate the NS shear foliation which is recorded in the Alberto Flores Gneisses. During the Proterozoic, the northern BMC was intruded by two distinct basic magmatism. The basic rocks are represented by Conceição de Itaguá Metadiabases ( K/Ar hornblende ages around 1,0 Ga), and the Santa Cruz Diabases. The latter (not dated) are here tentatively correlated with basic dikes of Late Proterozoic age (c. 0,6 Ga; U/PB age), in QF region. The investigated area was also reactivated, during the Proterozoic, under greenschist metamorphic conditions. Because of this metamorphic overprinting both the isotopic K/Ar and /or RB/Sr rock-systems of the northern BMC yielded uncomplete resenting. Consequently, the investigated rocks exhibited scatteres apparent K/Ar mineral ages and/or Rb/Sr ages, in the range 2,1 - 1,0 Ga. Finally, on paleogeographical basis, the geochronological scenario of the northern BMC may correspond to the eastern sector of the Divinópolis Archean Province in relation to the adjacent Transamazônico Mineiro Belt eastwards, at southern São Francisco Craton. As prior mentioned specially within this marginal sector of the Divinópolis province (i.e. northern BMC) the isotopic Rb/Sr rocks-systems and K/Ar minerals have been resetted due to low-grade metamorphism, since the Late Archean.

O sistema fluvial amazônico representa a maior bacia de captação de sedimentos do mundo. Neste contexto, o objetivo deste estudo foi caracterizar as areias transportadas pelos rios Negro e Solimões e discriminar a contribuição do aporte sedimentar arenoso derivado destes dois rios para a formação do rio Amazonas. Além disso, buscou-se identificar variações temporais da geomorfologia fluvial da zona de confluência dos rios Negro e Solimões. Para tanto, foram utilizados métodos de análise geomorfológica e de fácies, granulometria, sensibilidade por luminescência opticamente estimulada (LOE) da fração areia e datações LOE e 14 C. Os sedimentos das barras do rio Negro apresentam maior porcentagem de areia, com diâmetro médio em 375,76 µm, os quais são dominados por grãos de quartzo de sensibilidade LOE moderada (3,06). Já os sedimentos das barras dos rios Solimões e Amazonas são mais finos, com diâmetro médio em 154,58 µm e 134,36 µm, respectivamente, alta porcentagem de feldspato e grãos de quartzo com baixa sensibilidade LOE (2,49 e 2,53, respectivamente). O aporte arenoso do rio Solimões (88,08% para sedimentos de calha e 98,23% para barras) sobre o rio Amazonas é dominante em relação ao aporte do rio Negro (11, 91% para sedimentos de calha e 1,76% para barras). Os dados de sensibilidade LOE sugerem que os sedimentos do rio Negro são acomodados principalmente na calha do rio Amazonas. Os arenitos da Formação Alter do Chão adjacentes ao canal do baixo rio Negro representam a principal área fonte dos sedimentos deste rio. A baixa maturidade composicional e sensibilidade LOE reduzida dos sedimentos do rio Solimões sugerem rápido transporte sedimentar a partir de áreas fontes andinas. O tempo de estocagem mínimo para as areias de barras expostas durante a seca do rio Negro varia entre 0,34±0,04 ka e 1,7±0,26 ka. Já o período mínimo de estocagem das areias em barras dos rios Solimões e Amazonas variou entre 1,3±0,21 ka e 11,9±1,18 ka. As principais fases de construção das barras dos rios Solimões e Amazonas estariam relacionadas principalmente com eventos de precipitação extrema do Holoceno. / The Amazon river system is the largest sediment catchment basin in the world. In this context, this study aims to differentiate the sands carried by the Negro and Solimões rivers and estimate the sandy sedimentary supply derived from these two rivers to the Amazon river. Furthermore, this research also deals with temporal variations of fluvial geomorphology in the confluence area of the Negro and Solimões rivers. For this purpose, we used methods of geomorphological, facies and grain size analysis coupled with optically stimulated luminescence (OSL) sensitivity of sand fraction and OSL and 14 C dating. The sediments of the Negro river bars showed a higher percentage of sand, with mean diameter of 375,76 µm, which are dominated by quartz grains with moderate OSL sensitivity (3,06). On the other hand, sediment from bars of Solimões and Amazonas rivers are thinner, with mean diameter of 154,58 µm and 134,36 µm, respectively, high percentage of feldspar and quartz grains with low OSL sensitivity (2,49 and 2,53, respectively). The contribution of Solimões river sands (98.23%) to the Amazon river is dominant in relation to the contribution of the Negro river (1.76%). OSL sensitivity data suggest that the Negro river sediments are accommodated mainly in the Amazon River channel. The Alter of Chão Formation sandstones outcropping adjacent to the lower Negro river channel area represent the main source of sediments for this sector of the Negro river. The low compositional maturity and reduced OSL sensitivity of Solimões river sediments suggest rapid sediment transport from Andean source areas. The minimum storage time for the Negro river sand bars exposed during the dry season varies between 0,34 ± 0,04 ky and 1,7 ± 0,26 ky. The minimum storage time of sands in bars from the Solimões and Amazonas rivers ranged between 1,3 ± 0,21 ky and 11,9 ± 1,18 ky. The main construction phases of the Solimões and Amazonas rivers bars would be related to extreme precipitation events during the Holocene.

O Terreno Embu está locado no cinturão Ribeira, separado a norte pela zona de cisalhamento Caucaia-Rio-Jaguari, a sul pela zona de cisalhamento Cubatão e é cortado tranversalmente pela zona de cisalhamento Taxaquara- Guararema e foi formado durante o ciclo orogênico Brasiliano, no Neoproterozóico. Este Terreno é formado por uma infraestrutura ortognaissíca que compõe as rochas do Complexo Rio Capivari, uma sequência metassedimentar dividida em duas unidades: paragnaisses e xistos e quartzitos e uma vasta quantidade de granitos que constituem cerca de 30% do Terreno. A partir dos dados de campo, petrográficos, geocronológicos, geoquímicos em rocha total e isotopia Lu-Hf em zircão e Sm-Nd em rocha total, foi possível inferir diferentes estágios evolutivos das rochas que compõe o Terreno Embu. As rochas do Complexo Rio Capivari registram um história de 400 m.y, o primeiro evento no Sideriano (2,4 Ga) relacionado a formação de um arco de ilha com assinatura isotópica juvenil, que evolui para uma margem continental ativa durante o Riaciano (2,18 a 2,14 Ga) com magmatismo derivado de uma crosta Arquena, o registro isotópico juvenil em 2,08 Ga é entendido com um estágio da margem continental ativa onde ocorre retração do slab e por fim no Orosiriano (2,01 Ga) as rochas possuem assinatura de crosta continental em provável regime de colisão. Evidêcias isotópicas demonstram que estas rochas não formaram o embasamento da sequência metassedimentar. As rochas metassedimentares possuem a idade máxima de deposição inferida a partir da idade do zircão detrítico mais jovem de 980 Ma, no Toniano e as idades dos zircões detítricos se concentraram principalmente no Mesoproterozóico entre 1,0 e 1,2 Ga e com um pico secundário em 1,8 Ga. A partir dos dados relativos ao magmatismo granítico e o metamorfismo foram identificados três eventos tectônicos que afetaram as rochas do Terreno Embu. O primeiro evento ocorreu entre 810-780 Ma e foi registrado nos ortognaisses de composição tonalítica-monzogranítica peraluminosa, interpretados como formados em um ambiente de arco magmático continental cujo magmatismo nos estágios finais assinala contaminação pela pilha metassedimentar. O segundo evento entre 705 e 660 Ma está impresso na deformação das ortognáissicas tonianas e na formação do Batólito do Serra do Quebra- Cangalha. Por fim, o último evento, entre 630 e 575 Ma foi relacionado com a colisão do Terreno Embu com o proto-continente Paranapanema-São Francisco, teve início em 630 na formação de uma margem continental ativa com magmatismo metaluminoso. Entre 615 e 605 ocorre a colisão e o magmatismo peraluminoso