Depósitos Amazônia Central e Carajás

Prévia do material em texto

1 – INTRODUÇÃO
Depósitos minerais são formados a partir de processos geológicos, sendo cada depósito criado a partir de uma gênese única que o caracteriza. Para facilitar sua identificação e estudo, os depósitos são definidos em Grupos ou categorias através de características semelhantes entre si, tendo sua gênese variando em processos endógenos quando ocorrem no interior da crosta e exógenos quando ocorrem na superfície terrestre.
A partir de vários estudos, foi observado que no Brasil existem depósitos minerais que variam sua Formação desde o Arqueano até o Holoceno, apresentando metalogenia diversificada que resultou na exploração em várias minas espalhadas pelo país. Diferente de outros países continentais, o Brasil tem maior parte da sua exploração em ferro, manganês, alumínio, estanho e nióbio, demonstrando abundância de depósitos siderólitos e litófilos em seu território.
A mineração e exploração de depósitos minerais é um dos grandes suportes financeiros do Brasil, contribuindo diretamente no PIB nacional, na geração de empregos e desenvolvimentos de cidades. Sendo um país com grande potencial devido às riquezas contidas em seu solo, o Brasil tem atraído grandes inventimentos nos dias atuais, enquanto no passado, a exploração de recursos naturais foi responsável pela ocupação e desenvolvimento do país.
Existem diversos tipos de depósitos nos 8.510.759,090 km² que compõem o Brasil, sendo abordado neste presente trabalho as características acerca dos depósitos da Amazônia Central e de Carajás, tal como a gênese, idade e os tipos de depósitos que são explorados nestas regiões.
4 – PROVÍNCIA DE CARAJÁS 
A Província de Carajás possui grande relevância pois contém o maior depósito de ferro do mundo (Veneziane et al., 2004), além dos depósitos de Cu-Au com quantidades significativas de magnetita aos quais assemelham-se aos depósitos IOCGs mundiais (Augusto et al. ,2008). Está localizada no sudeste Cráton Amazônico, data do arqueano e é limitada por uma descontinuidade regional de direção E-W. Ela é tectonicamente subdividida em Domínio Rio Maria e Domínio Carajás. (Monteiro et al., 2014) conforme é mostrado na figura 2.
Figura 2 Localização da Província Carajás com ênfase em suas subdivisões Domínios Rio Maria (DRM) e Carajás (DC) (Monteiro et al. 2014 apud Vasquez et al. 2008b, Oliveira et al. 2010, Almeida et al. 2011).
Domínio Rio Maria
O Domínio Rio Maria possui idade mesoarqueana, é constituído por rochas metavulcano-sedimentares do tipo Greenstone Belt nos quais DOCEGEO (1988) as classificam em Supergrupo Andorinhas e Serra do Inajá; Vasquez et al. (2008a), no entanto, as subdividem nos Grupos Gradaús, Serra do Inajá, Babaçu, Lagoa Seca, Tucumã e Sapucaia. (Monteiro et al., 2014). A parte basal é constituída por derrames komatiiticos, dunitos, peridotidos, piroxenitos, metabaltos toleíticos, metatufos, alco xistos, intercalações de formações ferríferas e metachert; enquanto que a porção superior contém vulcano-sedimentares as quais foram submetidas a eventos tectonotermal metamórficos nas fácies xisto verde a anfibolito inferior síncronos a formação foliação de cisalhamento subvertical penetrativa de direção E-W a WNW-ESE (Monteiro et al., 2014 apud Souza et al., 1990) associadas as zonas de cisalhamento Andorinhas e Gradaús (Monteiro et al., 2014 apud Souza et al.,1990).
O magmatismo TTG possui grande abundância nesta província (Monteiro et al., 2014 apud Dall’Agnol et al., 2006; Oliveira et al., 2009). Segundo Monteiro et al. (2014) apud Almeida et al. (2011) ele foi submetido a três eventos para o desenvolvimento de suites TTG, nas quais tiveram como consequência a formação de Tonalito Arco Verde e Trondjemito Mogno (rochas mais antigas); seguido do Complexo Tonalítico Caracol, Tonalito Mariazinha ; e, por último, Trondjemito Água Fria. Nesta província, também são encontradas rochas sanukitóides (Monteiro et al., 2014 apud Dall’Agnol et al., 2006; Oliveira et al., 2009).
O Domínio Rio Maria foi submetido certa de quatro eventos de acresção crustal os quais ocorrerem em ca. 3,04 Ga, ca. 2,98 Ga e 2,92 Ga, ca. 2,87 Ga e ca. 2,88-2,87 Ga. No primeiro, ocorreu a formação de magma komatiítico e toleiítico relacionados os greenstone-belts como consequencia da indução da fusão parcial do manto superior e da crista oceanica (Monteiro et al.,2014 apud Souza et al., 2001); o segundo, por sua vez, magma TTG formou-se em virtude da fusao da crosta oceanica basaltica ocasionada pela subducção; no terceiro, a fusão do manto metassomatizado gerou magmas sanukitóides devido aos episódios termais associado a slab-break-off e ressurgência da pluma mantélica; por último, o evento tectonotermal originou os leucogranitos potássickjgos. (Monteiro et al., 2014 apud Souza et al., 2001; Leite et al., 2004; Vasquez et al., 2008a; Oliveira et al., 2010; Almeida et al., 2011).
