O CRÁTON DO SÃO FRANCISCO NA BAHIA

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O CRÁTON DO SÃO FRANCISCO NA BAHIA
Geologia do Brasil
Prof. Dr. Fernando Machado de Mello
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INTRODUÇÃO
O Cráton do São Francisco (Almeida 1967, 1977) abrange principalmente os estados da Bahia e de Minas Gerais e é a mais bem exposta e estudada unidade tectônica do embasamento da plataforma sul-americana. Os seus limites, segundo dados geológicos e geofísicos são delineados pelos seguintes cinturões dobrados durante a orogênese Brasiliana: (i) os Cinturões Riacho do Pontal e Sergipano que limitam o Cráton a norte e a nordeste, respectivamente; (ii) o Cinturão Araçuaí, uma possível extensão norte do Cinturão Ribeira situado a sul; (iii) o Cinturão Brasília situado na margem oeste e (iv) o Cinturão Rio Preto.
O Cráton é truncado por um rift abortado, orientado segundo NS,no qual se depositaram os protólitos dos Supergrupos Espinhaço(Mesoproterozóico) e São Francisco (Neoproterozóico). A bacia na qual se acumularam as rochas siliciclásticas do Supergrupo Espinhaço originou-se por volta de 1,7 Ga. 
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A bacia na qual se acumularam as rochas siliciclásticas do Supergrupo Espinhaço originou-se por volta de 1,7 Ga. Neste rift seis seqüências deposicionais se acumularam, isto é, Paraguaçu-Rio dos Remédios, Tombador-Caboclo e Morro do Chapéu (Província Chapada Diamantina), além das seqüências Borda Leste, Espinhaço e Gentio (Província do Espinhaço Setentrional)
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O Bloco do Paramirim, situado entre as duas províncias, provavelmente atuou como alto no interior da bacia. Em torno de 1.0 Ga, importante glaciação afetou a maior parte do Cráton. As geleiras se movimentaram de W para E na borda sudoeste do paleo-continente São Francisco e, de NE para SW na Prov. da Chapada Diamantina. A deglaciação resultou em importante subida do nível do mar que inundou a maior parte do Cráton implantou importantes plataformas carbonáticas – as bacias do Grupo Bambuí do Supergrupo São Francisco. Idades de 770-900 Ma são atribuídas aos sedimentos carbonáticos.No fim do Proterozóico, colisões nas margens do Cráton, as quais foram responsáveis pela formação das faixas Brasilianas referidos, causaram inversão da bacia do Espinhaço-São Francisco. A intensidade da deformação foi maior ao longo do eixo do rift, onde a litosfera havia sido afinada durante os episódios de subsidência anteriores. Os sedimentos que se acumularam nas partes externas, sobre os blocos continentais mais espessos, nas partes externas do rift, foram relativamente poupados da deformação
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Os terrenos arqueanos e paleoproterozóicos que constituem o Cráton do São Francisco afloram em duas partes distintas.
A mais larga ocorre no norte e nordeste da Bahia e, a menor, no sul, em Minas Gerais, na região do Quadrilátero Ferrífero .
Na Bahia, diversas unidades podem ser definidas, as quais ocorrem em bandas imbricadas de direção geral N-S. As mais importantes são o Bloco Gavião, a seqüência vulcanossedimentar Contendas-Mirante e outras vizinhas, como Umburanas e Mundo Novo os antigos núcleos TTGs, o Complexo Jequié, o Cinturão Itabuna, o Cinturão Salvador-Curaçá, o Grupo Jacobina,o Complexo Mairi, o Núcleo Serrinha, além dos Greenstone Belts do Rio Itapicuru e Capim (Barbosa & Dominguez 1996).
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O Bloco Gavião é um amplo segmento da parte oeste do embasamento sendo largamente coberto, na sua parte norte, por coberturas do Meso-Neoproterozóico. Ele é composto de uma associação de ortognaisses, leptinitos e anfibolitos, de seqüências supracrustais, equilibradas na fácies xisto-verde.
