Tabela 3 - Recálculo para óxido de Wo3 e Cao
(conclusão)
Amostra W O Ca O CaWO4 Unidade
P 12C 0,70 3 0,30 1 1,00 Embu
P 12E 0,68 3 0,32 1 1,00 Embu
P 16 0,72 3 0,28 1 1,00 Paraíba do Sul
P 16A 0,75 3 0,20 1 0,95 Paraíba do Sul
P 21 0,67 3 0,36 1 1,03 Embu
P 21A 0,76 3 0,24 1 1,00 Embu
P 22B 0,73 3 0,27 1 1,00 Paraíba do Sul
P 22C 0,72 3 0,28 1 1,00 Paraíba do Sul
P 22D 0,71 3 0,29 1 1,00 Paraíba do Sul
Fonte: O autor, 2022.
Através do recálculo das análises pontuais em porcentagem de massa pode-se observar que não existem diferenças significativas entre a concentração máxima e mínima de W e Ca nos minerais de scheelita coletados em diferentes concentrados de bateia em pontos de campo variados, sendo que, a média da concentração nos grãos para WO3 é de 79%, Ca0 - 21%, W - 72% e Ca - 28%. Os comentários dos resultados obtidos através do MEV-EDS são abordados no Capítulo 4 do presente trabalho.
Os resultados geoquímicos de rocha total proporcionaram a geração de gráficos binários para análise de elementos maiores como parâmetro de variação utilizando a concentração de MgO. O Gráfico 5 mostra o a variação da concentração de MgO das 5 amostras coletadas.
Gráfico 6 – Variação na concentração de MgO nas amostras de rocha analisadas.
Fonte: O autor, 2022.
A geoquímica tem um papel importante na determinação de elementos maiores, menores, traço e sub-traço. Elementos maiores como Na, Mg, Al, Si, K, Ca e Fe são formadores de rocha, componentes de águas e constituintes de organismos. Sua abundância na crosta é de aproximadamente 1%. A porcentagem do elemento Mg quando falamos de rochas ígneas é importante para a classificação do grau de diferenciação do magma, porém, quando se trata de rochas metamórficas esses valores não refletem a diferenciação magmática do protólito mas outros parâmetros como a presença de minerais carbonáticos que controlam a presença de elementos como Ca, Mg e Sr. As concentrações de elementos químicos, como o Mg, nas rochas metamórficas paraderivadas, podem variar nos estágios pós-deposicionais das rochas sedimentares, como no caso do calcário. O teor mais elevado de MgO nas amostras analisadas pode indicar que as rochas da área de estudo, como no caso da amostra de rocha P7, um feldspato-diopsídio-quartzo gnaisse, pertencente ao Complexo Paraíba do Sul, tenha tido contribuição de mármores dolomíticos que ocorrem na região. Segundo Suguio (2003) os mármores dolomíticos podem ocorrer devido a ação metassomática ou pela ação de soluções ricas em magnésio, dessa forma, os calcários calcíticos são parcialmente ou totalmente
P7 P9 P11 P13 P21
Mg0 7,32 3,24 1,64 0,67 1,08
0 1 2 3 4 5 6 7 8
CONCENTRAÇÃO
Mg0
transformados em dolomitos com o passar do tempo, embora não possa ser descartada a existência de dolomitos sin-genéticos.
O Gráfico 7, mostra a porcentagem dos elementos químicos maiores, Al, Fe, Mn, Mg, Ca, K Ti e P, recalculados para óxido em cada uma das 5 (cinco) amostras analisadas.
Gráfico 7 – Gráfico dos elementos maiores por amostra recalculados para óxidos.
Legenda: P7 - feldspato-diopsídio-quartzo gnaisse; P9 - sillimanita-diopsídio-quartzo xisto; P11 - diopsídio- feldspato-quartzo gnaisse; P13 - muscovita-quartzo xisto e P21 quartzo-muscovita-piroxênio gnaisse.