4.2 Domínio Carajás
O Domínio Carajás (figura 3 – Anexo III), nomeado anteriormente por Araújo et al. (1988) de Cinturão de Cisalhamento de Itacaiúnas (Monteiro et al. 2014), está localizada na porção Norte da província de Carajás e possui idade mesoarqueana (Santos, 2013), é composto por rochas metavulcano-sedimentares e granitoides que datam de 2,76-2,55 Ga (Zucchetti , 2007).
Esse domínio possui embasamento constituído por rochas alongadas na direção E-W com foliação gnaissica oriunda de zonas de cisalhamento regional de direção E-W a WNW-ESE (Silva, 2014 apud Araújo et al., 1998; Pinheiro & Holdsworth, 2000). Inicialmente essas litologias foram classificadas como rochas arqueanas do Complexo Xingu (gnaisses tonalíticos a trondhjemíticos e migmatitos) e Complexo Pium (ortogranulitos máficos a félsicos). Porém, Moreto (2010), Moreto et al. (2011a), Feio et al. (2013), sugeriram a individualização de algumas unidades granitoides submetidas a processos de deformação atribuidas anteriormente ao Complexo Xingú, associando-as a três episódios de magmatismo e/ou tecno-metamorfismo (Silva, 2014). 
Figura 3 Mapa geológico do Domínio Carajás e áreas próximas (Monteiro 2014, modificado de Vasquez et al. 2008b).
No primeiro evento (ca. 3,0 Ga) ocorreu a formação do Tonalito Bacaba e Granito Sequeirinha (Monteiro et al. 2014); enquanto que no segundo (2,96-2,93 Ga) originaram o monzo e sienogranitos cálcio-alcalinos pertencentes a unidade Granito Canaã dos Carajás e rochas antigas do Trondhjemito Rio Verde (Silva, 2014 apud Feio et al., 2013); o último (2,87-2,83 Ga) surgiram o Trondhjemito Rio Verde e os granitos marjoritariamente cálcio-alcalinos Bom Jesus, Cruzadão e Serra Dourada (Monteiro, 2014 apud Feio, 2011; Moreto et al., 2011a).
A Bacia Carajás é constituída por rochas metavolcano-sedimentares do Grupo Rio Novo (anfibolitos, xistos, metagrauvacas, rochas metavulcânicas toleiíticas e gabros) (Monteiro 2014 apud Hirata et al.,1982) e do Supergrupo Itacaúnas (Monteiro, 2014 apud Wirth et al., 1986; DOCEGEO, 1988; Machado et al., 1991), nos quais são parcialmente recorbertas pelas rochas metassedimentares da Formação Águas Claras (metaconglomerados, metarenitos, mármores dolomíticos, filitos carbonosos, quartzitos sericíticos) (Silva, 2014 apud Nogueira et al., 1995)). O Supergrupo Itacaúnas subdivide-se nos grupos Igarapé Salobo (paragnaisses, anfibolitos, meta-arcóseas e formações ferríferas), Igarapé Pojuca (rochas metavulcânicas básicas, xistos pelíticos, anfibolitos e formações ferríferas metamorfisadas em fácies xisto verde a anfibolito), Grão Pará (derrames basálticos intercalados a jaspilitos, riólitos, rochas vulcanoclásticas e diques/sills de gabros subordinados) e Igarapé Bahia (rochas metavulcânicas, metapiroclásticas e formações ferríferas) (Monteiro, 2014 apud DOCEGEO, 1988)
No Domínio Carajás contatam-se magmatismo neoarqueano e paleopreoterozóico nos quais o primeiro caracteriza-se disposição do Complexo Acamadado Mafico-Ultramáfico Luanga (Silva, 2014 apud Machado et al., 1991) e da e da Suíte Intrusiva Cateté (Silva, 2014 apud Lafon et al., 2000), além da colocação das suítes graníticas alcalinassin-tectônicas relacionadas às zonas de cisalhamento transcorrentes muito deformadas (Silva 2014 apud Huhn et al.,1999; Avelar et al., 1999; Barbosa, 2004; Sardinha et al., 2006; Barros et al., 2009, Feio et al., 2012a). Já o segundo, constitui-se pelos granitos alcalinos a sub-alcalinos do tipo A da Central de Carajás, Young Salobo, Cigano, Pojuca, Breves e Rio Branco (Monteiro, 2014 apud Machado et al., 1991; Dall’Agnoll et al., 1994; Tallarico, 2003).