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No Bloco Gavião ocorrem dois grupos de TTGs, datados por U-Pb SHRIMP em zircões, ambos metamorfisados na fácies anfibolito, constituindo crosta continental,uma das mais precoces do Brasil. 
No primeiro grupo, com idades entre 3,4–3,2 Ga (TTG Sete Voltas/Boa Vista Mata Verde e Tonalito Bernarda) modelagens geoquímicas (Martin et al.1991) mostram que este se originou por fusão de basaltos toleiíticose deixando anfibolitos ricos em granada ou eclogitos como resíduos.
O segundo, com idades de 3,2-3,1 Ga,Granitóides Serra do Eixo/Mariana/Piripá, teve origem similar mas foi submetido a contaminação crustal
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Quanto às seqüências vulcano-sedimentares deste Bloco, estudos recentes mostram que a maioria foram greenstone belts denominados de Contendas Mirante, Umburanas, Guajerú e Mundo Novo. Estes greenstones, da fácies xisto-verde, se formaram em bacias intracratônicas, na crosta antiga TTG, com a produção inicial de rochas vulcânicas continentais com idades em tornode 3,3 Ga (Sub-Vulcânicas Ácidas do Contendas-Mirante e Basaltos toleiíticos da Formação Jurema Travessão. 
Estes vulcanitos, após a separação das bordas das bacias intracratônicas e “oceanização”, foram superpostos por komatiitos basais, basaltos toleiíticos com pillow-lavas, rochas piroclásticase sedimentos químico-exalativos com idade da ordem de 3,2 Ga (BIFs). Em seguida as supracrustais foram soterradas por sedimentos detríticos com idades mínimas de 3,0-2,8 Ga (Sedimentos Detríticos dos Greenstone Belts de Umburanas e de Guajerú.
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A crosta granítica/granodiorítica/migmatítica, predominante no Bloco Gavião e equilibrada na fácies anfibolito exibe idades de 2,8-2,7 Ga (Ex: Granito Malhada de Pedra) sendo interpretada como produto da fusão parcial da crosta continental antiga, TTG (Santos Pinto 1996) durante o fechamento das bacias intercratônicas antes referidas. 
Vulcânicas cálcio-alcalinas (~2,5 Ga), intrusões graníticas (Granito Pé de Serra, ~2,5 Ga) e intrusões máficas-ultramáficas (Sill do Rio Jacaré, ~2,4 Ga) ao lado de filitos e grauvacas estão associadas com os greenstone belts Arquenos deste Bloco (Marinho 1991).
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Bloco Jequié - antes chamado de Complexo Jequié (Cordani 1973), durante o Arqueano foi caracterizado por (i) migmatitos heterogêneos com enclaves de supracrustais constituindo o componente mais antigo e de idades em torno de 3,0-2,9Ga (Enclaves Básicos e Migmatitos Ubaira e Jequié, e (ii) intrusões múltiplas, graníticas-granodioríticas mais jovens e de baixo e alto Ti e idade em torno de 2,8-2,7 Ga (Granitos/Granodioritos de Maracás, Laje e Mutuípe. Estas intrusões eventualmente contêm megaenclaves dos migmatitos heterogêneos mais antigos. 
Tanto o componente mais antigo como o mais novo constituíram o embasamento de bacias intercratônicas tipo rifts onde basaltos e andesitos basálticos, cherts, formações ferríferas bandadas, grafititos e kinzigitos se acumularam. As rochas do Bloco Jequié foram intensamente deformadas e re-equilibradas na fácies granulito, durante a colisão paleoproterozóica (Transamazônica).
