Geologia Regional
3.1 Contexto geológico do segmento leste da Provínci a de Alta Floresta (PAAF) A Província Aurífera de Alta Floresta (PAAF), inserida na porção centro-sul do Cráton
Amazônico, é majoritariamente constituída por sequencias plutono-vulcânicas geradas em arcos continentais paleo- e mesoproterozóicos, além de unidades deformadas e metamorfizadas em fácies xisto-verde, restritas às suas porções central e noroeste. As unidades que compõe a província, em especial o seu segmento leste, são essencialmente representadas por rochas plutônicas e vulcânicas cálcio-alcalinas oxidadas, de médio a alto K, meta- a peraluminosas, pertencentes à série da magnetita (granitos tipo I), além de vulcânicas, sub-vulcânicas e granitóides alcalinos (granitos tipo A). No conjunto, essas unidades estão dispostas segundo um cinturão de direção W-NW (Fig. 3.2). Essas unidades exibem idades que variam de 1,75 a 2,03 Ga, com idades modelo (TDM) entre 2,76 e 2,15 Ga e valores de Nd(t) compreendidos entre -7,62
e 3,09 (Santos et al., 1997; Moura, 1998; JICA/MMAJ, 2000; Santos et al., 2000; Pimentel, 2001; Pinho et al., 2003; Souza et al., 2005; Paes de Barros, 2007; Silva & Abram, 2008; Miguel-Jr, 2011; Assis et al., 2014), sugestivos de magmatismo com fonte arqueana a dominantemente paleoproterozóica, em ambiente de arco juvenil, porém, com pequena contribuição continental. No geral, essas unidades podem ser agrupadas em quatro conjuntos principais: (1) embasamento granítico deformado e metamorfizado (2,81 a 1,99 Ga), (2) sequências plutono-vulcânicas e vulcano-sedimentares félsicas pertencentes à série da magnetita (granitos tipo I; 1,97 a 178 Ga); (iii) unidades plutono-vucânicas pós-colisionais e anorogênicas (1,78-1,77 Ga); além de (iv) sequências sedimentares clásticas (~1,37 Ga). As principais unidades geológicas do setor leste da PAAF estão representadas em mapa geológico na escala de 1:25.000 (Fig. 3.2) e organizadas
temporalmente em função de relações de campo, dados geocronológicos e isotópicos na Tabela 3.1.
O embasamento desta porção da província corresponde a áreas fortemente arrasadas e com escassez de afloramentos. Atualmente está individualizado em dois complexos principais: (i) Bacueri-Mogno (2,24 Ga; Pimentel, 2001), não exposto no segmento leste da PAAF; e (ii) Cuiú- Cuiú (1.992 ±7 Ma; Souza et al., 2005). O primeiro engloba ortoanfibolitos ricos em piroxênio, ortognaisses, paragnaisses (granada-silimanita-cordierita-biotita gnaisse, silimanita-biotita gnaisse e silimanita gnaisse), plutônicas enderbíticas, formações ferríferas bandadas, rochas calciossilicáticas, hiperstênio-granada quartzito, tremolita-granada quartzito, metagabro-norito e metapiroxênito que exibem foliação milonítica e/ou bandamento gnáissico de médio a alto mergulho e orientados segundo E-W e ESE-WNW (Souza et al., 2005; Silva & Abram, 2008). Pimentel (2011) obteve idades Sm-Nd isocrônicas de 2,25 Ga e Nd(t) de 2,4 para anfibolito deste
complexo, correspondente, portanto, a mais antiga idade da região. O Complexo Cuiú-Cuiú, contudo, aflora nas cercanias das cidades de Peixoto de Azevedo e Novo Mundo, e consiste essencialmente de gnaisses graníticos a tonalíticos, migmatitos intrudidos por granitóides foliados cálcio-alcalinos de composição tonalítica a monzogranítica (Paes de Barros, 2007), além de xistos, rochas máficas, ultramáficas e formações ferríferas bandadas (Dardenne & Schobbenhaus, 2001). Datações U-Pb SHRIMP em zircão de gnaisse granítico a tonalítico revelam idades entre 1.992 ±7 Ma (Alta Floresta; Souza et al., 2005) e 1.984 ±7 Ma (gnaisse Alto Alegre; Paes de Barros, 2007), similares e correlacionáveis àquelas obtidas por Santos et al., (1997) para o Complexo Cuiú-Cuiú (2.033 ±7 e 2.005 ±7Ma; U-Pb por LA-ICP-MS e SHRIMP em zircão) descrito para a Província do Tapajós. Em adicional, Paes de Barros (2007) obteve para o gnaisse Gavião uma idade de cristalização em 2.816 ±4 Ma (Pb-Pb em zircão por evaporação), sugestiva de embasamento heterogêneo com presença de crosta arqueana e correlacionável, portanto, ao Complexo Xingu.