Fonte: O autor, 2022.
O Al foi o elemento químico com maior concentração em todas as amostras, ficando acima de 10%. A rocha com maior teor de Al em sua composição (15,89% - Anexo II), teve sua amostra coletada no Ponto de Campo P13 e classificada a partir de análise de lâmina delgada como muscovita-quartzo xisto. A muscovita é um filossilicato de composição K2Al4[Si6Al2O20](OH,F)4 sendo ela um mineral típico de rochas metamórficas com protólitos sedimentares (ricos em Al) (Strekeisen, 2006), como filitos, xistos e paragnaisses, o que pode explicar a maior concentração de Al na supracitada amostra. As demais amostras também apresentaram concentração de Al acima de 10% provavelmente devido a presença dos minerais sillimanita e feldspato, minerais esses pertencentes ao grupo dos alumino-silicatos.
O Fe, mostrou um teor de 20,01% na amostra P9 e nas demais amostras entre 3,39% e 5,32% (Anexo II). O teor de Fe mais elevado na amostra P9, classificada a partir da análise da seção de lâmina delgada como uma rocha do tipo sillimanita-diopsídio-quartzo xisto, pode ser explicado devido ao alto grau de intemperismo dessa rocha. Conforme mostrado na seção de
lâmina delgada (Figura 10), a presença do mineral diopsídio, pertencente ao grupo dos clinopiroxênios, é um indicativo, devido a associação mineral em rochas metamórficas, da presença do mineral hedenbergita. Aparentemente o Fe presente na amostra pode ser devido a alteração do mineral hedenbergita que possui características ópticas semelhantes ao diopsídio.
(UFRGS, 2022).
Para o Ca, a amostra P7 apresentou um pico de 15,89% e, para a amostra P9, valor de 6,07%. Para as demais amostras os valores ficaram abaixo de 0,21%. O alto teor de Ca presente na amostra de rocha P7, classificada como sendo uma rocha do tipo feldspato- diopsídio-quartzo gnaisse, se deve a presença do mineral diopsídio, podendo também ter contribuição de minerais opacos como a calcita.
O Mg apresentou um teor de valor 7,32% para a amostra P7 e demais amostras os valores foram abaixo de 3,24%. A presença do mineral diopsídio na amostra de rocha P7, conforme explicado no parágrafo anterior, também explica o teor de Mg mais elevado nessa rocha.
O K na amostra P13A apresentou valor de 5,25% e, nas demais amostras, os valores ficaram abaixo de 3,89%. A amostra P13, foi a que apresentou maior teor de K dentre as outras analisadas. O teor de K mais elevado nessa rocha, assim como, o teor mais elevado de Al pode ser explicado pela mineralogia da rocha muscovita-quartzo xisto, a muscovita é um mineral de composição básica formada por K2Al4[Si6Al2O20](OH,F)4, (UFRGS, 2022) o que explica a fonte do K e Al detectado na análise geoquímica.
Apenas a amostra de rocha P9 apresentou teor de Ti acima de 1% (2,6%) e também foi a amostra que apresentou o maior teor de Fe dentre as demais. O teor maior desses dois elementos na amostra de rocha P9 parece confirmar a presença do mineral hedenbergita pois pode ter como impureza elementos como o Ti.
Para os elementos P e Mn as demais amostras, inclusive a P9, tiveram seus teores abaixo de 1%, sendo esses valores muito baixos para qualquer tipo de comparação.
Os comentários dos resultados aqui descritos são abordados também no Capítulo 5 (Conclusões e recomendações) do presente trabalho.