A complexa evolução estrutural do Domínio Carajás teve forte influência de processos metamórficos dinâmicos resultantes do desenvolvimento de zonas de cisalhamento reativadas durante o Neoarqueano (Silva, 2014 apud Araújo et al., 1988). Ela foi interpretada a princípio por Beisegel et al. (1973) como um sinclinório com eixo WNW-ESSE; Rosière et al. (2006), no entanto, definiu como “Dobra Carajás” as estruturas das serras Norte e Sul associadas a um par antiformal-sinformal em forma de “S” (Monteiro, 2014). 
4.1 – DEPÓSITOS METALOGENÉTICOS DA PROVÍNCIA DE CARAJÁS
4.1.1 Metalogenia Do Domínio Rio Maria
O Domínio Rio Maria possui depósitos auríferos orogênicos (Diadema, Lagoa Seca, Babaçu, Mamão, Tucumã, Inajá, Cuca) (Monteiro, 2014 apud Groves et al. 1998, Goldfarb et al. 2001), gemas, rocha ornamental, carvão e amianto, níquel laterítico, Cobre-Cobalto, chumbo e zinco, Ferro, manganês e molibdenita (Monteiro, 2014).
Depósito Aurífero De Diadema
O depósito aurífero de Diadema (Figura 4) está localizado no extremo norte do Domínio Rio Maria (Tunussi, 2012) na Zona de Cisalhamento Diadema, possui direção WNW-ESSE, tem mais 100 km de extensão, intercepta a sequência greenstone belt Sapucaia e o terreno granitítico (Monteiro, 2014 apud Oliveira & Leonardos 1990), são controlados estruturalmente por falhas D-Riedel, boudins de quartzo brechados e rods achatados. As zonas mineralizadas contém reservas medida + indicada de 517.142 t de minério com teor médio de 5,18 g/t e 8,7 t de Ouro contido (Monteiro, 2014 apud MultiplicMineração S.A. 1989 em Klein & Carvalho 2008); elas podem conter enriquecimento de As, B, Ba, Bi e Sb; estão alojadas em conjuntos litológicos, compostos por metavulcânicas máficas a intermediárias (basaltos andesíticos e andesitos), e félsicas , incluindo riólitos e dacitos, além de formações ferríferas, metamorfisadas na fácies dos xistos verdes. Esses litotipos possuem deformações, nos quais apresentam pares SC, foliação milonítica a ultramilonítca, bandas miloníticas e cataclásticas (Monteiro, 2014). 
As mineralizações desse depósito foram submetidos a eventos de alteração hidrotermal relacionadas as zonas transtensionais e intrusão granítica, na qual o fluido mineralizante possui origem de fontes metamórficas, magmáticas ou mistas (Monteiro, 2014 apud Oliveira et al. 1994). O ouro é encontrado em partículas delgadas livres contidas em piritas e turmalina (Monteiro, 2014).
Figura 4 Mapa geológico do depósito aurífero de Diadema (Monteiro, 2014 apud Oliveira 1993)
Depósito Aurífero De Cumaru
O Depósito de Cumaru (Fiura 5) localiza-se na Zona de Cisalhamento Transcorrente Serra Ruim, estão alojadas em unidades metavulcânicas félsicas do Greenstone Belt Gradaús e no Granodiorito Cumaru (Monteiro, 2014 apud Lafon & Scheller 1994), é classificado como depósito tipo híbrido de lode-porphyry ((Monteiro, 2014 apud Santos et al. 1988). A mina inativa de Cumaru possui reservas de 3,1 Mt de minério com 10,8 t Au contido e com teor de 3,4 g/t, além de uma reserva em material supergênico oxidado supergênico de 6,0 t Au com teor de 17,2 g/t (Mineração Gradaús Ltda. 1987). As mineralizações auríferas primárias de auto teor estão associadas a veios de quartzo e sulfetos que possuem envelope com mineralização disseminada relacionados a halo de alteração hidrotermal sericítica. A deposição do ouro relaciona-se com as misturas tardias do fluido aquo-carbônico com as salmouras nas quais ocasionaram a oxidação do fluido mineralizante, com aumento da fO2 e diminuição do pH (Monteiro, 2014 apud Santos et al. 1988).
Figura 5 Mapa e perfil geológico do depósito aurífero de Cumaru (Monteiro, 2014 apud Santos et al. 1998).
Depósitos De Tungstênio
A principal reserva de tungtênio da Amazônia é o depósito de wolframita de Pedra Preta (Fig. 5; (Monteiro, 2014 apud Gastail1987, Cordeiro et al. 1984, 1988, Rios 1995, Rios et al. 1998) ele possui 508.300 toneladas de minério, com teor médio de 1,01% de WO3 (Monteiro, 2014 apud Cordeiro et al. 1988). O minério de wolframita possui característica filonítica e intercepta, em profundidade, o granito Musa (monzo e sienogranitos e biotita microgranito com evidências de greisenização ) (Dall’Agnol et al. 1994) e as rochas das sequências greenstone belt dos grupos Babaça e Lagoa Seca. A gênese da mineralização de wolframita ocorreu devido a mistura entre fluidos aquo-carbônicos, pobres em F, dissolvido no magma, e fluidos externos com CH4 e N2, em equilíbrio com as rochas hospedeiras metavulcanossedimentares. (Monteiro, 2014)
Figura 6 Mapa e perfil geológico do depósito de Tungstênio de Pedra Preta (Monteiro, 2014 apud Rios et al. 1998)
4.1.2 Metalogenia Do Domínio Carajás
O Domínio Carajás possui diversos depósitos tais como: depósitos de Ferro, de Cobre-Ouro, Ouro-EGP, Níquel, EGP, Cromo, Manganês e bauxita, Estanho (Monteiro, 2014 apud Klein & Carvalho 2008), gemas (Monteiro, 2014 apud Costa & Costa 1985, Collyer et al. 1991, Costa et al. 1994) e o depósito de Vaqueiro (Monteiro, 2014 apud Carvalho 2004).