entre 595-580 Ma marca os estágios finais da colisão com a exumação do orógeno. A acreção do Complexo Rio Capivari ao Terreno Embu é interpretada como sendo relativa a este último evento tectônico. / The Embu Terrane is located in the Ribeira Belt, it is separated by north for the Caucaia-Rio Jaguari shear zone, by south for the Cubatão shear zone and it is cut across the Taxaquara-Guararema shear zone and it is formed during the Neoproterozoic orogenic Brasilian cycle. This Terrane is formed by orthognaisses infrastructure Rio Capivari Complex, a sequence of metassedimentary rocks divided in two units: Paragnaisses and schists and quartzites and a wide number of granites that compose around of 30% of the Terrane. Through the field data, petrography, geocronology, geochemistry in whole-rock and isotopic Lu-Hf in zircon and Sm-Nd in whole-rock, it was possible to evidence different evolution stages for the Embu Terrane rocks. The Complex Rio Capivari rocks recorded a story of 400 m.y, the first event in the Siderian (2,4 Ga) related to the island arc formation with juvenile isotopic signature that evaluated to a continental active margin during the Riaciano (2,18 to 2,14 Ga) with magmatism related to Archean crust, the juvenile record is understand how the stage of continental margin where it happened retraction slab and at least in the Orosirian (2,01 Ga) the rocks have continental crust signature in probably collision regime. Isotopic evidences show that these rocks don\'t compose the basement of metassedimentary sequence. The metassedimentary rocks have the maximum depositional age inferred from the youngest detritic zircon age of 980 Ma, Tonian and the zircon detritic age are concentrate mainly Mesoproterozoic between 1,0 and 1,2 Ga and with a secondary concentration of 1,8 . Through the granitic magmatism and metamorphic data it was identified three tectonics events that affect the Terrane Embu. The first happened between 810-780 Ma and it was recorded in the orthogneisses with tonaliticmonzogranitic peraluminous, interpreted how formed in an environment of continental arc magmatic whose the magmatism in the finals stages admits contamination by the metassedimentary rocks. The second event between 705 and 660 Ma is printed in the tonian orthogneisses deformation and in the Serra do Quebra-Cangalha Batholith formation. At least, the final event between 630 and 575 Ma was related with the proto-continent Paranapanema-São Francisco collision, it had begin in 630 Ma with the active continental margin formation with metaluminous magmatism. The collision happened between 615 and 604 and the magmatism peraluminous between 595-580 Ma print the collision finals stages with orogen exhumation. The accretion of Rio Capivari complex on Embu Terrane is interpreted how it been related to this last tectonic event.

A presente dissertação apresenta os resultados de estudos petrográficos, mineralógicos, geoquímicos e geocronológicos da mineralização de cobre, molibdênio e ouro hospedada em rochas vulcânicas e vulcanoclásticas e em pórfiros associados ao vulcanismo Uatumã na parte norte da Província Mineral do Tapajós, entre os rios Tapajós e Jamanxim. Geologicamente foram distinguidas duas sequências estratigráficas vulcano-sedimentares com intrusivas associadas, depositadas sobre um embasamento granítico. A Sequência Inferior é formada por monzogranitos granulação grossa, derrames de andesito basáltico, andesito, riolitos porfiríticos, tufos e ignimbritos e intrusões de pórfiros riolíticos com tendências riodacíticas, e a Sequência Superior é constituída predominantemente por rochas vulcanoclásticas, incluindo ignimbritos, tufos, tufos soldados, lapilli-tufos de cristais, brechas co-ignimbríticas, rochas vulcanoclásticas epiclásticas, tufitos, silexitos, ritmitos, brechas de conduto, diques de dacitos, e pórfiros mais ricos em biotita e hornblenda. O conjunto das rochas vulcânicas, vulcanoclásticas e pórfiros, além de diques de dacitos foram interpretados como formadas em uma caldeira vulcânica, com as mineralizações hospedadas em vulcões anelares e pórfiros do estágio pós-caldeira. A geocronologia U-Pb SHRIMP em zircão apontam para idades de cristalização da Sequência Inferior ao redor 1.990 ±12 Ma e da Sequência Superior entre 1.888 ±6,6 e 1.861 ±8,9 Ma. Na área também foram reconhecidos monzogranitos ricos em biotita e hornblenda de granulação mais fina e textura granofírica do embasamento (Monzogranito A), de idade de 2.003 ±24 Ma.. Alteração hidrotermal associa-se á intrusão dos pórfiros e inclui metassomatismo sódico e potássico, alteração propilítica, sericítica com ou sem adulária, argílica e silicificação em estilos pervasivo e fissural, típicos de sistemas magmáticos-hidrotermais do tipo pórfiro e epitermal low-sulfidation. O metassomatismo sódico é mais desenvolvido nos monzogranitos, mas ocorre também, de modo mais subordinado, nos pórfiros. Esse é caracterizado pela cristalização de albita hidrotermal com quartzo associado. O metassomatismo potássico ocorre em maior intensidade nos monzogranitos, riolitos porfiríticos e pórfiros e resulta na neoformação de feldspato potássico e biotita hidrotermal, por vezes com quartzo associado. A alteração propilítica, reconhecida em todos os litotipos, se desenvolveu em dois estágios. O primeiro se caracteriza por cloritização mais intensa dos minerais máficos (biotita, hornblenda e clinopiroxênio) em estilo seletivamente pervasivo, com epidoto e carbonatos subordinados. O segundo estágio tem estilo predominantemente fissural e se sobrepõe à alteração sericítica. Esse resulta na associação de clorita, epidoto, calcita placóide, fluorita, albita, adulária, calcopirita, pirita e rutilo. A alteração sericítica é observada em todos os litotipos em estilos que variam entre pervasivo, seletivamente pervasivo e fissural. A associação mineralógica é do tipo QSP (sericita, quartzo, pirita e calcopirita) estando também presente biotita hidrotermal em alguns casos, além, de esfalerita, galena e molibdenita. Nas rochas vulcanoclásticas se destaca a presença de adulária na alteração sericítica, caracterizando a mineralização epitermal low-sulfidation. Zonas de silicificação pevasiva e, principalmente, associadas a fraturas ocorrem e todos os litotipos, mas é mais bem desenvolvida nas rochas vulcanoclásticas com alteração sericítica com adulária, nas qual também ocorre calcita placóide substituída por caldedônia. A alteração argílica corresponde ao último evento de alteração hidrotermal, presente principalmente nos riolitos porfiríticos e nas rochas vulcanoclásticas, sendo caracterizada pela associação de illita + caulinita + quartzo que invadem a rocha de maneira fissural a pervasiva. O minério ocorre disseminado, em vênulas e em veios, e apresenta caráter polimetálico, representado por pirita, calcopirita, molibdenita, ouro e esfalerita, além de prata nativa e galena, identificados em MEV. Nós pórfiros também formam típicos sistemas de vênulas. As rochas hospedeiras de ambas as sequências são subalcalinas da série cálcio-alcalina de alto potássico, metaluminosas a peraluminosas. Enriquecimentos em potássio causados pelo metassomatismo comumente conferem às rochas tendências shoshoníticas. Segundo os diagramas de classificação química as rochas mais evoluídas são classificadas como granitos e riolitos. Algumas variações no quimismo são observadas devido à influência do metassomatismo potássico, que resulta em composições mais enriquecidas em álcalis como sienito, quartzo monzonito, traquito e traquidacito. Os diagramas de discriminação tectônica demonstram que todas as rochas foram geradas em ambientes de margem continental ativa de arco vulcânico continental, onde são comuns mineralizações fanerozoicas e cenozoicas dos tipos low-sulfidation e tipo pórfiro. O comportamento dos elementos maiores, menores e traço, assim como o padrão de distribuição das terras raras permitiu concluir que as rochas são formadas em dois eventos magmáticos diferentes. Um deles se caracteriza por gerar as rochas da