O Complexo Cuiú-Cuiú é intrudito por uma série de plútons cálcio-alcalinos oxidados (série da magnetita; granitos tipo I), exemplificados pela Suíte Pé Quente (Assis, 2011), granitos Novo Mundo (Paes de Barros, 2007), Aragão (Vitório, 2010) e Flor da Mata (Ramos, 2011). Essas unidades não estão deformadas e/ou metamorfizadas, e por exibirem idades de cristalização no intervalo de 1,97 a 1,93 Ga, representam os sistemas graníticos mais antigos desse segmento da província. Com exceção de Flor da Mata, todos os demais hospedam mineralizações auríferas
filonares ou disseminadas. Essas suítes ainda são truncadas pelo granito Nhandu (Souza et al., 1979; Paes de Barros, 2007), Suíte Intrusiva Matupá (Moura, 1998; Souza et al., 2005) e Granito Peixoto (Paes de Barros, 2007), alojados entre 1,88 e 1,79 Ga.
A Suíte Intrusiva Pé Quente (Assis, 2011) corresponde a uma série magmática expandida pobre em quartzo e composta por duas suítes cogenéticas: (1) Suíte Pé Quente, que hospeda o depósito homônimo e que engloba leucomonzonito médio, quartzo monzodiorito médio, monzodiorito, albitito fino, diques de granodiorito aplítico e biotita tonalito médio (Assis, 2011; Assis et al., 2014); e (2) Suíte Monzonítica, representada por monzonito grosso além de quartzo monzonito e quartzo monzodiorito subordinados. Diques de basalto e diabásio, além de diversos plútons tonalíticos a monzograníticos cálcio-alcalinos e oxidados, tentativamente correlacionados à Suíte Matupá (1.872 ±12 Ma), ainda ocorrem de modo intrusivo nestas suítes (Assis, 2011). Datação U-Pb por LA-ICP-MS em zircão proveniente de monzonito da Suíte Pé Quente indica idade de cristalização em 1.979 ±31 Ma (Miguel-Jr, 2011). A idade da Suíte Monzonítica, contudo, permanece desconhecida.
O Granito Novo Mundo (Abreu, 2004; Paes de Barros, 2007), por sua vez, corresponde a um plúton alongado na direção regional NW-SE, em que se observa recristalização e estiramento dos cristais de quartzo (Lx=N15W/10º), possivelmente decorrente de alojamento mediante
controle estrutural tardio ao desenvolvimento às zonas de cisalhamento que delimitam suas bordas NE e SW. Essa deformação caracteriza-se por ribbon-quartz, quartzo recristalizado e poligonizado em sub-grãos, plagioclásio com lamelas de geminação falhadas, arqueadas e/ou em
kink bands, clorita verde com clivagem arqueada, relictos de plagioclásio que se assemelham a
porfiroclastos, além de plagioclásio e feldspato potássico fraturados e com bordas fragmentadas (Paes de Barros, 2007). Esse granito exibe variação faciológica de sienogranito a monzogranito, além granodiorito, quartzo monzonito e monzonito subordinados, posteriormente cortados por múltiplos diques de gabro e diorito. Estudos geocronológicos indicam que o monzogranito e o sienogranito hospedeiros apresentam idades Pb-Pb (evaporação de zircão) de 1.970 ±3 Ma e 1.964 ±1 Ma, respectivamente (Paes de Barros, 2007). O sienogranito exibe idade TDM = 2,76 Ga
e Nd(1.964) = -7,62; enquanto o monzogranito apresenta idade TDM = 2,55 Ga e Nd(1.964) = -4,48.