Depósitos de Ferro
Os depósitos de Ferro da Província Carajás estão localizados nos distritos de Serra Norte, Serra Sul e Serra Leste (Monteiro, 2014 apud Lobato et al. 2005). O minério das reservas possui de teores entre 60 e 67% de Fe (Monteiro, 2014 apud Coelho 1986, Dardenne & Schobbenhaus 2001, Guedes et al. 2002) com composição magnetítica/martítica e hematítica (Melfi, 2016); possuem estrutura maciça, bandada ou brechada As formações ferríferas de Carajás são hospedadas no Grupo Grão-Pará (vulcano-sedimentar de idade arqueana) (Melfi, 2016 apud Krymsky et al., 2002). Em toda a extensão do contato com os corpos de minério, as rochas vulcânicas localizadas na porção de baixo possuem acentuadas alteração em clorita e hematita de origem hidrotermal. A Mina N4E é uma das principais Minas de Ferro deste domínio.
A Mina De Ferro De N4E
A Mina N4E é constituída por minério de alto teor (> 65 % Fe) no qual está alojada em jaspelitos da sequência de formações ferríferas bandadas, possui espessura de 100m a 400 m, é interceptada por diques e sills de rochas máficas (Monteiro, 2014 apud Klein & Ladeira 2002). As zonas mineralizadas são hospedadas em metabasaltos e jaspilitos do Grupo Grão Pará, sua formação foi em ambiente marinho a partir de águas de ressurgência. Nas porções mais profundas deste os corpos de hematita friável e compacta gradam para rochas ricas em carbonatos (Monteiro, 2014). Muitos autores consideram que as rochas básicas desse grupo não possuem indícios claras de metamorfismo regional (Monteiro, 2014 apud Beisiegel et al. 1973, Beisiegel 1982, Lindenmayer et al. 2001). 
Depósitos de Óxidos de Ferro-Cobre-Ouro (I0CG)
A Província Mineral de Carajás possui grande relevância mundial por apresentar a maior concentração conhecida de depósitos de óxido de ferro-Cu-Au (iron oxide-copper-gold deposits ou IOCG; Melo 2014 apud Hitzman et al. 1992), esses depósitos são os únicos de classe mundial que possuem idade arqueana (Monteiro, 2014 apud Réquia et al. 2003, Tallarico et al. 2005, Groves et al. 2010, Xavier et al. 2010). Dentre os depósitos desta classificação, destacam de Salobo, Igarapé Bahia Alemão, Sossego, Alvo 118. Eles foram submetidos a processos de alteração hidrotermal, nos quais sugerem uma mistura de fluidos de diferentes origens que permitiram que os metais fossem transportados e depositados. Como exemplo dessas alterações pode-se citar: a intensa associação com zonas de cisalhamento; forte alteração hidrotermal alcalina; associação com brechas hidrotermais;formação de magnetita seguida por precipitação de sulfetos e simultâneo com fluidos de elevadas e baixas temperaturas de homogeneização e salinidades baixas a muito alta (Lopes, 2018 apud Monteiro et al. 2008, Xavier et al., 2012).
Mina do Sossego 
A Mina de Sossego está localizada no limite sul da Bacia Carajás. Possui 245 milhões de toneladas de minério com 1,1% Cu e 0,28g/t de Au (Teixeira, 2010 apud Oliveira et al. 2000). É composta pelos corpos de minério Sequerinho-Baiano-Pista (Granito Sequeirinho, intrusões de gabronoritos, rochas metavulcânicas ácidas com lentes de rochas ultramáficas) (Monteiro 2014 apud Moreto et al. 2011b, Moreto et al. 2012) e Sossego-Curral (Granito Granofírico Sossego) (Monteiro 2014 apud Moreto et al. 2011b) nos quais são controlados estruturalmente por uma zona de cisalhamento regional WNW-ESSE. (Teixeira, 2010 apud Monteiro et al. 2008a) como é mostrado na figura 7. No corpo Pista ocorreu um evento de alteração hidrotermal muito relavante na qual caracteriza-se pela assembléia biotita ± hastingsita-turmalina–escapolita (Teixeira, 2010 apud Villas et al. 2005 e Sousa 2007).