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O Bloco Serrinha exibe um importante episódio de formação de crosta conforme demonstram datações em ortognaisses graníticos-granodioríticos e tonalíticos que variamentre 3,1 e 2,8 Ga. Em um desses ortognaisses foi encontrado xenocristais de zircões datados a 3,6 Ga , indicando que o plutonismo de 3,1-2,8 Ga (Ortognaisses Porfiríticos de Serrinha, Tonalito Rio Capim e Ortognaisses Araci, Ambrósio, Requeijão e Embasamento) foi introduzido em crosta mais antiga. Estas rochas plutônicas ácidas e intermediárias, equilibradas a fácies anfibolito possuem enclaves gabróicos e constituem o embasamento dos Greenstone Belts do Rio Itapicuru e Rio Capim, ambos do Paleoproterozóico.
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O Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá consiste de , no mínimo, quatro grupos de tonalitos/trondhjemitos, três dos quais são arqueanos com idades próximas a 2,6 Ga e um é paleoproterozóico com idade em torno de 2,1 Ga. São exemplos os Tonalitos de Ipiaú e Caraíba (Tabela 2), com idades obtidas em zircões pelos métodos Pb-Pb evaporação e U-Pb SHRIMP . Estes grupos são interpretados, principalmente com base em ETR, como resultado da fusão de crosta oceânica toleiítica . 
O segmento Itabuna-Salvador-Curaçá também inclui corpos de charnockitos de ~2,6 Ga (ex: Charnockito Caraíba e faixas de rochas metassedimentares intercaladas(quartzitos com granada,gnaisses alumino-magnesianos com safirina, grafititos e formações manganesíferas) além de gabros/basaltos de fundo oceânico e/ou bacias back-arc de fonte mantélica. 
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Todas estas rochas foram reequilibradas na fácies granulito, no Paleoproterozóico. Este segmento também contem importantes intrusões de monzonito com afinidade shoshonítica(Barbosa 1990) e idade em torno de 2,4 Ga (Monzonito piaú, Tabela2), segundo dados Pb-Pb obtidos pelo método de evaporação em zircões 
Arcos de ilhas, bacias back-arc e zonas de subducção foram os ambientes predominantes durante a construção do Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá (Figueirêdo 1989,Barbosa 1990, 1997, Teixeira & Figueirêdo 1991). Este foi fortementeafetado pela tectônica paleoproterozóica e, durante a construçãodo Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá, outros corpos de tonalito foram formados sintectonicamente.
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A COLISÃO PALEOPROTEROZÓICA - Evidências geológicas,principalmente dados estruturais, metamórficos e radiométricos sugerem a colisão destes quatros blocos Arqueanos durante o Paleoproterozóico, resultando na formação de importante cadeia de montanha denominada de Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá. 
Os traços desta colisão são mostrados não somente comos dados acima referidos, mas também com o estudo das rochas paleoproterozóicas, pré e sintectônicas, presentes nos segmentos crustais Arqueanos, principalmente aquelas dos Blocos Gavião, Itabuna-Salvador-Curaçá e Serrinha
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Relative position of the Archean blocks prior to Paleoproterozoic collision.
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No Bloco Gavião ocorrem (i) o Grupo Jacobina gerado em foreland basin e formado por xistos,formações ferríferas bandadas, formações manganesíferas, quartzitos, conglomerados e intrusões máfico-ultramáficas, onde metassedimentos siliciclásticoscontêm zircões detríticos de idade mínima de ~2,1Ga (Conglomerado Jacobina, e (ii) a Formação Areião composta de arcóseos e arenitos que também contêm zircõesdetríticos de 2,1 Ga (Sedimentos Detríticos Contendas Mirante, pelo método U-Pb SHRIMP.
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No Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá, as mais importantes rochas paleoproterozóicas são (i) tonalitos e trondhjemitoscom zircões datados em aproximadamente 2,1 Ga (Tonalito de Barrado Rocha, Itabuna e Pau Brasil e Quartzo-Monzonito de Mairi,Tab. 5) através dos métodos Pb-Pb evaporação e Pb-Pb rocha total; (ii) Noritos Caraíba e Gabros Medrado, ambos com idades ligeiramente mais antigas que 2,0 Ga, contendo importantes depósitos de minérios, o primeiro de cobre e o segundo de cromo e, (iii) granitos sintectônicos datados em cerca de 2,1 Ga.