No conjunto, esses dados indicam tanto a participação de crosta continental quanto da presença de fonte arqueana para a geração desse magma.
Fig. 3 .2 . Ma pa g eol ó gi co em es ca la 1: 25 .000 d o se gm en to les te da P roví nci a A ur íf er a de A lt a Fl or est a, conf ec ci ona ndo a pa rt ir dos d iver so s tr ab al h os rea li za do s pe lo g rupo de pes q ui sa. N o m ap a ta m bé m s ão ob se rvado s os pr in ci p ai s dep ósi tos au rí fer os pr im ár ios da reg ião, es tudados nes te pr oj et o (M odi fi ca do d e M iguel -Jr , 2011 ).
Tabela 3.1.
Geocronologia e litogeoquímica das principais unidades geológicas do setor leste da Província Aurífera de Alta Floresta. DOMÍNIOS
GEOLÓGICOS UNIDADES GEOLÓGICAS IDADES (Ma) AMBIENTES TECTÔNICOS REFERÊNCIAS
Sequências sedimentares
Depósitos aluvionares
Cascalho, areia, silte e argila. Quaternário
Sedimentos intra-cratônicos
inconsolidados. Souza et al. (2005).
Coberturas Detrito-lateríticas (Formação Dardanelos)
Sedimentos areno-síltico-argiloso mal selecionados e imaturos, laterizado e/ou ferruginosos.
1,987 ±4 a 1,377
±13 (idade
máxima em 1.44 Ga).
Bacia pull-apart ou strike slip. Saes & Leite (2003); Souza et al. (2005). Unidades plutono- vulcânicas anorogênicas e pós-colisionais (granitos tipo A)
Suíte Intrusiva Teles Pires
Álcali-feldspato granito, granito porfirítico, granófiros, riolito, riodacito, dacito, andesito, tufos, brechas e ignimbrito.
1,782 ±17 a 1,757 (U-Pb).
Granito do tipo A pós-colisional (1.94 < TDM < 2.28; -3.4 < ɛNd(t) <
+3).
Santos (2000), Pinho et al. (2001), Souza et al. (2005); Silva & Abram (2008).
Pórfiro União do Norte
Álcali-feldspato granito a monzogranito porfirítico. 1,774 ±7.5
Granito do tipo A pós-colisional
(dados isotópicos não
disponíveis). Assis (2011); Miguel-Jr (2011). Unidades plutono- vulcânicas e sequências vulcano- sedimentares (granitos tipo I) Suíte Colíder
Rochas vulcânicas, subvulcânicas, piroclásticas e epiclásticas intermediárias a ácidas.
1,786 ±17, 1,785 ±6.3; 1,781 ±8.
Ambiente de arco vulcânico cálcio-alcalino a sin-colisional (1.94 < TDM < 2.34; -3.4 < ɛNd(t) <
+3).
JICA/MMAJ (2000), Silva & Abram (2008), Pimentel (2001). Granito Peixoto
Biotita monzogranito, biotita granodiorito e biotita tonalito.
1,792 ±2 (Pb-Pb).
Arco vulcânico sin-colisional cálcio-alcalino (dados isotópicos não disponíveis).
Paes de Barros (2007). Suíte Granodiorítica União
Biotita-hornblenda granodiorito e biotita-hornblenda tonalito.
1,853 ±23 (LA- ICP-MS)
Granitos cálcio-alcalinos de arco vulcânico (dados isotópicos não disponíveis).
Assis (2011); Miguel-Jr (2011). Suíte Granítica Indiferenciada União do Norte
Sienogranito, monzogranito, sienito e quartzo- monzonito.
Idade
desconhecida.
Granitos cálcio-alcalinos de arco vulcânico (dados isotópicos não disponíveis).