Figura 7 Mapa geológico dos corpos Sequeirinho (A) e Sossego (B) da Mina de Cobre do Sossego (Monteiro, 2014 apud VALE em Domingos 2010).
A Mina de Salobo
A Mina de Salobo localiza-se a 30 km ao norte da Serra de Carajás, em uma zona de cisalhamento regional próximo ao limite entre os domínios Carajás e Bacajá (Monteiro, 2014). Possui direção WNW-ESSE, é considerada a maior jazida de cobre do Brasil, com 789 milhões de toneladas de minério contendo 0,96% Cu, 55gAg/t e 0,52gAu/t (Teixeira, 2010 apud Vianna, 1997). A zona mineralizada possui espessura de 300 a 600m é constituida por rochas muito deformadas e hidrotermalizadas (Teixeira, 2010). Este depósito possui associação de miério com bornita-calcosita-calcopirita, nas associações hidrotermais verifica-se a presença de almandina, grunerita e fayalita. (Monteiro, 2014 apud Lindenmayer 1990, 2003).
Depósitos de Cobre-Ouro polimetálicos
Na Província de Carajás são encontrados depósitos com baixo teor de óxido de Ferro e de magnetita e depósitos paleoproterozóicos polimetálicos, nos quais destacam-se o depósito de Cu-(Au) de Águas Claras (Monteiro, 2014 apud Villas & Silva 1998), de Cu–Au–(W– Bi–Mo–Sn) de Breves (Monteiro, 2014 apud Tallarico et al. 2004, Xavier et al. 2005, Botelho et al. 2005) e de Cu-Au-(Li-BeSn-W) de Estrela (230 Mt com 0,5% Cu ) (Monteiro, 2014 apud Lindenmayer et al. 2005), estes, apresentam zonas de greinsens como consequência da alteração hidrotermal partir de fluidos magmáticos. 
O depósito Estrela está alojado em metandesitos cálcio-alcalinos, metariólitos e metagabros atribuídos ao Grupo Grão Pará, nas quais suas zonas mineralizadas estão relacionadas a porção com albita-ortoclásio granito, alcalino e peraluminoso (Monteiro, 2014 apud Lindenmayer et al. 2005), elas possuem enriquecimento F, U, ETR, Mo, K, Rb, B e Li, são controladas estruturalmente por plays da Falha Carajás, nas quais ncluem veios, brechas e stockworks. (Monteiro 2014). 
Depósitos de Ouro-Paládio-Platina
O depósito de Au-Pd-Pt (Figura 8) localiza-se na porção leste a Zona de Cisalhamento Cinzento, na zona de charneira do sinclinal invertido e inclinado (Sinclinal Serra Pelada, Monteiro 2014 apud Berni 2009) possui direção ENE-WNW. Este depósito possui alto teor de Ouro, Platina e Paládio, está hospedado em rochas metassedimentares clásticas djacente em contato com mármores dolomíticos da Formação Águas Claras. Esse corpo litológico encontra intemperizado, é composto por: metassiltitos laminados vermelhos com óxidos de Ferro; metarenitos, ocasionalmente manganesíferos; metassiltito carbonoso, ferruginoso e caolinizado e metassiltito cinza com 2 a 10 % de carbono; “hidrotermalito”; brechas alternadas a metassiltitos e metarenitos silicificados e ricos em hematita; e ,mármore quartzo dolomítico (Monteiro , 2014 apud Bettencourt et al. 2008). Este depósito foi submetido a processos de hidrotermalismo e deformação. Reconhece-se três zonas hidrotermalizadas nas quais foram enriquecidas hidrotermalmente em Carbono, argilo-minerais e sílica; ocorreram, também, dois eventos de deformação não-coaxial, nos quais resultaram em dobras recumbentes semelhantes de grande amplitude (primeiro evento), e sistemas de falhas e dobras abertas (segundo evento) (Monteiro, 2014)
Figura 8 Mapa geológico da área do depósito de Au-(Pd-Pt) de Serra Pelada (Monteiro 2014)
Depósitos de Cromo-Niquel-EGP
Os depósitos de Cromo e Níquel está hospedado em rochas máfica-ultramáfica diferenciados (Luanga, Luanga Sul, Luanga Norte, Orion, Afrodite, Formiga, Pegasus, Centauro, Serra da Onça, Serra do Puma, Serra do Jacaré, Serra do Jacarezinho, Igarapé Carapanã, Fazenda Maginco, Ourilândia e Vermelho). No qual a principal reserva é a de Luanga, localizada a cerca de 11 km a leste do depósito de Au-Pd-Pt de Serra Pelada. Este depósito possui 6 km de extensão por 3,5 km de largura, é caracterizado pelo acamamento magmático subverticalizado e estratigrafia magmática tectonicamente invertida (Monteiro, 2014). As zonas de mineralizadas estão hospedadas em metaortopiroxenitos cumuláticos com pirrotita, pentlandita e calcopirita intercúmulus; níveis de cromita disseminada a maciça e clorita-tremolita-actinolita-talco milonito (Monteiro, 2014 apud Diella et al. 1995, Girardi et al. 2006). Estas zonas estão relacionadas a alteração hidrotermal estruturalmente controlada em zonas milonitizadas com ocorrencia de magnetita serpentinitos e clorita do tremolita-actinolita-talco milonitos (Monteiro, 2014 apud Nunes 2002).