Figueiredo (1985) cita que os elementos terras raras (ETR) são amplamente utilizados em estudos petrogenéticos por serem indicadores de processos geológicos. Em rochas sedimentares as variações se mostram pequenas nos padrões de distribuição de ETR indicando a capacidade de homogeneização dos processos superficiais. Figueiredo (1985) ainda diz que a presença de elementos terras raras em sedimentos de ambientes extensionais remete a composição das áreas-fonte submetidas a erosão e a modificação de seus padrões de
ETR no tempo geológico apontam para a evolução composicional da crosta continental superior, os ETR são considerados como elementos imóveis durante o metamorfismo e normalmente eles fornecem valiosas informações a respeito dos protólitos. A remobilização dos ETR tem sido observada em vários casos onde há uma razão fluido/rocha elevada, tais como durante processos de metassomatismo de alta temperatura, metamorfismo hidratado de baixa temperatura, intemperismo, etc..., e também são utilizados como elementos que monitoram modificações químicas envolvidas em depósitos de minérios hidrotermais (FIGUEIREDO, 1985).
O diagrama de Taylor e McLennan (1985) foi gerado com o objetivo de identificar e quantificar a concentração dos elementos terras raras – ETR, nas amostras de rochas coletadas em campo. No diagrama, além de litotipos com teores altos teores de Ca como as amostras P7 e P9 pertencente ao grupo de rochas calcissilicáticas, também foram analisadas as amostras de rocha P11, P13 e P21 pois são pertencentes aos xistos e gnaisses que hospedam as lentes de mármores e calcissilicáticas. A mistura de litotipos no diagrama foi realizada para verificar a possibilidade de ocorrência de scheelita em outros litotipos que não fossem relacionados ao conjunto de rochas calcissilicáticas que afloram na região.
A amostra P11 indicou o maior teor para Ba de 478 ppm seguido da amostra P13 de 310 ppm, de acordo com o Anexo 2 e a Figura 21. A amostra P13 também demonstrou o maior teor elementar para o K, esse pico pode ser explicado pela presença em grande quantidade do mineral muscovita, confirmada em lâmina delgada. Valores variáveis para o Nb e o La também são observáveis em todas as amostras.
O Sr demostrou baixa concentração em todas as amostras ficando abaixo de 66 ppm.
No Ti é possível observar um teor maior na amostra P9 de 1,56 % e nas demais amostras ficaram abaixo de 0,36% em duas formas elementares, de qualquer forma, o baixo teor demonstrado nas análises pode ser esperado devido à abundância limitada ou pequena de minerais de titânio na rocha (IKORO et. al., 2012). O Y na amostra P21 apresentou o maior valor de 36 ppm e as demais amostras abaixo de 30 ppm.
De acordo com o diagrama (Figura 22) não existem grandes diferenças na concentração dos elementos Ta, Nb, La, Sr. As amostras analisadas no diagrama de Taylor e McLennan (1985), são pertencentes a Unidade Embu (P9, P11, P13 e P21) e ao Complexo Paraíba do Sul (P7). Os comentários a respeito dos resultados aqui descritos são abordados no Capítulo 4 do presente trabalho.
Figura 22 – Diagrama de Taylor e McLennan (1985).
Legenda: P7 – feldspato-diopsídio-quartzo gnaisse; P9 – sillimanita-diopsídio-quartzo xisto; P11 – diopsídio-feldspato-quartzo gnaisse; P13 – muscovita-quartzo xisto e P21 – Rocha Calcissilicática sem lâmina delgada.
Fonte: Taylor e McLennan, 1985.
4 DISCUSSÃO
As lâminas delgadas de rocha comprovaram a presença de minerais ricos em Al, Si, Mg e Ca, sendo um desses minerais também indicativo de ambientes de alto grau metamórfico como a sillimanita presente nos litotipos feldspato-diopsídio-quartzo gnaisse do Complexo Paraíba do Sul e Silimanita-diopsídio-quartzo xisto do Complexo Embu (Ponto de Campo P7 e P9 respectivamente) e outro indicativo de metamorfismo regional ou de contato como o diopsídio presente em além desses dois últimos litotipos também no Ponto de Campo 13 correspondente ao litotipo quartzo-muscovita xisto do Complexo Embu.