Assis (2008). Suíte Intrusiva Matupá
Biotita granito, biotita monzogranito, hornblenda monzogranito, biotita-hornblenda monzonito, hornblenda monzodiorito, biotita-hornblenda monzogranito, biotita monzogranito porfirítico sieno- monzogranito porfirítico-rapakivi.
1,872 ±12 (Pb-Pb).
Arco vulcânico sin-colisional cálcio-alcalino (2.15 < TDM <
2.34; -4.3 < ɛNd(t) < +3.04).
Moura (1998), Souza et al. (2005); Assis (2011).
Granito Nhandu
Sienogranito, monzogranito com sub-vulcânicas subordinadas.
1,889 ±17; 1,879 ±5.5 (U-Pb) e 1,848 ±17.
Arco vulcânico sin-colisional cálcio-alcalino (2.14 < TDM <
2.17; ɛNd(t) = -0.91).
Moreton & Silva (2005); Silva & Abram (2008), JICA/MMAJ (2000). Granito Aragão
Sienogranito, monzogranito com fácies porfirítica e microgranítica.
1,931 ±12 (U-Pb).
Arco vulcânico cálcio-alcalino
(dados isotópicos não
disponíveis).
Vitório (2010), Miguel-Jr (2011), Ramos (2011).
Granito Flor da Mata
Álcali-feldspato granito, sienogranito e rochas monzoníticas a granodioríticas. Idade desconhecida (correlacionada ao Granito Novo Mundo)
Arco vulcânico cálcio-alcalino
(dados isotópicos não
disponíveis).
Ramos (2011).
Granito Novo Mundo
Sienogranito, monzogranito, granodiorito, quartzo- monzonito e monzonito.
1,970 a 1,964 (U-Pb e Pb-Pb).
Arco vulcânico sin-colisional cálcio-alcalino (2.55 < TDM <
2.76; -7.62 < ɛNd(t) < -4.48).
Paes de Barros (2007). Suíte Intrusiva Pé Quente
Monzonito, quartzo-monzonito, quartzo-monzodiorito, monzodiorito, albitito fino, granodiorito aplítico e biotita tonalito.
1,979 ±31 (U-Pb).
Arco vulcânico cálcio-alcalino
(dados isotópicos não
disponíveis).
Assis (2011), Miguel-Jr (2011).
Unidade Vulcanoclástica Serra Formosa
Arenito-feldspático, grauvaca-feldspática, arenito- lítico e conglomerado arenoso polimítico matriz- suportado.
Idade mínima: 2,009
Idade máxima: 1,718
Bacia de ante-país retro-arco em margem continental ativa (dados isotópicos não disponíveis).
Assis (2011), Miguel-Jr (2011). Embasamento: supracrustais e sequências plutônicas metamorfizadas Granitóides do embasamento
Quartzo diorito, tonalito e granodiorito geralmente foliados.
1,998 (Pb-Pb)
Arco vulcânico cálcio-alcalino
(dados isotópicos não
disponíveis).
Paes de Barros (2007). Gnaisses e migmatitos
Anfibolito e ortognaisse de composição monzonítica, tonalítica e granítica, parcialmente migmatizados.
1,992 a 2,816 (U-Pb)
Souza et al. (2005); Paes de Barros (2007).
Ainda intrusivo no embasamento Cuiú-Cuiú, o Granito Aragão corresponde a um plúton alongado na direção NE-SW, que aflora a sudoeste da cidade de Novo Mundo e que hospeda dezenas de depósitos auríferos filonares e estruturalmente controlados por zonas de cisalhamento transcorrentes de cinemática sinistral, parcialmente explorados por atividade garimpeira (Miguel- Jr, 2011; Assis et al., 2014). Exibe composição que varia de sienogranito a monzogranito isotrópico de granulação fina a média, texturas equigranular com fácies porfirítica, fanerítica média e microgranular (Vitório, 2010). Dados geocronológicos U-Pb por LA-ICP-MS em zircão indicam que ele teria se cristalizado em 1.931 ±12 Ma (Miguel-Jr, 2011).