Depósitos de Manganês
As reservas de manganês do Domínio Carajás são encontradas nos Depósito de Manganês do Azul e do Sereno, nos quais encontram-se alojado na Formação águas Claras (Monteiro, 2014 apud Nogueira et al. 1995). As zonas mineralizadas estão hospedadas em siltitos e arenitos finos, maciços, laminados a bandados, com lentes de folhelhos negros ricos em matéria orgânica e/ou óxi-hidróxidos de Manganês e margas rodocrosíticas (Monteiro, 2014 apud Costa et al. 2005). Dardenne & Schobbenhaus (2001) definiu que a gênese do protominério carbonático da Mina do Azul está relacionada a depósitos marinhos singenéticos oriundo de bacias estratificadas na zona de talude, próximo da transição de uma bacia profunda anóxica; Costa et al. (2005), no entanto, sugere uma esdimentar diagenética, associada à sedimentação em multiplas sub-bacias restritas nas quais a diminuição de energia teria sido síncrona ao aumento da atividade orgânica carbonosa. (Monteiro, 2014)
 Minérios Lateríticos
O Domínio Carajás apresenta jazidas lateríticas de Manganês, Ouro e Níquel. O primeiro é constituído principalmente por criptomelana (Monteiro, 2014), enquanto que o segundo possui goethita, hematita, gibbsita, caolinita (Monteiro, 2014 apud Angélica 1996) , e o último é constituído por Ni supergênico. Os perfís lateríticos de Mn e Au possuem empessura < a 100 m, de150 m a 200 m, respectivamente. (Monteiro, 2014).
Depósitos de Bauxita
O Depósito de bauxita está hospedado nas rochas básicas do Grupo Grão Pará. Os depósitos possuem certa de 48,92 Mt de minério bruto, com espessura média de 4,2 m, e teores de 34,9% de Al2O3, 1,7 % de SiO2, 25% de Fe2O3 e 3,9 % de TiO2 (Monteiro, 2014 apud Alves 1988). A remoção de sílica, potássio, magnésio, sódio e cálcio no perfil de alteração deste depósito, resultam dos processos de alteração supergênicos das rochas básicas (Monteiro, 2014). Segundo Monteiro (2014) apud Kotschoubey & Lemos (1985), a evolução das zonas mineralizadas está relacionada a alternância das variações de alterações intempéricas com episódios de contribuição de materiais alóctones e/ou retrabalhamento in situ. 
– PROVÍNCIA AMAZÔNIA CENTRAL 
A Província Amazônica Central localiza-se na porção oriental do Cráton Amazônico, data do Paleoproterozóico (1900-1860 Ma) (Leal, 2013), possui orientação NNW-SSE, é limitada pelas Províncias Tapajós-Parima, Rondônia-Juruena,Transamazonas e Carajás (Figura 9). Ela subdivide-se nos Domínios Erepecuru-Trombetas e o Domínio Iriri-Xingu (Vasquez, 2014) 
Figura 9 Províncias geocronológicas do Cráton Amazônico com ênfase na Província Amazônia Central (Vasquez 2014 apud modificado de Vasquez et al. 2008b).
Domínio Erepecuru-Trombetas
O Domínio Erepecuru-Trombetas localiza-se na porção norte da Bacia do Amazonas, é constituído por um complexo gnaissico migmatitico, sequências metavulcano-sedimentares de idade arqueana e/ou proterozóicas, rochas vulcânicas paleoproterozóicas do Grupo Iricoumé , pelas Suítes plutônicas Mapuera, Água Branca e Sienito Erepecuru , e, por rochas sedimentarem da Formação Urupi (Barreto 2013 apud Veiga Junior et al. 1979). Vasquez e RosaCosta (2008) o subdividiu nos subdomínios Erepecuru-Trombetas Leste e ErepecuruTrombetas Oeste, nas quais foram consideradas a maior ou menor proporção de rochas do embasamento (Leal, 2013). 
O Grupo Iriocumé possui idade entre 1,90 e 1,88 Ga (Leal, 2013 apud Almeida, 2006; Costi et al., 2000; Macambira et al., 2002; Reis et al., 2003; Santos et al., 2002; Valério, 2006) é formado por rochas vulcanicas e vucanoclásticas, ácidas a intermediárias, nas quais possui predominância composicional de riolitos a dacitos, com subordinados andesitos, latitos e traquitos (Leal, 2015 apud Oliveira et al. 1975; Jorge João et al. 1984; Vasquez & Rosa-Costa 2008; Barreto et al. 2013; Marques et al. 2014).