A geoquímica de rocha comprovou a presença desses elementos nos minerais identificados em lâmina delgada, teores elevados de Mg e Ca nas amostras de rocha dos Pontos de Campo P7 e P9 indicam a presença de minerais ricos nesses elementos como o diopsídio, assim como, concentrações elevadas de Al na amostra de rocha P13 confirma a presença de muscovita e na P9 sillimanita quando associadas a petrografia.
Nas proximidades da área de estudo, na região do Município de Bananal, ocorre a unidade Granito Bananal, formada por corpos lenticulares de tamanhos variados constituídos de granada-biotita gnaisse de composição granítica. O Granito Bananal é um granito do tipo S (sin-colisional) e posssui contatos gradacionais com os paragnaisses da região. A presença de veios pegmatíticos de quartzo com turmalina na área de estudo do presente trabalho sugere que exista interação dos fluidos hidrotermais que atuaram na região com os corpos intrusivos oriundos do Granito Bananal. Entretanto, não foi possível identificar em campo presença de rochas com forte alteração metassomática, como greisens, que ocorrem geralmente em rochas granitoides alcalinas intrusivas e em suas encaixantes. A não ocorrência de greisen na região é um dos fatores que levam a crer que as rochas calcissilicáticas na região se formaram a partir de metamorfismo regional dos sedimentos ricos em cálcio e magnésio (devido a presença de mármores dolomíticos na área de estudo) e não através de processos metamórficos de contato.
Existe, no litotipo silimanita-diopsídio-quartzo xisto do Complexo Embu (P9), teor de Fe elevado quando comparado às outras amostras de rocha, o valor de quase 20% de teor sugere que associado ao diopsídio exista a presença de outro mineral do grupo dos inossilicatos, como a hedenbergita, que tem em sua composição o Fe e características ópticas muito semelhantes ao diopsídio. Esse litotipo apresenta-se com fortes alterações de caráter intempéricos, sendo que, a provável alta fugacidade de oxigênio no ambiente pode ter resultado na oxidação dos íons de Fe (IKORO et. al., 2012). A partir da confirmação dos
teores e presença dos elementos supracitados podemos inferir algumas observações a respeito do ambiente de formação das rochas analisadas.
Segundo Ikoro, et al., (2012), o protólito original a partir do qual as rochas calcissilicáticas podem ser formadas varia desde calcário dolomítico impuro, margas e calcário calcítico. No entanto, essas rochas carbonatadas, podem ser depositadas sob o mesmo ambiente. Carbonatos cristalizam na natureza como dolomita (CaMgCO3), calcita (CaCO3), magnesita (MgCO3), e também como siderita (FeCO3), geralmente calcário e dolomita são muito comuns em lagos de água doce ou ambientes marinhos (IKORO et. al., 2012).
De acordo com Winter (2001, apud Ribeiro, 2016) cita que as rochas calcissilicáticas tem como mecanismo de formação o metamorfismo de sedimentos originalmente portadores de carbonatos, o processo gera reações químicas que envolvem a decomposição de dolomita (Mg) e calcita (Ca), com perda de CO² para produção de silicatos – reação chamada de descarbonatação. As rochas puramente diopsidíticas (Ca e Mg) podem se originar através de um protólito rico em dolomita e quartzo ou em tremolita, calcita e quartzo (WINTER, 2001, apud RIBEIRO 2016).
Ribeiro (2016), cita que baixos teores de Ni, Cu, Co e Cr podem confirmar a origem sedimentar de rochas paragnaissicas. No Anexo I do presente trabalho é possível verificar a semelhança com os baixos teores citados por Ribeiro (2016) que confirmam a origem sedimentar das rochas estudadas.