Sequência Superior (1.888 ±6,6 e 1.861 ±8,9Ma) de composições basálticas até riodacíticas por processos de cristalização fracionada a partir de um magma único, enquanto o outro evento, representado por magmatismo félsico, originou as rochas de composição monzogranítica e riodacítica da Sequência Inferior (1.990 ±12 e 1.971 ±14Ma). Os dados geocronológicos e geoquímicos comparativos com as unidades aflorantes em outras zonas da Província Mineral de Tapajós sugerem possíveis correlações das rochas estudadas com litotipos das unidades Cuiú-Cuiú, Parauari e das formações Salustiano e Aruri do Grupo Iriri. As características das mineralizações e das alterações hidrotemais indicam semelhanças com mineralizações low-sulfidation e tipo pórfiro formadas em arcos magmáticos fanerozóicos e cenozoicos, o que permite classifica-las nesse conjunto. Essas mineralizações paleoproterozoicas foram formadas pela sobreposição de um sistema do tipo pórfiro sobre uma mineralização epitermal low-sulfidation, ambas vinculadas com a intrusão de diques e pequenos stocks de pórfiros. A mineralização de Cu-Mo-Au tem idade semelhante às das mineralizações de ouro high-sulfidation e do pórfiro de Au-(Cu) do Palito descritas na Província Mineral do Tapajós, o que indica um potencial ainda não adequadamente explorado para ocorrência de depósitos magmáticos epitermais nas vulcânicas e nas subvulcânicas, não apenas de ouro, mas também de prata e de metais de base, notadamente cobre e molibdênio, na Província Mineral do Tapajós e em outra regiões do Cráton Amazônico onde o evento sensu lato Uatumã está presente. / This Master thesis presents petrographic, mineralogical, geochemical, and geochrolological results relative to mineralization of copper, molybdenum, and gold hosted in volcanic and volcaniclastic rocks and in porphyries associated with the Uatumã magmatic event in the northern part of the Tapajós Mineral Province, between the Tapajós and Jamanxim rivers. Two volcano-sedimentary sequences deposited over a granitic basement with associated intrusive rocks have been recognized in the studied area. The Lower Sequence consists of coarse-grained monzogranite, basaltic andesite, andesite, porphyritic rhyolites, ignimbrite, and rhyolitic porphyry intrusions. The Upper Sequence comprises predominantly volcaniclastic rocks, including ignimbrites, tuffs, welded tuffs, crystal and lapilli tuffs, co-ignimbritic breccias, volcaniclastic and epiclastic rocks, tuffites, chert, rhythmites, conduit breccias, dacites dikes, and biotite- and hornblende-rich porphyries. All the volcanic and volcaniclastic rocks, and porphyries have been interpreted as associated with a volcanic caldera, with mineralization hosted in rocks formed in post-caldera ring volcano. U-Pb SHRIMP zircon ages indicate crystallization of the Lower Sequence in 1.990 ± 12 Ma and formation of the Upper Superior between 1.888 ± 6.6 and 1.861 ± 8.9 Ma. Fine-grained biotite- and hornblende-rich monzogranites with granophyric texture attributed to the basement yield U-Pb SHRIMP age in zircon of 2.003 ± 24 Ma. Hydrothermal alteration associated with porphyry intrusion includes sodic and potassic metasomatism, propylitic alteration, sericitic alteration with or without adularia, argillic alteration, and silicification in pervasive and fissural style. The sequence of hydrothermal alteration is typical of magmatic-hydrothermal systems, especially those associated with porphyry and low-sulfidation epithermal deposits. The sodic metasomatism is well-developed in monzogranites, but also occurs in porphyries. This is characterized by hydrothermal crystallization of albite associated with quartz. The potassic metasomatism occurs in greater intensity in monzogranites, porphyritic rhyolites, and porphyries. It results in the neoformation of hydrothermal K-feldspar and biotite, locally associated with quartz. The propylitic alteration, recognized in all rock types, was developed in two stages. The first is characterized by intense chloritization of mafic minerals (biotite, hornblende, and clinopyroxene) with subordinate epidote and carbonate in selectively pervasive style. The second stage is predominantly fissural and overlaps the sericitic alteration. This results in the association of chlorite, epidote, placoid calcite, fluorite, albite, adularia, chalcopyrite, pyrite, and rutile. The sericitic alteration is observed in all rock types in styles ranging from pervasive, selectively pervasive, and fissural. The mineral assemblage is QSP (quartz, sericite, pyrite, and chalcopyrite), in which hydrothermal biotite, sphalerite, galena, and molybdenite also occur. In the volcaniclastic rocks, the presence of adularia-rich sericitic alteration stands out, featuring a low-sulfidation epithermal mineralization. Zones of pervasive and fracture-controlled silicification occur in all lithotypes, but it is best developed in volcaniclastic rocks with adularia-rich sericitic alteration. In the latter, placoid calcite is replaced by chalcedony. The argillic alteration corresponds to the last event of hydrothermal alteration, mainly present in the porphyritic rhyolites and volcaniclastic rocks. It is characterized by the illite + kaolinite + quartz assemblage. The ore has polymetallic character and sulfides occur disseminated, in veinlets network, and veins, similar to those typical of porphyry systems. It comprises pyrite, chalcopyrite, molybdenite, gold, sphalerite, native silver, and galena, identified by MEV. The host rocks of both sequences are sub-alkaline, metaluminous to peraluminous, and have high K calc-alkaline tendency. The most evolved rocks are classified as granites and rhyolites. Chemical variations are observed due to the influence of potassium metasomatism, which results in compositions further enriched in alkalis, similar to those of syenite, quartz monzonites, trachyte, and trachy-dacite. The tectonic discrimination diagrams show that all the rocks have been generated in environments of active continental margin of continental volcanic arc, which are typically related with Phanerozoic and Cenozoic mineralization of epithermal and porphyry types. The behavior of major, minor and trace elements, as well as the distribution pattern of rare earth elements indicate that the rocks were formed in two different magmatic events. One of them is relative to the Upper Sequence (1.888 ± 6.6 and 1.861 ± 8.9 Ma), which encompasses basaltic to rhyodacitic rocks evolved by fractional crystallization from a single magma. The other event is mainly represented by felsic magmatism that originated the monzogranitic to rhyodacitic rocks of the Lower Sequence (1990 ± 12 and 1971 ± 14 Ma). The geochronological and geochemical comparison with units cropping out in other areas of the Tapajós Mineral Province suggest possible correlations among the studied rocks with lithotypes of the Cuiú - Cuiú and Parauari units, besides the Salustiano and Aruri formations of the Iriri Group. The attributes of the mineralization and patterns of hydrothermal alteration indicate similarities with low-sulfidation mineralization and porphyry systems formed in Phanerozoic and Cenozoic magmatic arcs. This allows classifies them as similar with those deposit types. The Paleoproterozoic polymetallic mineralization were formed by the overlap of a porphyry system over a low- sulfidation epithermal mineralization, both linked to the intrusion of dikes and small stocks of porphyry. The mineralization of Cu-Mo-Au has similar age to the high-sulfidation gold mineralization and the Au-(Cu) porphyry type Palito deposit described previously in the Tapajós Mineral Province. Collectively, these results indicate a potential, not only for gold, but also for silver and base metals, notably copper and molybdenum, that was not yet adequately explored for the occurrence of magmatic-hydrothermal systems associated with volcanic and shallow-emplaced intrusive rocks in the Tapajós Mineral Province and other regions of the Amazonian Craton, where the event Uatumã sensu lato is present.