A Suíte Mapuera (1,89 e 1,86 Ga) compreende rochas monzograníticas e sienograníticas , feldspato alcalino granito (Silva, 2015). Formam batólitos e stocks e estao relacionadas no aspecto de intrusão com as rochas do Grupo Iriocumé (Barreto, 2012 apud Vasquez e Rosa-Costa, 2008).
A Suíte Intrusiva Água Branca data de 1,9 Ga, é constituída por granitoides cálcico-alcalinos, com idades de colocação em torno de 1,9 Ga (Leal, 2013 apud Almeida, 2006; Santos apud Reis et al., 2003; Valério, 2006), granodioritos com hornblenda, com subordinados monzogranitos, quartzo monzonitos, quartzo monzodioritos, quartzo dioritos, dioritos e tonalitos (Leal, 2015)
A Formação Urupi é uma sequência sedimentar com idade de 1,78 Ga, é composta por quartzos arenitos, arenitos arcoseanos, arcóseos e siltitos, intercalados com rochas vulcanoclásticas (Barreto 2012 apud Valério et al., 2009; Ferron et al., 2010; Pierosan et al., 2011a, 2011b).
Domínio Iriri-Xingu
O Domínio Iriri-Xingu localiza-se ao sul da Bacia do Amazonas, data do Paleoproterozóico (1,99 a 1,87) (Costa, 2018 apud Fernandes et al. 2011; Semblano et al., 2016) é composto por rochas do Grupo Iriri (vulcânicas e vulcanoclásticas predominantemente félsicas ) e da Formação Sobreiro, granitóides Tipo A (leucosienogranitos, feldspato alcalino granitos, sieno e monzogranitos) e Tipo I Indiferenciados (monzogranitos com biotita), e os granitos da Suíte Intrusiva Velho Guilherme (Semblano, 2016). Seu desenvolvimento relaciona-se a dimensão e ao adelgaçamento crustal que transcorreram posteriormente ao amalgamento de massas continentais no decorrer do Riaciano e o Orosiriano (Queiroz, 2015 apud Brito Neves et al. 1995).
5.1 – DEPÓSITOS METALOGENÉTICO DA PROVÍNCIA AMAZÔNIA CENTRAL
Em geral a Província Amazônia Central tem poucos depósitos minerais, além de um potencial para jazimentos indicados pelas ocorrências e zonas hidrotermais. Esses de potencial destacam-se os metais bases, elementos terras raras e diamantes, dentre os depósitos, os mais representativos são de ouro, mas também se encontram depósitos de estanho, fosfato e titânio (Vasquez, 2014).
O Depósito Esperança se localiza na região do Castelo dos Sonhos no sudoeste do Domínio Iriri-Xingu, é classificado como depósito de ouro em paleoplacer pertencentes a Formação Castelo dos Sonhos, essas rochas hospedeiras são compostas basicamente por quartzo arenitos acinzentados, conglomerados e subordinados arcóseos avermelhados, com estratificação plano-paralela NNW-SSE, caracteriza-se também uma foliação milonítica subvertical N30°E marcada por feições microscópicas de recristalização de quartzo, hematita e muscovita/sericita (Vasques, 2014 apud Yokoi et al. 2001).
Ocorreu metamorfismo nas rochas sedimentares desta Formação, o que pode ter favorecido a concentração de ouro devido a intrusões ígneas de rochas subvulcânicas félsicas e máficas, alcançando condições de fácies anfibolito inferior (Vasquez, 2014 apud Araneda et al. 1998). O ouro relacionado a esse tipo de depósito ocorre de forma livre entre cristais de quartzo, muscovita e hematita em partículas com 5-200 μm de diâmetro (Vasquez, 2014), por isso é classificado como paleoplacer, e por seus teores serem maiores em zonas fraturadas e ricas em hematita, o que é considerado provável produto de remobilização supergênica por fluidos oxidantes (Vasques, 2014 apud Yokoi et al. 2001).
Os resultados do teor de ouro nesse depósito foi dividido em três alvos, sendo eles Alvo Esperança Sul, o Alvo Esperança Centro marcados por anomalias geoquímicas de solo de alguns km, e por fim o Alvo Geofísico que se destaca pelas anomalias magnéticas e radiométricas, indicando um teor de Au de 1,39 g/t acima de 77 m na amostragem das trincheiras e 2,80 g/t acima de 20 m na sondagem (Vasquez, 2014 apud Osisko 2010).
Na província Amazônia Central existem também depósitos de ouro relacionados à intrusão, como por exemplo um localizado próximo à margem esquerda do rio Curuá, chamado de depósito de Madalena, essas intrusões são plútons zonados de sienogranito, monzogranito e quartzo que corta as rochas vulcânicas do Grupo Iriri. O ouro está hospedado no quartzo monzonito em forma de vênulas sulfetadas, ou em veios de quartzo cisalhados, os processos que geraram esse minério são ligados ao hidrotermalismo, como silcificação, cloritização, carbonatação, epidotização e sulfetação (Vasquez, 2014). Segundo Vasquez (2014) apud Brasinor (1985) a paragênese é ouro e pirrotita, com arsenopirita, calcopirita, pirita, galena, blenda e magnetita, ocorrendo como inclusões microscópicas em veios de quartzo, mas principalmente em sulfetos, com cerca de 34 ppm de Au na pirita e arsenopirita e de 17 ppm na pirrotita (Vaquez, 2014 apud Lobato 1998).