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No Bloco Serrinha ocorrem os Greenstone Belts do RioItapicuru e do Capim formados em back-arc basin onde: (i) a unidade inferior de lavasmetabasálticas (~2,2Ga) (Vulcanicas Básicas Itapicuru, Tabela 5)consiste de metabasaltos toleiíticos e tufos máficos, com formaçõesferríferas bandadas, cherts e filitos grafitosos; (ii) a unidadeintermediária constituída de metavulcânicas félsicas (~2,1Ga) (Vulcânicas Félsicas Itapicuru, Tabela 5), de composição variável de metandesito a metadacito cálcio-alcalinos; (iii) a unidade superior composta de espesso pacote de psefitos, psamitos e pelitos. Estes greenstone belts paleoproterozóicos diferem dos equivalentes arqueanos do Bloco do Gavião principalmente pela ausência de komatiitos nos primeiros.
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A colisão paleoproterozóica ocorreu com movimento de quatro blocos no sentido NW-SE (Figs. 3, 4), identificado pela presençade falhas de empurrão e zonas transcorrentes tardias. As transcorrências tiveram uma cinemática em geral sinistral, comodemonstram elementos de trama monoclínica vistos em seçõesparalelas às lineações de estiramento, normais ao acamamentocomposicional dos metamorfitos (Alves da Silva & Barbosa 1997).
A convergência do Bloco Serrinha em direção ao Bloco Gaviãopromoveu um importante encurtamento crustal,ao longo de um eixo, identificado pela vergência centrípeta dos granulitos situados ao norte do Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá.O orógeno continua no oeste do Gabão, África
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Durante as etapas iniciais desta colisão, rampas frontais, com tectônica tangencial resultaram na sobreposição tectônica do BlocoItabuna-Salvador-Curaçá no Bloco Jequié e ambos no BlocoGavião (Fig. 6). Dobras recumbentes com vergência para oestecoaxialmente redobradas e exibindo formas isoclinais são encontradasalgumas vezes nestes terrenos metamórficos de alto grauatestando a existência de reliquias estruturais da fase reversa.
O metamorfismo de alto grau Paleoproterozóico possui pressões médias de 7 Kbar e temperaturas de cerca de 850°C, com aidade de pico em aproximadamente 2,0 Ga (Barbosa 1990, 1997).Ele é considerado como proveniente da duplicação crustal resultadoda superposição tectônica de blocos durante a colisão. Na parte central do Orógeno Itabuna-Salvador-uraçáeste metamorfismo alcançou a fácies granulito e, nas bordas, fáciesanfibolito e xisto verde, onforme identificado nas zonas de transiçãoentre a parte central do Orógeno e os Blocos Gavião e Serrinha
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Durante a fase de levantamento, rampas tectônicasassociadas a thrusts, modificaram a zonaçãometamórfica originalem função da colocação de megablocos de rochas granulíticassobre rochas das fácies anfibolito e xisto-verde. Esta configuração estrutural com terrenos de mais alto grauposicionados sobre outros de mais baixo grau é também observadano SSE e SSW do Cráton. Nestas áreas, a sobreposição tectônica ou cavalgamento do Itabuna-Salvador-Curaçá no BlocoJ equié transformou as rochas deste último, da fácies anfibolitopara a fácies granulito. Em continuação, todo este conjunto derochas de alto grau foi colocado sobre o Bloco Gavião .
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Nos gnaisses de alto grau do Orógeno, reações de destruição das paragêneses granada-quartzo e outras, têm sido interpretadas como indicação de alívio de pressão. Isto reforça a presença de colisão onde, grandes thrusts trouxeram blocos de rochas mais profundas para partes mais rasas da crosta. Diagramas PTt construídos a partir desses metamorfitos mostram a trajetórias do metamorfismo no sentido horário, confirmando o contexto colisional.