De idade ainda desconhecida, o Granito Flor da Mata corresponde a um corpo intrusivo isolado a nordeste da cidade de Novo Mundo, anteriormente definido como pertencente à Suíte Intrusiva Teles Pires (TP1 de Paes de Barros, 2007). Essa intrusão consiste essencialmente de álcali-feldspato granito a monzogranito do tipo I, levemente evoluídos, com cristais de quartzo leve a fortemente orientados (Ramos, 2011). A autora ainda propõe que o Granito Flor da Mata possa ser temporalmente equivalente ao Granito Novo Mundo (1.970 ±3 Ma a 1.964 ±1 Ma), devido às suas similaridades petrográficas e geoquímicas.
Magnetita-biotita monzogranito e sienogranito cálcio-alcalinos, com enclaves de diorito a quartzo monzodiorito, além de granitos sub-vulcânicos subordinados, quartzo sienito finos e granófiros, compõem o granito Nhandu (Souza et al., 1979; Moreton & Martins, 2005; Souza et
al., 2005; Paes de Barros, 2007), que frequentemente hospeda mineralizações auríferas sulfetadas
(e.g. depósitos do Natal e Trairão). A idade do granito Nhandu foi estabelecida entre 1.889 ±17 Ma a 1.879 ±5,5 Ma (U-Pb em zircão), com idades modelo entre 2,14 e 2,17 Ga, e Nd(t) de -0,91
(Silva & Abram, 2008). Em adicional, JICA/MMAJ (2000) obteve idades de cristalização de 1.848 ±17 Ma para essa suíte.
A Suíte Matupá corresponde a uma das unidades de maior extensão regional no setor leste da PAAF. É constituída por quatro litofácies que incluem biotita granito e biotita monzogranito porfiríticos (fácies 1); hornblenda monzogranito, biotita-hornblenda monzonito e hornblenda monzodiorito (fácies 2); clinopiroxênio-hornblenda monzogranito e clinopiroxênio-hornblenda monzodiorito (fácies 3); e granito, biotita granito e monzogranito com microgranito e granófiros subordinados (fácies 4) (Moura, 1998; Moreton & Martins, 2005). As fácies 1 e 2 hospedam diversas mineralizações auríferas sufetadas, sendo o depósito Serrinha aquele com a melhor investigação geológica (Moura et al., 2006). Dados geocronológicos Pb-Pb em zircão
proveniente de rochas da fácies 1 indicam idade de cristalização em 1.872 ±12 Ma, além de idades modelo TDM que variam de 2,34 a 2,47 Ga, com Nd(t) entre -2,7 e -4,3 (Moura, 1998).
Idades modelo TDM similares (2,15 – 2,34 Ga) foram obtidas por Souza et al. (2005), contudo,
com valores de Nd(t) ligeiramente maiores, compreendidos entre -0,98 e +3,04, e indicativos de
magmas juvenis de fonte paleoproteroizóica e com pequena contribuição de material crustal. Adicionalmente, diversos plútons cálcio-alcalinos e oxidados, de composição sienogranítica a tonalítica intrusivos na Suíte Intrusiva Pé Quente são, embora a ausência de dados geocronológicos até o momento, tentativamente correlacionados à Suíte Matupá, (Assis, 2011; Assis et al., 2012). Ainda segundo o autor, nas cercanias da Agrovila de União do Norte (cidade de Peixoto de Azevedo), ocorre um corpo granítico de composição granodiorítica a tonalítica, denominado de Suíte Granodiorítica União, com idade de cristalização U-Pb em zircão por LA- ICP-MS de 1.853 ±23 Ma (Assis, 2011; Miguel-Jr, 2011) e novamente, possivelmente correlacionável à Suíte Matupá.
O Granito Peixoto (Paes de Barros, 2007), aflorante nas proximidades da cidade de Peixoto de Azevedo, é intrusivo em rochas do embasamento e por vezes denominado de Granito Juruena (Paes de Barros, 1994) ou considerado pertencente à Suíte Intrusiva Matupá (Lacerda Filho et al., 2004). Segundo Paes de Barros (2007), essa unidade compreende biotita monzogranito, biotita granodiorito com hornblenda e biotita tonalito, leucrocráticos, isotrópicos, equigranulares a porfiríticos, com cristais centimétricos de plagioclásio zonado. Enclaves alongados de diorito são comuns. Cristais de zircão oriundos do biotita monzogranito forneceram idades Pb-Pb de cristalização em 1.792±2 Ma (Paes de Barros, 2007).