O minério primário tem teor de 6,64 g/t de Au com 626.600 t, o aluvionar é de 1,5 Mt com teor de 2,7 g/t, além do rejeito com teor médio de 2,5 ppm (Vasquez, 2014 apud Silva & Lobato, 1998), o garimpo é retirado de veios de quartzo em contato com rochas vulcânicas cálcio- alcalinas da Formação Bom Jardim associados a falhas transcorrentes sinitrais de orientação NW-SE da região do Tapajós (Vasquez, 2014 apud Santos & Coutinho 2008).
Depósitos De Estanho
Os depósitos de estanho em greisen compõem a Província Estanífera do Sul do Pará, a mineralização ocorre nos granitos da Suíte Intrusiva Velho Guilherme na região de São Felix, eles são do tipo stockworks e greisens, mas as concentrações econômicas são de aluviões (Teixeira, 1999). Os greisens são variedades compostas por quartzo, muscovita, clorita e siderofilita entre outros, ocorrem como produto de alteração hidrotermal pós-magmática (Teixeira, 1999), são identificados como granitos do tipo A (intraplaca), alguns com mistura de sedimentos da crosta mais profunda. Entretanto os granitos da Suíte Velho Guilherme, mesmo sendo afetados por processos que geram concentrações econômicas significativas de estanho não são depósitos de classe mundial como nas províncias estaníferas Pitinga e Rondônia (Vasquez, 2014 apud Teixeira et al. 2005).
Depósito de Fosfato e Titânio
Os depósitos de fosfato e titânio do Maicuru estão associados aos depósitos de complexos alcalino-ultramáfico-carbonatíticos, gerados por intrusões subsaturadas de forma elíptica, esse corpo também se destaca pela sua assinatura aerogefísica que reflete como anomalias elispsoidais positivas (Figura 10) (Vasquez, 214). O complexo é composto principalmente de clinopiroxenitos, com dunitos no centro, sienitos e traquitos nas bordas, além de carbonatitos (Vasquez, 2014 apud Lemos et al. 1988).
Segundo a Docegeoesses depósitos possuem uma reserva de 200 Mt de fosfato com teor médio de 15% de P2O5 e de titânio de 5.000 Mt, com 20% de TiO2, mas não se sabe ao certo se o minério de fosfato é primário ou supergênico (Vasquez, 2014 apud Castro et al. 1991).
Figura 10 Geologia e modelo digital de terreno da área do Complexo Alcalino Maicuru (A). Feições aerogeofísicas do corpo Maicuru: aerogamaespectrometria e modelo digital de terreno – contagem total (B); aeromagnetometria e modelo digital de terreno – campo total reduzido ao pólo (C) e sinal analítico (D). (dados aerogeofísicos da CPRM 1978). Fonte: Vasquez (2014)
Além dos depósitos, existem as áreas com potencial para jazimentos de ouro, metais base, estanho, wolfrâmio e nióbio, os auríferos se mostram em zonações, do tipo pórfiro e epitermal com alta ou baixa sulfetação, com metais base e molibidênio no Domínio Tapajós, do tipo IRGS (Intrusion Related System Gold), com mineralização de Sn e W no Domínio Iriri-Xingu (Vasquez, 2014). Neste domínio ocorrem sistemas de caldeiras vulcânicas com alterações nas rochas andesíticas, e alteração argílica nas rochas riolíticas, há também sericitização ao redor dos pórfiros graníticos que cortam as rochas vulcânicas, associado a essas alterações ocorrem brechas com hematita e sulfetos e stockworks auríferos ricos em limonita (Vasquez, 2014 Juliani et al. 2008, Juliani & Fernandes 2010).
Forman et al (1972) estudou o potencial de metais bases, estanho e nióbio na região do Rio Iriri e seus afluente, com base em anomalias de Cu (125-380 ppm), Pb (84-124 ppm) e Zn (50-100 ppm), concluiu que seria relacionada com alterações hidrotermais nas rochas vulcânicas e granitóides. No sudoeste do Domínio Iriri-Xingu identificou indícios de mineralização de estanho aluvionar com fontes primárias atribuídas aos granitos tipo A da região. Encontra-se cassiterita, ouro e topázio, detrítico, além de anomalias geoquímicas de Sn, Nb,Y, F, Au, Pb, Zn associados aos granitos e as rochas vulcânicas paleoproterozóicas e localmente ocorre cassiterita e topázio em greisens relacionados a stocks graníticos que cortam as rochas vulcânicas do Grupo Iricoumé. Nessa região também há potencial para jazimento de diamante, encontrado por exemplo no rio Itapi, foi identificado diamante em aluvião, a fonte desses diamantes pode ser kimberlitos mesozóicos (Vasquez, 2014 apud Collyer et al. 1994).