Intrusões tardias de charnockitos e granitos penetraram esses segmentos crustais. Corpos charnockíticos de cerca 2,0 Ga intrudiram a parte norte do Bloco Jequié e, corpos graníticos, em geral com características peraluminosas, algumas vezes ricos em biotita e, outras vezes, em muscovita, penetraram nos outros blocos. Suas características geoquímicas e isotópicas suportam a hipótese de que derivam predominantemente por fusão crustal. Com uma população maior no norte do Orógeno, estes granitos exibem, em geral, idades Pb/Pb e U/Pb de cerca 2,0 Ga
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The Jacobina Paleoproterozoic gold-bearing conglomerates, Bahia, Brazil: a “hydrothermal shear-reservoir” model
J.P Milesi, P Ledru, E Marcouxa, ,Mougeot, V Johana, C Lerouge, P Sabaté, L Bailly, J.P Respaut, P Skipwitha
Ore Geology Reviews Volume 19, Issues 1–2, January 2002, Pages 95–136
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The N–S Jacobina foreland basin is a Paleoproterozoic basin (2080 to 1900 Ma) of stacked detrital and schist formations developed along a sinistral wrench–overthrust fault of the Transamazonian orogeny. At least five successive stages are identified in the westward progradation of the basin, wherein bedding-parallel strike–slip thrusts and prograde metamorphism indicate progressive involvement in the Transamazonian collision. Shearing and associated metamorphic recrystallization indicate a high geothermal gradient and a gradual loading of the underthrust units, with those to the east being deeper seated than those to the west. Basic–ultrabasic dykes and granite stocks cross-cut the lithologies and contributed to the thermal evolution. Conglomerates and chaotic breccia layers found in several formations mark periods of tectonic instability accompanied by erosion of the earlier stages of basin development. Multistage hydrothermalactivity is indicated by a widespread alteration with gold-bearing quartz lodes, conglomerates showing a sulphide–gold–Cr–mineral association, leaching of ultrabasic rocks, and emerald mineralization related to late-tectonic granite emplacement.
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The economic gold-bearing clastic sediments (conglomerates and minor quartzites deposited during the fourth unit/stage of basin development) have generally been interpreted according to the “modified paleoplacer” model. Such a model, which implies the existence of a gold preconcentration within the quartz–pebble conglomerates, is supported by the lithological controls, reworked pebbles (e.g. cataclastic quartz, quartz–pyrite mylonite and rare fuchsite-bearing rocks) that had been hydrothermally altered during an earlier hydrothermal stage, and lead isotopic compositions revealing an Archean inheritance that is partly preserved in galena inclusions.
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New basin-scale structural and metallogenic data obtained by the authors, suggest a basin model characterized by successive cycles of sedimentation–faulting/thrusting–erosion (“cannibalism” model) that favours both a “paleoplacer” model and a “mesothermal shear-zone-related epigenetic” model. Heterochronous shear zones, formed between 1988 and 1912 Ma during the development of the basin, acted as feeder zones for postsedimentary mesothermal quartz–tourmaline–muscovite/fuchsite lodes, which constitute a possible source of the reworked hydrothermally altered pebbles. These shear zones controlled (a) an acid leaching of the sediments and the subsequent development of Al-rich assemblages interpreted as advanced argillic alteration zones, and (b) a sulphidation process affecting detrital ilmenite and magnetite and responsible for the high concentration of gold within shear veins containing assemblages of Cr–Ni-bearing minerals (euhedral chromite, Cr–rutile, linnaeite, Cr–tourmaline and fuchsite) and euhedral pyrite that crystallized over andalusite. The conglomerates, with their pore and fissure permeability, acted as a “reservoir and trap” for the mineralizing fluids to give a “hydrothermal shear-reservoir” model.