Os stocks graníticos de Cerne, Passa Três, Rio Abaixo e Sienito Capivara são representados por corpos elípticos, alongados segundo a direção NE-SW (granitos do Cerne e Passa Três) ou com formas \"ovóides\" (Granito Rio Abaixo e Sienito Capivara). Estes corpos são intrusivos nos metassedimentos da porção sudeste da Faixa de Dobramentos Apiaí, no Estado do Paraná. O Granito do Cerne é expresso predominantemente por biotita-sienogranitos, monzogranitos e quartzo-sienitos (mais raros), com textura xenomórfica à hipidiomórfica, inequigranular média à megacristais de microclínio, estes freqüentemente pertitizados. De modo geral este maciço apresenta-se isótropo ou com foliação magmática insipiente em seu interior, ou deformado próximo aos contatos com as encaixantes. Essa deformação, predominantemente rúptil-dúctil, associa-se a zonas de cisalhamento de alto ângulo (transcorrências), desenvolvendo termos protomiloníticos e miloníticos. O Granito Passa Três é petrograficamente e estruturalmente semelhante ao Granito do Cerne (principalmente aos sienogranitos), distinguindo-se por praticamente não apresentar biotitas. Destaca-se uma marcante fase hidrotermal, caracterizada por veios de quartzo métricos, penetrativos, com sulfetos associados à mineralização de ouro. O Granito Rio Abaixo é composto predominantemente por biotita-monzogranitos e sienogranitos com textura semelhante aos granitos do Cerne e Passa Três (xenomórfica à hipidiomórfica, inequigranular média à megacristais de microclínio). Apresenta forma ovóide e seus contatos são marcados por zonas de cisalhamento predominantemente rúpteis. O Sienito Capivara é representado por quartzo-sienitos e álcali-feldspato-sienitos, com textura hipidiomórfica, inequigranular média à megacristais de microclínio. Mostra foliação de fluxo, bem como uma clivagem de fratura marcante em toda intrusão. Essas rochas mostram semelhanças litogeoquímicas com os granitos tipo-A, porém, bastante enriquecidas em Ba, Sr e Zr. Os granitos Cerne, Passa Três e Rio Abaixo parecem relacionar-se à uma série aluminosa, enquanto o Sienito Capivara apresenta assinatura semelhante à rochas das séries alcalinas. As idades modelo Sm-Nd (TDM) indicam o intervalo 2.200-2.000Ma (Paleoproterozóico) como principal período de diferenciação manto / crosta dos protolitos dos maciços graníticos Cerne, Passa Três, Rio Abaixo e Sienito Capivara. Os valores de \'épsilon IND. Nd\', quando calculados para época de formação desses corpos graníticos, mostram-se negativos (valor médio de aproximadamente -15), caracterizando longo período de residência crustal dos protolitos dessas rochas. O Monzolito Chacrinha, também abordado neste trabalho, mostra características litogeoquímicas distintas as demais intrusões estudadas. Encontra-se localizado como pequenas intrusões à oeste do Granito do Cerne, caracterizado por quartzo-monzonitos associados aos diques de diabásio de direção NW-SE, que cortam intensamente a região. Os dados U-Pb dos granitos Cerne, Rio Abaixo e Sienito Capivara se caracterizaram pela presença de zircões (normalmente prismáticos e biterminados) com heranças isotópicas. Os pontos analíticos posicionam-se discordantes no diagrama concórdia, definindo melhores idades nos interceptos inferiores em 563 \'+ ou -\' 34Ma (Granito do Cerne), 564 \'+ ou -\' 63Ma (Granito Rio Abaixo) e 553 \'+ ou -\' 9Ma (Sienito Capivara), interpretados como época de cristalização / recristalização desses zircões e conseqüentemente de formação desses maciços graníticos. Os interceptos superiores mostram-se bastante imprecisos (entre 2.2 e 2.7Ga), evidenciando uma importante componente de herança. Esta herança é melhor caracterizada pela técnica de evaporação de monocristais de zircão em filamento do espectrômetro, definindo idade de 2295 \'+ ou -\' 150Ma. Adicionalmente, foi determinado o padrão isotópico dos sienogranitos miloníticos do Núcleo Betara, ao sul do Granito do Cerne. Foi obtida idade U-Pb em zircão de 1750 \'+ ou -\' 7Ma, relativa a cristalização / formação desses sienogranitos, associados à eventos tafrogenéticos durante o período Estateriano. Análise Ar-Ar realizada em biotitas do Granito do Cerne indicou idade de 557 \'+ ou -\' 2Ma, bastante próxima a obtida para formação deste corpo (563 \'+ ou -\' 34Ma). Tal valor relaciona-se ao resfriamento dessas rochas a temperaturas inferiores a 250-300ºC, sugerindo período relativamente curto entre a colocação, cristalização e exumação da intrusão. A intrusão dos stocks graníticos do Cerne, Passa Três, Rio Abaixo e Sienito Capivara parece associar-se à tectônica de alto ângulo, durante a fase final do regime de transpressão. Representam um magmatismo pós-orogênico em relação ao arco magmático Três Córregos - Cunhaporanga (630-590Ma) e tardi-orogênico no contexto da Faixa de Dobramentos Apiaí, relacionados aos estágios finais de transpressão, estando a colocação desses corpos intimamente associadas às zonas de cisalhamento transcorrente e desenvolvimento das grandes estruturas antiformais e sinformais. / The Cerne, Passa Três, Rio Abaixo and the Capivara Syenite granitic stocks crop out as NE-SW-elongated, elliptical (Cerne and Passa Três granites) or ovoid-shaped (Rio Abaixo Granite and Capivara Syenite) bodies, intrusive in the metasediments of the southeastern portion of the Apiaí Fold Belt in the State of Paraná. The Cerne Granite is predominantly composed of biotite syenogranites, monzogranites and (rarer) quartz syenites, with xenomorphic to hypidiomorphic texture, medium-grained inequigranular to porphyritic, with frequently perthitic microcline megacrysts. Generally speaking, this massif is isotropic or presents incipient magmatic foliation in its inner portions, or is deformed close to the contacts with the host rocks. This predominantly brittle-ductile deformation is associated with high-angle (transcurrent) shear zones, developing protomylonitic and mylonitic terms. The Passa Três Granite is petrographically and structurally similar to the Cerne Granite (in special to the syenogranites), differing only in the almost total absence of biotite. A hydrothermal phase stands out, characterized by penetrative, meter-sized quartz veins with sulfides associated with gold mineralization. The Rio Abaixo Granite is composed predominantly of biotite monzogranites and syenogranites. Its texture is similar to the Cerne and Passa Três granites (xenomorphic to hypidiomorphic, medium-grained inequigranular to porphyritic, with microcline megacrysts). It is ovoid-shaped and its contacts are marked by predominantly brittle shear zones. The Capivara Syenite is represented by quartz syenites and alkali feldspar syenites, with hypidiomorphic texture, medium-grained inequigranular to porphyritic, with microcline megacrysts. It shows flow foliation, as well as marked fracture cleavage throughout the intrusion. These rocks show lithogeochemical similarities with type-A granites, but are very enriched in Ba, Sr and Zr. The Cerne, Passa Três and Rio Abaixo granites are possibly more related to an aluminous series than the Capivara Syenite, which is more characteristic of the alkaline series. Sm-Nd (TDM) model ages indicate the 2200-2000 Ma interval (Paleoproterozoic) as the main period of mantle/crust differentiation of the Cerne, Passa Três, Rio Abaixo and Capivara Syenite massifs. \'épsilon IND. Nd\' values, when calculated at the time of formation of the granitc bodies, are negative (average values around minus 15), characterizing long crustal residence period of the protoliths. The Chacrinha Monzonite, also included in this study, shows lithogeochemical characteristics distinct from the nearby intrusions. It is located west of the Cerne Granite and crops out as small intrusions characterized by quartz monzonites associated with NW-SE-striking diabase dikes that intensely crosscut the region. Cerne, Rio Abaixo and Capivara Syenite granites are characterized by (in general prismatic and biterminated) zircons showing isotopic heritages. The analytical points plot discordantly on the concordia diagram, defining the best ages at the lower intercepts: 563 \'+ ou -\' 34 Ma (Cerne Granite), 564 \'+ ou -\' 63 Ma (Rio Abaixo Granite) and 553 \'+ ou -\' 9 Ma (Capivara Syenite), interpreted as the crystallization / recrystallization time of these zircons and consequently of the granitic massifs formation. The upper intercepts are very imprecise (between 2.2 and 2.7 Ga), evidencing an important heritage component. This heritage is best characterized by the evaporation technique using zircon monocrystals directly on the spectrometer filament, which defines a 2295 \'+ ou -\' 150 Ma age. Additionally, the isotopic pattern of the Betara Nucleus, south of the Cerne Granite, was determined. A U-Pb age in zircon of 1750 \'+ ou -\' 7 Ma was obtained, related to the crystallization / formation of these syenogranites, associated with taphrogenetic events that took place during the Statherian period. Ar-Ar analyses of the Cerne Granite biotites yielded a 557 \'+ ou -\' 2 Ma age, very close to that obtained for the formation of this body (563 \'+ ou -\' 34 Ma). Such values are related to cooling at temperatures lower than 250-300 ºC, suggesting a relatively short period encompassing emplacement, crystallization and exhumation of the intrusion. The intrusion of the Cerne, Passa Três, Rio Abaixo and Capivara Syenite granitic stocks seems to be associated with the high-angle tectonics that took place during the final phase of a transpression regime. They represent a post-orogenic magmatismo (~560 Ma) in relation to the Três Córregos - Cunhaporanga magmatic arc (630-590 Ma), and are tardi-orogenic in the Apiaí Fold Belt context, related to its transpression final stages. The emplacement of these bodies is intimately associated with transcurrent shear zones and the development of the major antiformal and synformal structures.