Intrusivas sobre o domínio anterior, ou então na forma de extensos derrames félsicos, estão as unidades plutono-vulcânicas pós-colisionais a anorogênicas (1,78-1,77 Ga), representadas pelas suítes Colíder e Teles Pires (Moreton & Martins, 2005; Souza et al., 2005; Silva & Abram, 2008).
A Suíte Colíder é representada por uma grande diversidade de rochas sub-vulcânicas, vulcânicas, piroclásticas e epiclásticas de composição dominantemente intermediária, e ácida em menor proporção (Souza et al., 2005; Silva & Abram, 2008). Trata-se de uma unidade relacionada ao Arco Magmático Juruena, de idade entre 1,85 a 1,75 Ga (Souza et al., 2005), e que inclui rochas vulcânicas de natureza cálcio-alcalina e evolução vinculada às suítes graníticas Paranaíta, Juruena e Nhandu (Souza et al., 2005). Os termos sub-vulcânicos são representados
por microgranito, micro-quartzo monzonito, micromonzonito, micromonzogranito e granófiro, todos associados a derrames de riolitos, dacitos porfiríticos e andesitos localmente microporfiríticos (Moreton & Martins, 2005). De modo geral, correspondem a rochas cálcio- alcalinas de alto potássio, peraluminosas a metaluminosas, que exibem afinidade geoquímica com as séries graníticas orogênicas sin- a pós-colisionais (Moreton & Martins, 2005; Souza et
al., 2005). As vulcanoclásticas são representadas por sedimentos areno-conglomeráticos, por
vezes intercalados a lentes conglomeráticas e sedimentos arenosos (Souza et al., 2005). Essa unidade exibe contatos tectônicos com a Suíte Intrusiva Matupá e o Granito Nhandu. Datações em riolito porfirítico pelo método U-Pb em zircão revelam idades de cristalização em 1.786 ±17 Ma (JICA/MMAJ, 2000) e de 1.781 ±8 Ma (Pimentel, 2001). Silva & Abram (2008) obtiveram idade de cristalização em 1.785 ±6,3 (LA-ICP-MS em zircão). Souza et al., (2005) por sua vez, obtiveram idades modelo (TDM) de 2,34 Ga, com Nd(t) de -3,75. O conjunto de dados litológicos,
geoquímicos e geocronológicos obtidos para essa unidade sinaliza um magmatismo cálcio- alcalino com contaminação crustal e correlacionável ao Arco Magmático Juruena (Pimentel, 2001; Souza et al., 2005; Silva & Abram, 2008).
Intrusivos em todas as unidades anteriores ocorrem batólitos e stocks da Suíte Intrusiva Teles Pires, majoritariamente constituída por biotita granitos a álcali-feldspato granitos isotrópicos, de coloração avermelhada, granulação média a grossa, localmente com texturas porfirítica, granofírica, rapakivi e anti-rapakivi (Souza et al., 1979; Silva et al., 1980; Souza et
al., 2005). Os dados geoquímicos apontam para granitos do tipo A, de natureza cálcio-alcalina de
médio a alto K, metaluminosa a peraluminosa, que correspondem a intrusões pós-colisionais, com idades U-Pb em zircão de 1.757 ±16 Ma a 1.782 ±17 Ma, além de idades TDM que variam
de 1,94 a 2,28 Ga e valores de Nd(t) entre -3,4 e +3,0; indicativos de magmas de origem
mantélica com forte envolvimento de material crustal (Santos, 2000; Pinho et al., 2003; Moreton & Martins, 2005; Silva & Abram, 2008). Lacólitos de quartzo-feldspato pórfiro de natureza alcalina e anorogênica, constituídos por álcali-feldspato granito pórfirítico a monzogranito porfirítico, designados de Pórfiro União do Norte (Assis, 2011; Assis et al., 2012), ocorrem nas proximidades da Agrovila de União do Norte e são petrográfica e geoquimicamente correlacionáveis à Suíte Teles Pires. Datação U-Pb por LA-ICP-MS em zircão indica que sua cristalização teria ocorrido em 1.774 ±7.5 Ma (Miguel-Jr, 2011). Em adicional, essa unidade estaria espacial e geneticamente relacionada à gênese de sistemas epitermais de intermediária
sulfetação mineralizados a Au + metais de base, a exemplo dos depósitos do Bigode (Assis, 2008) e Francisco (Assis, 2011).