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The homogeneous sulphur isotopic composition of the sulphides (between −0.5‰ and 1.3‰) and the δ18O–δD values of the hydrothermal fluid (+8±1‰ and −36±3‰, respectively) suggest a magmatic source for the fluids. Moreover, the high thermal regime that characterizes the Jacobina basin could reflect a contribution from both the regional granitic magmatism and the basic–ultrabasic dyke network responsible for the Cr–(Ni–Co) mineralogical signature of the mineralization. Under the oxidation conditions of the Paleoproterozoic, the sulphidation of the gold-bearing conglomerates would depend largely on the extent of the hydrothermal–magmatic processes.
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Fig. 1. Geology of the Jacobina basin showing the location of the ore deposits within the five main superposed geological units corresponding to the five stages of basin development (from the youngest unit/stage 5 in the west to the earliest unit/stage 1 in the east) (modified from Couto et al., 1978 and Ledru et al., 1997). 1: Gneiss of the Salvador–Curaça belt; 2: Migmatite complex of the Gavião Block; 3: Eastern pelitic gneiss formation (Unit 1); 4: Quartzitic (q) and conglomeratic (Cg) intercalations (Unit 1); 5: Saude gneiss formation (Unit 1); 6: Mn–Fe pelites of the Bananeira and Cruz das Almas formations (Unit 2); 7: Conglomeratic (Cg) intercalations (Unit 2); 8: Massive manganese beds (Mn) (Unit 2); 9: Andalusite-rich layers (Units 2 and 3); 10: Aluminous layers (Units 2 and 3); 11: Sandstone of the Rio do Ouro Formation (Unit 3); 12: Gold–pyrite-bearing quartz–pebble conglomerate of the Serra do Córrego Formation (Unit 4); 13: Quartz–muscovite schist (Unit 4); 14: Jacobina chaotic syntectonic breccia (Unit 5); 15: Polyphased metabasic–ultrabasic dykes and sills; 16: Chromite-bearing ultrabasic complex; 17: Transamazonian granite; 18: Major wrench–thrust zones of the Contendas–Jacobina lineament; 19: Western limit of the Salvador–Curaça belt. The numbers 90-32, 91-78, 92-11, 91-JB1, BR6, etc., refer to studied samples.
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Fig. 2. Section through the Jacobina basin showing the main mineralized and hydrothermally altered facies within the five main superposed units (from the youngest in the west to the oldest in the east). The following lithologies are represented on the section: 1: Gavião granitic block; 2: Eastern gneiss formation; 3: Conglomeratic intercalations; 4: Fuchsitic halo; 5: Quartzite; 6: Massive manganese (Mn) beds (Mn): 7: Andalusite-rich layer; 8: Mylonitic quartz–muscovite schist (qms); 9: Barren conglomerates and quartzites; 10: Gold–pyrite-bearing quartz–pebble conglomerate and surrounding fuchsitic halo showing the Basal Reef (i), Main Reef (ii), Intermediate reefs including the João Belo Reef (iii), and the Canavieiras Reef (iv); 11: Polyphase metabasic–ultrabasic complexes (in black) including pillow-lavas (in grey); 12: Jacobina syntectonic chaotic breccia; 13: Multistage quartz vein (Qv).
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Fig. 4. Geological setting of the Jacobina gold–pyrite-bearing conglomerates, modified from and , and Ledru and Bouchot (1993). (A) Simplified geological map showing the location of the main ore deposits. (B) Lithostratigraphic column of the Serra do Córrego Formation showing the location of the main ore deposits and main thrusts. (C to E) Sections through the main ore deposits: (C) João Belo Reef (iii); (D) Itapicuru mine including the Basal Reef (i) and the Main Reef (ii); (E) Canavieiras Reef (iv) cut by a basic dyke. (F) Interpretative figure of Fig. 4C of the João Belo Reef (iii), illustrating the great diversity of the hydrothermal alteration network and showing an inferred relationship between the shear zone and the conglomeratic “reservoir” capped by impermeable quartzite barriers of the hanging wall.