Na região centro-oeste do Estado de Goiás ocorrem um dos mais expressivos enxames de diques máficos pré-cambrianos do Brasil. Estes diques afloram nos terrenos granito-gnáissicos do Maciço de Goiás em duas direções principais de intrusões (NE e NW). Em função dos aspectos petrográficos os diques foram divididos em três grupos: diabásios, metabasitos e anfibolitos. Os diabásios exibem texturas ofíticas a subofíticas e intercrescimentos granofíricos. Os metabasitos têm texturas sobofíticas a ofíticas. Os anfibolitos apresentam texturas granonematoblásticas. Em alguns diques mais espessos (~100 metros) nota-se clara variação textural, variando de ofítica a subofítica no centro a granonematoblástica nas bordas. Tal fato, aliado à semelhança geoquímica entre os diversos litotipos, levou-nos a considerá-los como de mesma idade de cristalização. Em linhas gerais, os diques máficos possuem afinidades toleíticas e composição basáltica. Apenas os diabásios apresentam uma ligeira variação composicional para andesitos basálticos. Estes diques mostram diferenças importantes nas suas composições químicas e foram divididos com base nos seus conteúdos de Ti\'O IND.2\' em: 1 - diques de alto Ti\'O IND.2\' (para teores de Ti\'O IND.2\' > 1,5%) e 2 - diques de baixo Ti\'O IND.2\' (para teores de Ti\'O IND. 2\' < 1,5%). De modo geral, os diques de alto Ti\'O IND.2\' ocorrem predominantemente na porção sul da área investigada, enquanto, que os diques de baixo Ti\'O IND.2\' ocorrem tanto na porção norte como na porção sul. Nos diques de baixo Ti\'O IND.2\' o índice de diferenciação mg# varia de 0,49 a 0,31. No grupo de alto Ti\'O IND.2\' esse valor varia de 0,33 a 0,18. Em ambos os casos com a diminuição de mg# ocorre um aumento de \'Fe IND.2\'\'O IND.3\'T, \'P IND.2\'\'O IND.5\', \'K IND.2\'O, \'Na IND.2\'O, Zr, Y, La, Nb, Ba, Zn e Ce, e diminuição de \'Al IND.2\'\'O IND.3\', CaO, Cr e Ni. O Sr é praticamente constante. Os diques de alto e baixo Ti\'O IND.2\' diferem no conteúdo de elementos incompatíveis principalmente dos grupos LILE (K, Rb e Ba) e elementos terras raras leves (La e Ce). Tais elementos são sempre mais abundantes no grupo de alto Ti\'O IND.2\'. Análises pelo método Rb-Sr em rocha total e Ar-Ar em anfibólios mostram que os terrenos granito-gnáissicos do Maciço de Goiás, foram seccionados por uma geração de diques máficos de aproximadamente 2.400 Ma. As razões iniciais de \'87 ANTPOT Sr\'/\'86 ANTPOT Sr\' e \'143 ANTPOT Nd\'/\'144 ANTPOT Nd\', e valores de \'épsilon\'(Sr) e \'épsilon\'(Nd) para a época de formação destas rochas (2.400 Ma), mostraram que grande parte das amostras situam-se próximas à \"Terra Global\". Para avaliar a interrelação entre os grupos de diques de alto e baixo Ti\'O IND.2\', foram testados quatro mecanismos teoricamente possíveis: cristalização fracionada, contaminação crustal, diferentes graus de fusão a partir de fonte homogênea e fonte heterogênea. O resultado desses estudos indicam a presença de fonte mantélica heterogênea. As semelhanças geoquímicas e isotópicas com diques das regiões de Uauá no Cráton São Francisco e Carajás no Cráton Amazônico indicam que a colocação dos diques de Goiás ocorreu num ambiente continental intracratônico. / Precambrian mafic dyke swarms occur in the center-western region of Goiás State, Brazil. These dykes intrude granite-gneiss terrains of the Goiás Massif along two main trends (NE and NW). The dykes were subdivided in three groups based on their petrographic aspects: diabases, metabasites and amphibolites. The diabases are caracterized by ophitic to subophitic textures and granophyric intergrowths. Metabasites present subophitic to ophitic textures. Amphibolites show granonematoblastic textures. ln some of the thicker dykes (~100 meters) a clear textural variation from ophitic to subophitic at the centre to granonematoblastic at the rims is observed. Such a fact, together with the similarity of geochemical characteristics between the lithotypes, lead to the conclusion that these dykes have the same crystallization age. The mafic dykes have tholeiitic affinities and basaltic composition. Only diabases have a slight composicional variation to basaltic andesite. These dykes show important chemical differences and were divided into two rock-types by their TiO2 contents: 1 - high TiO2 > 1,5%) and; 2 - low TiO2 (TiO2 < 1,5%). ln general, the high TiO2 type occurs predominantly in the southern portion of the investigated area, while the low TiO2 type occurs in both northern and southern portions. The low TiO2 type has mg# values that range from 0,49 to 0,31. ln the high TiO2 type the mg# value ranges from 0,33 to 0,18. ln both cases, with decreasing mg# occur increases of Fe2O3T, P2O5, K2O, Na2O, Zr, Y, La, Nb, Ba,Zn, Ce and decrease of Al2O3, CaO, Cr and Ni. Sr is often constant. The high and low TiO2 dykes differ in the contents of incompatible elements mostly of the LILE (K, Rb and Ba) and light rare earth element (La and Ce) groups. Such elements are always more abundant in the high TiO2 group. Rb-Sr whole-rock and Ar-Ar (amphibole) analyses show that the granite-gneiss terrains of the Goiás Massif, are crosscut by mafic dykes of 24OO Ma. The \'ANTPOT.87Sr\'/ \'ANTPOT.86Sr\' and \'ANTPOT. 143Nd\'/ \'ANTPOT.144Nd\' initial ratios, and values of \'épsilon\'(Sr) and \'épsilon\'(Nd) calculated to 2400 Ma, show that most of the samples plot near to the Bulk Earth composition. To evaluate the relationship among high and low TiO2 dyke groups, four theoretically possible mechanisms were tested: fractional crystallization, crustal contamination, variable degrees of melting of homogeneous source, and heterogeneous source. The result of these studies indicate the presence of an heterogeneous mantle source. The geochemical and isotopic similarities with São Francisco and Amazonia Craton dykes show that the emplacement of the Goiás dykes occurred in an intracratonic continental environment.