Rochas básicas, agrupadas sob a denominação de Diques Básicos (Moreton & Martins, 2005; Souza et al., 2005), compreendem principalmente diques de diabásios e stocks de gabro que ocorrem na porção sudoeste da área, e completam, portanto, o quadro estratigráfico paleoproterozóico, que culminou na formação de um extenso arco magmático denominado de Arco Magmático Juruena.
E finalmente, todas essas unidades são cobertas por sequencias de arenito e arenito arcoseano, ambos de granulometria média e com frequentes níveis conglomeráticos, pertencentes à Formação Dardanelos (Grupo Caiabis). Essas coberturas apresentam estratificações plano- paralelas e cruzadas acanaladas interpretadas como um sistema de leques aluviais de rios entrelaçados (Moreton e Martins, 2005). Idades U-Pb em cristais de zircão detrítico estão compreendidas entre 1.987 ±4 Ma a 1.377 ±13 Ma (Saes & Leite, 2003), sugerindo a idade máxima de 1,44 Ga como representativa para o início da sedimentação da Formação Dardanelos (Souza et al., 2005). O Grupo Caiabis é ainda interpretado como uma bacia do tipo pull-apart, ou possivelmente do tipo strike-slip onde as principais zonas de transcorrência sinistrais NW/SE foram as responsáveis pela sua geração (Souza et al., 2005).
Segundo Souza et al. (2005), todas essas unidades plutono-vulcânicas teriam sido geradas em distintos ciclos orogênicos, temporalmente organizados da seguinte forma: (1) Arco Magmático Cuiú-Cuiú (2,1-1,95 Ga), representado por migmatitos, gnaisses e granitos sin- a pós- orogênicos; (2) Arco Magmático Juruena (1,95-1,75 Ga), justaposto à unidade anterior e composto por sequências plutono-vulcânicas cálcio-alcalinas de baixo grau metamórfico e em menor proporção, por rochas de médio a alto grau metamórfico ductilmente deformadas, além de (3) metavulcano-sedimentares originadas em ambiente extensional e intrudidas por granitóides cálcio-alcalinos deformados (1.743 ±4 Ma; Souza et al., 2005; Silva & Abram, 2008). Coletivamente, as unidades plutono-vulcânicas, quando dispostas em diagramas de ambiência tectônica aliados aos dados geocronológicos disponíveis indicam uma tendência representativa da evolução magmática da província em função de seus distintos ciclos orogênicos (Fig. 3.3). Essa evolução teria se iniciado com a geração das rochas mais primitivas e antigas em ambiente de arcos vulcânicos (e.g. Suíte Pé Quente), até o encerramento dos eventos orogenéticos em estágio mais tardio, com a geração de rochas mais fracionadas e evoluídas (e.g. Suíte Teles Pires),
possivelmente decorrente do encerramento do último ciclo orogenético, em plataforma continental.
Fig. 3.3. Ambiência tectônica para algumas das principais unidades geológicas da porção leste da Província Aurífera de Alta Floresta, de acordo com os diagramas propostos por Pearce et al. (1984): (A) Y vs. Nb; (B) Yb vs. Ta. Para facilitar a observação da tendência de evolução temporal do ambiente geodinâmico, foram adicionadas aos diagramas as idades de cristalização destas unidades. Referências das áreas e idades indicadas nos diagramas: Moura (1998); Santos (2000); Souza et al. (2005); Paes de Barros (2007); Silva & Abram (2008); Assis (2011); Miguel-Jr (2011); Ramos (2011); Assis et al. (2014).