De acordo com Correia (2018) em uma solução hidrotermal a água por si só não tem a capacidade de solubilizar metais, por isso normalmente ela é saturada em gases e contem sais dissolvidos como NaCl, KCl, CaSO4 e CaCl2. Devido à alta solubilidade do elemento K, as amostras com alto teor de K2O podem ter sido afetadas por fluidos hidrotermais, como é o caso dos veios pegmatíticos k-feldspáticos que ocorrem na região.
Os teores de ítrio (Y) detectados, podem sugerir que as rochas supracrustais foram formadas em um ambiente plataformal marinho e/ou epicontinental (Ribeiro, 2016). O Y é um elemento químico bastante abundante nas águas oceânicas, de acordo com Bolhar (2004) os sedimentos químicos marinhos das águas oceânicas são caracterizados, entre outros fatores, por:
a) Forte enriquecimento em Ítrio (Y);
b) Depleção de ETR leves em relação aos pesados;
c) Enriquecimento de Lantânio (La);
d) Depleção de Cério (Ce);
e) Leve enriquecimento em Gadolínio (Gd);
A ausência da presença de Y em carbonatos neoproterozoicos pode significar misturas de águas oceânicas e fluviais durante a precipitação (LAWRENCE et al.,2006). Existe também outro fator que pode significar que houve contribuição fluvial durante a precipitação, são as anomalias positivas de Ce, que estão relacionadas com a remoção de hidróxido de ferro (FRIMMEL, 2010). Os resultados geoquímicos das amostras de rocha analisadas não demostraram ausência de Y e nem anomalias positivas de Ce.
A origem sedimentar é reforçada ao se encontrar minerais como diopsídio, hedenbergita e possíveis minerais de calcita, minerais que compõe as rochas calcissilicáticas e podem ter sido originados através de protólitos rico em dolomita, quartzo, tremolita e/ou calcita (WINTER, 2001). Ikoro et. al. (2012), assim como Ribeiro (2016), afirma que teores positivos de Y em rochas supracrustais calcissilicáticas podem indicar ambientes de formação em ambientes marinhos (plataformal marinho) ou epicontinentais (lagos de água doce).
Plimer (1987) caracteriza os depósitos hospedados em horizontes calcissilicáticos proterozoicos que sofreram metamorfismo regional e que apresentam continuidades estratigraficas quilometricas que foram dobradas e metamorfizadas. Ainda segundo Pilmer (1987), a scheelita pode ocorrer em zonas acamadas, porfiroblásticas e em eventos discordantes. As eochas calcissilicáticas em escala regional ocorrem em horizontes associados com depósitos exalativos como turmalinitos, formações ferriferas, sulfetos acamadados em chumbo e zinco e rochas ricas em espessarita, como por exemplo, no Complexo Cristalino Austro-Alpino (Áustria). Nesse complexo ocorrem rochas carbonáticas, pelitos, psamopelitos, rochas metassedimentares psamíticas, mármores, calcissilicáticas e turmalinitos (REID, 1983).
Pereira & Ávila (2008) afirmam que a scheelita na região do Município de Arapeí tem caráter estratiforme, sendo proposta uma origem exalativa-sedimentar ou sedimentar para o mineral. Ainda segundo Pereira & Ávila (2008), a scheelita encontrada na área de estudo está associada às rochas calcissilicáticas interestratificadas em conjuntos retratados por biotita gnaisse e biotita-hornblenda gnaisse, quartzitos e mármores.
5 CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES
Nos ribeirões Máximo (ou Timburiba), Alambari e o rio do Capitão Mor (Figura 5) foram detectadas ocorrências de scheelita, em sedimentos, através da campanha prospectiva a bateia realizada na região de Arapeí. Essas drenagens principais, em conjunto com as drenagens secundárias, cortam as unidades dos Complexos Embu e Paraíba do Sul que hospedam as rochas calcissilicáticas estratiformes sobrejacentes aos xistos pelíticos e lentes de mármore em contatos gradativos e interdigitados.