O Maciço Alcalino de Itatiaia (MAI) representa uma das maiores ocorrências alcalinas mesocenozóicas do Brasil, com aproximadamente 215 km², situado entre os estados de Minas Gerais e Rio de Janeiro. Ocorre como um corpo alongado com 30 km de comprimento por 4,5 a 11,5 km de largura, orientado segundo SE-NW, e alojado ao longo de zonas de acomodação do Rifte Continental do Sudeste Brasileiro, em metapelitos, ortognaisses e granitos dos cinturões dobrados Ribeira e Brasília. Novos dados de mapeamento geológico sugerem que o maciço evoluiu segundo um centro magmático, que migrou de sudeste para noroeste, gerando um complexo anelar com sucessivas intrusões em forma de meia lua, com idades variando de 71,3 a 67,5 Ma (U-PB em zircão). O MAI pode ser estruturalmente dividido em três setores: Sudeste (S-SE), Central (S-C) e Noroeste (S-NW). Esses setores possuem características litológicas e geomorfológicas distintas, sugerindo diferentes origens e/ou estágios de evolução. O S-SE consiste de nefelina sienitos miaskíticos a agpaíticos onde ocorrem diques de fonolito afíricos, porfiríticos (alguns com pseudoleucita) ou brechóides, além de nefelinitos. A fácies mais insaturada encontra-se na borda em contato com as encaixantes regionais, sendo localmente peraluminosa, com a presença de coríndon modal e hercinita. O S-C é representado por nefelina sienitos miaskíticos a agpaíticos, pulaskitos, nordmarkitos, quartzo álcali feldspato sienitos, um pequeno corpo granítico (alaskito) e traquitos porfiríticos a brechóides. Diques sin-plutônicos de traquitos sustentam o anel externo e diques de traquito e riolito ocorrem em diversos lugares pela área. O S-NW apresenta nefelina sienitos e nordmarkitos, e localmente melagabro cumulático e biotita monzonito. Em sua parte central ocorre traquitos porfiríticos a brechóide e traquibasalto porfirítico. As variedades litológicas nos três setores apresentam-se como possíveis intrusões distintas, cada uma com diferentes características petrográficas, assim podendo ser divididas em cinco grupos: 1) nefelina sienitos sem plagioclásio, caracterizados por uma forte insaturação em sílica e uma tendência de evolução tardi-magmática agpaítica (comumente com låvenita, hiortdahlita, rinkite, dentre outros minerais); 2) nefelina sienitos/pulaskitos com plagioclásio, que mostram-se menos insaturados em sílica e mais máficos, com diopsídio largamente substituído por magnésio-hastingsita e presença de plagioclásio (normalmente com textura anti-rapakivi); 3) série nordmarkito-granito, onde álcali feldspato quartzo sienitos e granito mostram uma variação progressiva nos teores de quartzo, índice de cor e granulação, enquanto os nordmarkitos não mostram uma clara ralação evolutiva; 4) associação anti-rapakivi, caracterizado pela textura porfirítica a glomeroporfirítica antirapakivi nas rochas e presença ocasional de enclaves microgranulares máficos arredondados; a 5) rochas básicas representadas pela ocorrência de um melagabro metassomatizado e um traquibasalto não mostrando relações geológicas claras com os sienitos. Essas rochas foram originadas através da evolução de dois magmas parentais mantélicos distintos, por diferenciação fracionada e com alguma participação de processos de contaminação crustal: I) ankaratrito/basanito, que deram origem aos nefelinitos por fracionamento de diopsídio e aos nefelina sienitos do S-SE por fracionamento de diopsídio, apatita e ±anfibólio; II) basanito/álcali basalto que geraram os traquibasaltos por fracionamento de diopsídio e os sienitos dos S-C e S-NW por fracionamento de plagioclásio, diopsídio e apatita, que por sua vez a) evoluíram para nefelina sienitos e b) para sienitos com quartzo, ultrapassando a barreira termal por processos assimilação crustal. / The Itatiaia alkaline massif (IAM) comprises some of the largest Meso-Cenozoic alkaline igneous occurrences in Brazil, covering over 215 km2 between Minas Gerais and Rio de Janeiro states. It appears as an elongated, 30 km long and 4.5 -11.5 km wide SE-NW-trending body emplaced along accommodation zones of the Continental Rift of Southern Brazil, intruding metapelites, orthogneiss and granites of the Brasília and Ribeira fold belts. New data and geological mapping suggest that the massif evolved from a migratory magmatic center that manifested as ring structures and successive moon-shaped intrusions from SE to NW in three sectors: Southeastern (SE-S), Central (C-S) and Northwestern (NW-S). The distinct lithological and geomorphological characteristics of these sectors could be related to different origin and/or evolution stages. SE-S consists of miaskitic to agpaitic nepheline syenites with dykes of aphiric, porphyritic (some with pseudoleucite) and breccioid phonolites and nephelinites. Its most silica-undersaturated units are in contact with the basement, being locality peraluminous with modal hercynite and corundum. C-S is represented by miaskitic to agpaitic nepheline syenites, pulaskites, nordmarkites, quartz alkali feldspar syenites, a small alaskite body and porphyritic to breccioid trachytes. Sin-plutonic trachytes sustain the external ring and dykes of trachyte and rhyolite occur throughout this sector. NW-S presents nepheline syenites and nordmarkites and locality cumulatic melagabro and biotite monzonite. In its central parts, porphyritic to breccioid trachytes and a trachybasalt body occur. The lithological variants in the three sectors present themselves as discrete intrusive bodies, each one characterized by distinct petrographical features that correspond to five distinct petrographic sets: 1) plagioclase-free nepheline syenites, characterized by strong silica-undersaturation and late agpaitic tendency (commonly with låvenite, hiortdahlite and/or rinkite); 2) plagioclase-bearing nepheline syenite and pulaskite showing weak silica-undersaturation and increased mafic content, with widespread diopside replaced with magnesio-hastingsite and presence of plagioclase (usually with anti-rapakivi texture); 3) a nordmarkite-granite series in which alkali feldspar quartz syenite and granite show progressive variation in quartz content, color index and granulation, whereas nordmarkites do not show a clear common evolution; 4) a quartz syenite association characterized by anti-rapakivi porphyritic to glomeroporphyritic texture and occasional presence of rounded mafic enclaves; and 5) basic rocks represented by metasomatized melagabbro and trachybasalt, with an unclear geological relation to the syenites. These rocks originated through the evolution of two distinct mantellic parental magma, which had some involvement of crustal contamination processes: I) ankaratrite/basanite, which generated the nephelinites of SE-S by fractional crystallization of diopside and the nepheline syenites by fractionation of diopside, apatite and ±amphibole; II) basanite/alkali basalt, with generated the trachybasalt by fractionation of diopside and the syenites of C-S and NW-S by fractionation of plagioclase, diopside, and apatite, which evolved to a) nepheline-bearing syenites and b) quartzbearing syenites, crossing the thermal barrier though crustal assimilation processes.

A presente dissertação apresenta os resultados de estudos petrográficos, mineralógicos, geoquímicos e geocronológicos da mineralização de cobre, molibdênio e ouro hospedada em rochas vulcânicas e vulcanoclásticas e em pórfiros associados ao vulcanismo Uatumã na parte norte da Província Mineral do Tapajós, entre os rios Tapajós e Jamanxim. Geologicamente foram distinguidas duas sequências estratigráficas vulcano-sedimentares com intrusivas associadas, depositadas sobre um embasamento granítico. A Sequência Inferior é formada por monzogranitos granulação grossa, derrames de andesito basáltico, andesito, riolitos porfiríticos, tufos e ignimbritos e intrusões de pórfiros riolíticos com tendências riodacíticas, e a Sequência Superior é constituída predominantemente por rochas vulcanoclásticas, incluindo ignimbritos, tufos, tufos soldados, lapilli-tufos de cristais, brechas co-ignimbríticas, rochas vulcanoclásticas epiclásticas, tufitos, silexitos, ritmitos, brechas de conduto, diques de dacitos, e pórfiros mais ricos em biotita e hornblenda. O conjunto das rochas vulcânicas, vulcanoclásticas e pórfiros, além de diques de dacitos foram interpretados como formadas em uma caldeira vulcânica, com as mineralizações hospedadas em vulcões anelares e pórfiros do estágio pós-caldeira. A geocronologia U-Pb SHRIMP em zircão apontam para idades de cristalização da Sequência Inferior ao redor 1.990 ±12 Ma e da Sequência Superior entre 1.888 ±6,6 e 1.861 ±8,9 Ma. Na área também foram reconhecidos monzogranitos ricos em biotita e hornblenda de granulação mais fina e textura granofírica do embasamento (Monzogranito A), de idade de 2.003 ±24 Ma.. Alteração hidrotermal associa-se á intrusão dos pórfiros e inclui metassomatismo sódico e potássico, alteração propilítica, sericítica com ou sem adulária, argílica e silicificação em estilos pervasivo e fissural, típicos de sistemas magmáticos-hidrotermais do tipo pórfiro e epitermal low-sulfidation. O metassomatismo sódico é mais desenvolvido nos monzogranitos, mas ocorre também, de modo mais subordinado, nos pórfiros. Esse é caracterizado pela cristalização de albita hidrotermal com quartzo associado. O metassomatismo potássico ocorre em maior intensidade nos monzogranitos, riolitos porfiríticos e pórfiros e resulta na neoformação de feldspato potássico e biotita hidrotermal, por vezes com quartzo associado. A alteração propilítica, reconhecida em todos os litotipos, se desenvolveu em dois estágios. O primeiro se caracteriza por cloritização mais intensa dos minerais máficos (biotita, hornblenda e clinopiroxênio) em estilo seletivamente pervasivo, com epidoto e carbonatos subordinados. O segundo estágio tem estilo predominantemente fissural e se sobrepõe à alteração sericítica. Esse resulta na associação de clorita, epidoto, calcita placóide, fluorita, albita, adulária, calcopirita, pirita e rutilo. A alteração sericítica é observada em todos os litotipos em estilos que variam entre pervasivo, seletivamente pervasivo e fissural. A associação mineralógica é do tipo QSP (sericita, quartzo, pirita e calcopirita) estando também presente biotita hidrotermal em alguns casos, além, de esfalerita, galena e molibdenita. Nas rochas vulcanoclásticas se destaca a presença de adulária na alteração sericítica, caracterizando a mineralização epitermal low-sulfidation. Zonas de silicificação pevasiva e, principalmente, associadas a fraturas ocorrem e todos os litotipos, mas é mais bem desenvolvida nas rochas vulcanoclásticas com alteração sericítica com adulária, nas qual também ocorre calcita placóide substituída por caldedônia. A alteração argílica corresponde ao último evento de alteração hidrotermal, presente principalmente nos riolitos porfiríticos e nas rochas vulcanoclásticas, sendo caracterizada pela associação de illita + caulinita + quartzo que invadem a rocha de maneira fissural a pervasiva. O minério ocorre disseminado, em vênulas e em veios, e apresenta caráter polimetálico, representado por pirita, calcopirita, molibdenita, ouro e esfalerita, além de prata nativa e galena, identificados em MEV. Nós pórfiros também formam típicos sistemas de vênulas. As rochas hospedeiras de ambas as sequências são subalcalinas da série cálcio-alcalina de alto potássico, metaluminosas a peraluminosas. Enriquecimentos em potássio causados pelo metassomatismo comumente conferem às rochas tendências shoshoníticas. Segundo os diagramas de classificação química as rochas mais evoluídas são classificadas como granitos e riolitos. Algumas variações no quimismo são observadas devido à influência do metassomatismo potássico, que resulta em composições mais enriquecidas em álcalis como sienito, quartzo monzonito, traquito e traquidacito. Os diagramas de discriminação tectônica demonstram que todas as rochas foram geradas em ambientes de margem continental ativa de arco vulcânico continental, onde são comuns mineralizações fanerozoicas e cenozoicas dos tipos low-sulfidation e tipo pórfiro. O comportamento dos elementos maiores, menores e traço, assim como o padrão de distribuição das terras raras permitiu concluir que as rochas são formadas em dois eventos magmáticos diferentes. Um deles se caracteriza por gerar as rochas da Sequência Superior (1.888 ±6,6 e 1.861 ±8,9Ma) de composições basálticas até riodacíticas por processos de cristalização fracionada a partir de um magma único, enquanto o outro evento, representado por magmatismo félsico, originou as rochas de composição monzogranítica e riodacítica da Sequência Inferior (1.990 ±12 e 1.971 ±14Ma). Os dados geocronológicos e geoquímicos comparativos com as unidades aflorantes em outras zonas da Província Mineral de Tapajós sugerem possíveis correlações das rochas estudadas com litotipos das unidades Cuiú-Cuiú, Parauari e das formações Salustiano e Aruri do Grupo Iriri. As características das mineralizações e das alterações hidrotemais indicam semelhanças com mineralizações low-sulfidation e tipo pórfiro formadas em arcos magmáticos fanerozóicos e cenozoicos, o que permite classifica-las nesse conjunto. Essas mineralizações paleoproterozoicas foram formadas pela sobreposição de um sistema do tipo pórfiro sobre uma mineralização epitermal low-sulfidation, ambas vinculadas com a intrusão de diques e pequenos stocks de pórfiros. A mineralização de Cu-Mo-Au tem idade semelhante às das mineralizações de ouro high-sulfidation e do pórfiro de Au-(Cu) do Palito descritas na Província Mineral do Tapajós, o que indica um potencial ainda não adequadamente explorado para ocorrência de depósitos magmáticos epitermais nas vulcânicas e nas subvulcânicas, não apenas de ouro, mas também de prata e de metais de base, notadamente cobre e molibdênio, na Província Mineral do Tapajós e em outra regiões do Cráton Amazônico onde o evento sensu lato Uatumã está presente. / This Master thesis presents petrographic, mineralogical, geochemical, and geochrolological results relative to mineralization of copper, molybdenum, and gold hosted in volcanic and volcaniclastic rocks and in porphyries associated with the Uatumã magmatic event in the northern part of the Tapajós Mineral Province, between the Tapajós and Jamanxim rivers. Two volcano-sedimentary sequences deposited over a granitic basement with associated intrusive rocks have been recognized in the studied area. The Lower Sequence consists of coarse-grained monzogranite, basaltic andesite, andesite, porphyritic rhyolites, ignimbrite, and rhyolitic porphyry intrusions. The Upper Sequence comprises predominantly volcaniclastic rocks, including ignimbrites, tuffs, welded tuffs, crystal and lapilli tuffs, co-ignimbritic breccias, volcaniclastic and epiclastic rocks, tuffites, chert, rhythmites, conduit breccias, dacites dikes, and biotite- and hornblende-rich porphyries. All the volcanic and volcaniclastic rocks, and porphyries have been interpreted as associated with a volcanic caldera, with mineralization hosted in rocks formed in post-caldera ring volcano. U-Pb SHRIMP zircon ages indicate crystallization of the Lower Sequence in 1.990 ± 12 Ma and formation of the Upper Superior between 1.888 ± 6.6 and 1.861 ± 8.9 Ma. Fine-grained biotite- and hornblende-rich monzogranites with granophyric texture attributed to the basement yield U-Pb SHRIMP age in zircon of 2.003 ± 24 Ma. Hydrothermal alteration associated with porphyry intrusion includes sodic and potassic metasomatism, propylitic alteration, sericitic alteration with or without adularia, argillic alteration, and silicification in pervasive and fissural style. The sequence of hydrothermal alteration is typical of magmatic-hydrothermal systems, especially those associated with porphyry and low-sulfidation epithermal deposits. The sodic metasomatism is well-developed in monzogranites, but also occurs in porphyries. This is characterized by hydrothermal crystallization of albite associated with quartz. The potassic metasomatism occurs in greater intensity in monzogranites, porphyritic rhyolites, and porphyries. It results in the neoformation of hydrothermal K-feldspar and biotite, locally associated with quartz. The propylitic alteration, recognized in all rock types, was developed in two stages. The first is characterized by intense chloritization of mafic minerals (biotite, hornblende, and clinopyroxene) with subordinate epidote and carbonate in selectively pervasive style. The second stage is predominantly fissural and overlaps