Os concentrados de bateia comprovaram a ocorrência de scheelita na região, confirmada pela microscopia eletrônica de varredura com espectroscopia por dispersão em energia (MEV-EDS). A microscopia eletrônica de varredura permitiu a análise morfológica dos grãos de scheelita possibilitando a conclusão de que, devido à baixa esfericidade dos grãos coletados nos concentrados de bateia, a ocorrência mineral está inserida dentro da área fonte dos sedimentos. A partir da análise das drenagens principais e secundárias que cortam as unidades de rochas calcissilicáticas do Complexo Paraíba do Sul e do Complexo Embu, onde foram coletados os concentrados de bateia, pode-se correlacionar a ocorrência mineral de scheelita com as rochas calcissilicáticas, sendo que, segundo Pereira & Ávila (2008), são rochas calcissilicáticas da região que hospedam o mineral scheelita.
A geoquímica de rocha associada a petrografia microscópica e a ocorrência de scheelita nos concentrados de bateia também corroboram com a hipótese de que a scheelita estaria hospedada nos horizontes calcissilicáticos da região. Devido a geoquímica de rocha não ter detectado teores elevados de W nas amostras conclui-se que a distribuição dos grãos de scheelita parece ser heterogênea nas litofácies das rochas calcissilicáticas, ocorrendo níveis mais enriquecidos que outros.
A geoquímica de rocha total também comprovou a composição química pertencente aos minerais identificados em lâmina delgada. As identificações minerais e concentrações químicas de elementos traços e maiores confirmou a origem sedimentar das rochas estudadas.
Minerais como diopsídio, hedenbergita e calcita reforçam a origem sedimentar e indicam que os protólitos poderiam ser rochas ricas em dolomita, quartzo, tremolita e/ou calcita. As rochas supracrustais calcissilicáticas apresentaram teores de Y positivos o que leva a acreditar que a formação se deu em ambientes marinho plataformal ou epicontinental conforme discutido no item 5.
Pereira & Ávila (2008) afirmam que a pouca quantidade e a forma errática como as ocorrências de scheelita estão disseminadas pelas rochas calcissilicáticas indicam um caráter não econômico da ocorrência. Ainda segundo Pereira & Ávila (2008) teores de tungstênio sempre menores que 700 ppm, obtidos através de análises químicas multielementares em várias amostras de rochas calcissilicáticas, corroboram com a ideia do caráter subeconômico das ocorrências. De qualquer forma, a ocorrência de scheelita, por si só, é um marco metalogênico para o complexo Paraíba do Sul delineando um novo domínio tungstenífero na região do médio rio Paraíba do Sul.
Do ponto de vista econômico a presença de scheelita na região pode tornar-se interessante pois, os resultados das análises de MEV-EDS indicaram uma alta concentração de WO3 nos grãos, variando de 74,89% na amostra P21 a 97,91% na amostra P12B. O máximo e mínimo teor de W (obtido após o recálculo) encontrado foram nos grãos do ponto de campo P21, sendo o grão P21 com concentração de 66,69% e P21A 76,33%. O potencial econômico, caso posteriormente em outros trabalhos sejam identificadas mineralizações de scheelita, é otimista quando comparamos essas concentrações com as informadas, por exemplo, pelo site da ANM, onde o a produção interna nacional de W realizada no mineral scheelita tem uma concentração média de 75% de WO3 e cerca de 65% de W quando feito o recálculo. Vale a pena ressaltar que não se discute aqui o aproveitamento econômico da região e sim a possibilidade de que, através das recomendações indicadas neste e outros trabalhos, a área possa um dia se tornar interessante economicamente para tungstênio caso pesquisas posteriores identifiquem potencial econômico.
Recomenda-se que se expanda a pesquisa mineral por concentrados de minerais pesados para montante dos ribeirões e rios onde foram coletados os concentrados de bateia com ocorrências de scheelita, incluindo seus afluentes. O melhor entendimento da(s) rocha(s) hospedeira(s) deste mineral é de grande valor para a evolução do conhecimento mineral da região leste do Estado de São Paulo, por isso, é também necessária uma campanha de amostragem e mapeamento de maior abrangência dos horizontes calcissilicáticos para melhor entendimento do mecanismo de controle da ocorrência mineral de scheelita.