the sericitic alteration. This results in the association of chlorite, epidote, placoid calcite, fluorite, albite, adularia, chalcopyrite, pyrite, and rutile. The sericitic alteration is observed in all rock types in styles ranging from pervasive, selectively pervasive, and fissural. The mineral assemblage is QSP (quartz, sericite, pyrite, and chalcopyrite), in which hydrothermal biotite, sphalerite, galena, and molybdenite also occur. In the volcaniclastic rocks, the presence of adularia-rich sericitic alteration stands out, featuring a low-sulfidation epithermal mineralization. Zones of pervasive and fracture-controlled silicification occur in all lithotypes, but it is best developed in volcaniclastic rocks with adularia-rich sericitic alteration. In the latter, placoid calcite is replaced by chalcedony. The argillic alteration corresponds to the last event of hydrothermal alteration, mainly present in the porphyritic rhyolites and volcaniclastic rocks. It is characterized by the illite + kaolinite + quartz assemblage. The ore has polymetallic character and sulfides occur disseminated, in veinlets network, and veins, similar to those typical of porphyry systems. It comprises pyrite, chalcopyrite, molybdenite, gold, sphalerite, native silver, and galena, identified by MEV. The host rocks of both sequences are sub-alkaline, metaluminous to peraluminous, and have high K calc-alkaline tendency. The most evolved rocks are classified as granites and rhyolites. Chemical variations are observed due to the influence of potassium metasomatism, which results in compositions further enriched in alkalis, similar to those of syenite, quartz monzonites, trachyte, and trachy-dacite. The tectonic discrimination diagrams show that all the rocks have been generated in environments of active continental margin of continental volcanic arc, which are typically related with Phanerozoic and Cenozoic mineralization of epithermal and porphyry types. The behavior of major, minor and trace elements, as well as the distribution pattern of rare earth elements indicate that the rocks were formed in two different magmatic events. One of them is relative to the Upper Sequence (1.888 ± 6.6 and 1.861 ± 8.9 Ma), which encompasses basaltic to rhyodacitic rocks evolved by fractional crystallization from a single magma. The other event is mainly represented by felsic magmatism that originated the monzogranitic to rhyodacitic rocks of the Lower Sequence (1990 ± 12 and 1971 ± 14 Ma). The geochronological and geochemical comparison with units cropping out in other areas of the Tapajós Mineral Province suggest possible correlations among the studied rocks with lithotypes of the Cuiú - Cuiú and Parauari units, besides the Salustiano and Aruri formations of the Iriri Group. The attributes of the mineralization and patterns of hydrothermal alteration indicate similarities with low-sulfidation mineralization and porphyry systems formed in Phanerozoic and Cenozoic magmatic arcs. This allows classifies them as similar with those deposit types. The Paleoproterozoic polymetallic mineralization were formed by the overlap of a porphyry system over a low- sulfidation epithermal mineralization, both linked to the intrusion of dikes and small stocks of porphyry. The mineralization of Cu-Mo-Au has similar age to the high-sulfidation gold mineralization and the Au-(Cu) porphyry type Palito deposit described previously in the Tapajós Mineral Province. Collectively, these results indicate a potential, not only for gold, but also for silver and base metals, notably copper and molybdenum, that was not yet adequately explored for the occurrence of magmatic-hydrothermal systems associated with volcanic and shallow-emplaced intrusive rocks in the Tapajós Mineral Province and other regions of the Amazonian Craton, where the event Uatumã sensu lato is present.

O sistema de dobramentos Rio Preto é uma unidade de idade brasiliana (~650 m.a.) que bordeja o Cráton do São Francisco em sua porção noroeste. Caracteriza-se por apresentar uma estrutura assimétrica, com dupla vergência (estrutura em leque), sendo que o domínio sul é bem mais desenvolvido e mostra uma clara vergência tectônica para o Cráton do São Francisco. A transição da faixa para o Cráton dá-se de modo progressivo. O domínio norte, mais curto, está inclinado para norte e cavalga o embasamento policíclico do Estado do Piauí, a transição ocorre, portanto, de maneira abrupta. O conjunto metassedimentar do Sistema de Dobramentos do Rio Preto foi submetido a um encurtamento generalizado que varia de 15 a 20% nas unidades externas, as menos deformadas, e mais 50% nas unidades internas. Este encurtamento da cobertura implica em um descolamento geral da estrutura, o qual foi localizado, a título de hipótese, no contato embasamento-cobertura. Os materiais que constituem o Sistema de Dobramentos Rio Preto representam os equivalentes espessados das coberturas da parte superior do Proterozóico Médio (Grupo Espinhaço Superior ou Grupo Chapada Diamantina) e do Proterozóico Superior (Supergrupo São Francisco) do Cráton do São Francisco. Eles são essencialmente detríticos e possuem uma espessura total da ordem de 5.000 a 7.000 metros, segundo os dados gravimétricos. Desta maneira o preenchimento do graben do Rio Preto iniciou-se , como parece ser o caso de muitas faixas brasilianas, ao redor de 1200 m.a.. A formação Riachão das Neves, topo do Grupo Bambuí na região, correlacionada com a Formação Três Marias, a qual é considerada como um depósito molássico no Estado de Minas Gerais, encontra-se no Sistema Rio Preto afetada pela tectogênese brasiliana, que compreende três fases de dobramentos claramente identificáveis. O metamorfismo é do tipo barroviano e varia de grau médio com registros de retrometamorfismo no embasamento gnáissico. Nenhuma granitização foi observada. Estas coberturas foram depositadas em bacias, cujo centro de subsidência migrou no decorrer dos tempos provavelmente para o Sul, em direção ao Cráton do São Francisco, sendo que cada uma destas recobre em discordância cartográfica a borda meridional da precedente. A mais antiga das bacias, o graben do Rio Preto, coincide com uma forte anomalia gravimétrica negativa (-100 mgal) indicando uma espessa acumulação de sedimentos. O modelo geotectônico proposto é aquele de uma bacia instalada sobre uma crosta continental adelgaçada sem contribuição de material do manto. No decorrer da tectogênese brasiliana (700-500 m.a.) a cobertura é descolada e dobrada, enquanto que o embasamento, nesta época, é pouco afetado. Este modelo, de uma maneira geral, é aplicável a muitas faixas brasilianas no Brasil. Sua particularidade é sua dupla vergência com um transporte de material para o Cráton São Francisco (este é o esquema habitual) e para o embasamento que aflora no Estado do Piauí. As causas desta estrutura em leque permanecem mal elucidadas. / The Rio Preto Fold System was originated during the Brasiliano Orogenic Cycle (700-500 my) along the northwest margin of the São Francisco Cráton. It exhibits, as its most relevant tectonic feature , an asymmetric structure with double vergence. The southern domain of the belt is the widest, and clearly shows a southward tectonic vergence towards the São Franc isco Cráton. Metamorphism and deformation gradually decrease towards the cratonic area. The northern domain is narrower and thrusted northward, over an area of policyclic crystalline basement, in the State of Piauí. A general N-S shortening occurred in all metasedimentary units of Rio Preto Fold System. In the less deformed external portion of the system (the southern domain), shortening varies from 15 to 20%, whereas in the internal portion (the northern domain), shortening is about 50-55%, suggesting a generalized process os decollement throughout the region. The Rio Preto Fold System comprizes mainly detritic sediments of the Chapada Diamantina Group and São Francisco Supergroup deposited during mid to late Proterozoic times. These sediments are about 7000-8000 meters in thickeness, according to composite geologic profiles, but their maximum depth is about 7200 meters, if gravimetric data are considered. The Rio Preto Graben was completely filled up around 1200 my ago. The Riachão das Neves Formation, the youngest unit of the Bambuí Group in the region can be correlated to the Três Marias Formation, a molassic deposit characterized in the State of Minas Gerais, and has been folded during the Brasiliano tectogenesis. Three deformational events can be observed for the structural evolution. The sediments were initially deposited in tectonic basins, whose depocenters migrated progressively southwards. The older basin, the Rio Preto Graben is the site of very large gravimetric anomalies (-100 mgals), suggesting thick accumulation of sediments. Regional metamorphism is barrovian, presenting low grade in the southern domain and middle grade in the northern sector of the area, where evidences of retrometamorphism were also detected. The geodynamic model is that of a marginal basin formed on a thinned continental crust, without contribution from material of the mattel, this, a model that can be applied, in the authors opinion, to most folded belts of the Brasiliano/Pan African orogenic cycles, in West Gondwana. The peculiar double tectonic vergence of the Rio Preto folded belt remains without an adequate explanation, at present.