A scheelita atualmente é o mineral portador de tungstênio com maior concentração do elemento, sendo assim, é de extrema importância para o desenvolvimento mineral nacional o mapeamento de prováveis locais com potencial econômico para exploração e comercialização desse minério.
REFERÊNCIAS
ALMEIDA, J. C. H.; EIRADO, L. G.; HEILBRON, M. Os Terrenos Tectônicos da Faixa Ribeira na Serra da Bocaina e na Baía da Ilha Grande, Sudeste do Brasil. Revista Brasileira de Geociências, Rio de Janeiro, v. 36, n. 3, p. 426-436, 2006.
ALMEIDA, J. C. H.; TROUW, R. A. J.; HEILBRON, M.; RIBEIRO, A.; PACIULLO, F. V.
P.; VALERIANO, C. M.; TUPINAMBÁ, M.; ANDREIS, R. R. The central segment of the Ribeira Belt. In: International Geological Congress, 31, 2000, Rio de Janeiro. Tectonic Evolution of South America. Rio de Janeiro: IUGS, 2000. p. 287-310.
ALEX Strekeisen. Disponível em:
<http://www.alexstrekeisen.it/english/pluto/muscovite.php>. Acesso em 30 set. 2022.
BARROS, Y. L. S.; ARAÚJO, F. S. D.; FECURY, A. A.; OLIVEIRA, E.; DENDASCK, C.
V.; DIAS, C. A. G. M. Panorama brasileiro de tungstênio (w) entre os anos de 2008 e 2014.
Revista Científica Multidisciplinar Núcleo do Conhecimento. V. 08, p. 22-29, set. 2018.
BRANCO, P. M. Dicionário de Mineralogia e Gemologia. São Paulo: Oficina de Textos, 2008.
CAMPOS NETO, M.; HEILBRON, M. P. C L.; PEDROSA-SOARES, A. C.; SILVA, L. C.;
TROUW, R. A. J.; JANASI, V. A Província Mantiqueira. In: MANTESSO- NETO, V.;
BARTORELLI, A.; CARNEIRO, C. D. R.; BRITO-NEVES, B. B. (org.). Geologia do Continente Sul-Americano: Evolução da Obra de Fernando Flávio Marques de Almeida. São Paulo: Beca, 2004. p. 203-234.
CANO, T. M.; COSTA, J. L.; NESI, J. R. Tungstênio. In: RODRIGUES, A. F. S. (coord.).
Economia mineral do Brasil. Brasília: DNPM, 2009. p. 148-170.
CARVALHO, E. B.; LIMA, R. F. S.; PETTA, R. A.; PAULO, J. B. A.; SOUZA, L. C.
Caracterização de rejeitos provenientes da usina de beneficiamento do minério da Mina Brejuí/RN. In: Encontro Nacional de Tratamento de Minérios e Metalurgia Extrativa, 19, 2002, Recife. Resumos... Recife: CETEM, 2002. p. 75-81.
CPRM. Breve descrição das unidades litoestratigráficas aflorantes no Estado de São Paulo.
São Paulo, 2006.
CORREIA, A. Comentário sobre: Depósitos Hidrotermais – Tipos, como se formam e exemplos no Brasil e no mundo. 6 dez. 2018. [Comentário em 8 dez. 2018]. In: CORREIA, A. Igeológico. Belo Horizonte, MG, 2018. Disponível em:
<http://igeologico.com.br/depositos-hidrotermais-tipos-como-se-formam-e-exemplos-no- brasil-e-no-mundo/>. Acesso em: 30 set. 2022.
DNPM. Sumário Mineral. Brasília, 2010.