UNIVERSIDADE FEDERAL RURAL DO RIO DE
JANEIRO
INSTITUTO DE AGRONOMIA
DEPARTAMENTO DE GEOCIÊNCIAS
Trabalho de Graduação
Caracterização Petroquímica das rochas ígneas
De um Poço Exploratório na Bacia do Parnaíba, Brasil.
Aluno
Nicholas Machado Lima
2010040257-0
Orientador
Prof. Dr. Rubem Porto Junior
Dra. Janaína Lobo
(DG/IA/UFRuralRJ)
1 – LIMA, NICHOLAS MACHADO
Caracterização Petroquímica das rochas ígneas de um Poço Exploratório na Bacia do Parnaíba, Brasil.
Curso de Geologia / Departamento de Geociências
Instituto de Agronomia / Universidade Federal Rural do Rio de Janeiro – UFRRJ
[Seropédica] Ano 2014 Trabalho de Graduação
Monografia
AGRADECIMENTOS
Primeiramente aos meus pais: Josane e Gil, e minha família pelo apoio incondicional que perante todas as adversidades permitiu que eu cursasse minha graduação, meu muito
obrigado.
Agradeço ao meu professor e orientador Dr. Rubem Porto Jr. por toda a ajuda, sem a qual a realização desse trabalho não seria possível, e pela grande colaboração em ter tornado a
geologia ainda mais interessante pra mim.
Agradeço a todo pessoal da Petrobras em especial: Minha co-orientadora Drª Janaína Lobo pela disponibilidade em esclarecer minhas dúvidas tanto na elaboração deste trabalho, quanto durante meu estágio na Petrobras e ao Jeferson de Andrade que também muito colaborou neste trabalho.
E agradeço a galera da Geologia da Rural, que fez inesquecível minha experiência
universitária, especialmente meus companheiros da turma de 2010: André Magalhães ( Pink), Clara Farias, Flávia Tavares, Henrique Lemke (Alemão), Leonardo Couto (Leo), Lucas Bastos, Maurício Ervilha, Renan Vasconcellos, Wagner Travassos ( Vavá). Obrigado pelas risadas, pelas broncas, pela companhia nas festas e nos estudos, por ouvir meus desabafos e por tornar minha vida ruralina mais feliz.
“Somewhere, something incredible is waiting to be known.”
RESUMO
O presente estudo tem como principal objetivo estudar as rochas ígneas presentes em um poço exploratório na Bacia do Parnaíba. Para tal foram utilizadas análises petrográficas de lâminas delgadas ao microscópio de amostras de calha e o perfil composto do poço, para a amarração das características petrográficas e com suas respectivas profundidades. Também foi utilizada a análise de dados geoquímicos (elementos maiores e traços), presentes no banco de dados da Petrobras, que levou a classificação dos litotipos do poço como rochas basálticas a andesíticas, subalcalinas de médio a alto-K, que foram divididas em duas suítes de alto-Ti distintas, com base em razões de elementos traços e ETRs. O estudo visou contribuir com a literatura sobre o magmatismo da Bacia do Parnaíba, e a aplicação dos conhecimentos adquiridos durante meu período de estágio da Petrobras.
ÍNDICE GERAL
Agradecimentos
Resumo
Índice Geral
Índice Figuras
Índice de Tabelas
CAPÍTULO 1. Introdução
1.1. Apresentação 1
1.2. Objetivo e Relevância
1
1.3. Localização da Área de Estudo
1
1.4. Metodologia Aplicada ao Estudo
3
CAPÍTULO 2. O Conhecimento Geológico da Bacia do Parnaíba
2.1. A Geologia da Bacia do Parnaíba
4
2.1.1. O Embasamento
7
2.1.2. O Registro Sedimentar
7
CAPÍTULO 3. O Magmatismo na Bacia do Parnaíba - Uma breve revisão
3.1. Introdução
10
3.2. Magmatismo na Bacia do Parnaíba
10
CAPÍTULO 4: Petrografia dos litotipos basálticos
4.2. Amostras sem Olivina
14
4.3. Amostras com Olivina
22
4.4. Sumário das características petrográficas
25
CAPÍTULO 5: Caracterização Geoquímica dos litotipos basálticos
5.1. Aspectos introdutórios
26
5.2. Apresentação e Interpretação dos dados Geoquímicos 29
5.3. Diagramas de elementos terras raras
33
5.4. Diagramas de discriminação de ambiente tectônico 35
CAPÍTULO 6: Conclusões
37
CAPÍTULO 7: Referências Bibliográficas
Índice de Figuras
Figura Legenda Página
Figura 1 Mapa de localização das principais Bacias Sedimentares do Brasil 2 Figura 2 Principais feições estruturais associadas à Bacia do Parnaíba. 5 Figura 3 Carta Estratigráfica da Bacia do Parnaíba 6 Figura 4 Diagramas R1-R2 e TAS mostrando a variação composicional das rochas magmáticas da bacia do
parnaíba 13
Figura 5 Glomerocristal de plagioclásio com hábitos diversos e grãos zonados e não zonados. 16 Figura 6 Fenocristal de plagioclásio fortemente alterado para saussurita. 16 Figura 7 Grãos subédricos de plagioclásio na matriz 16 Figura 8 Fenocristal apresentando terminação em rabo-de andorinha. 16 Figura 9 Plagioclásio com textura plumosa. 17 Figura
10
Grãos esqueléticos e com textura rabo-de-andorinha. 17
Figura
11 Fenocristais de clinopiroxênio. 17
Figura
12 Plagioclásio e clinopiroxênio gerando textura ofítica. 17
13 Figura
14 Grão de augita subédrico. 18
Figura 15
Grão de pigeonita subédrico. 18
Figura 16
Minerais opacos subédricos a euédricos. 18
Figura
17 Minerais opacos secundários, produtos de alteração do clinopiroxênio. 20 Figura
18 Grãos euédricos hexagonais de apatita. 20
Figura
19 Quartzo anédrico intersticial. 20
Figura 20
Intercrescimento micrográfico 20
Figura
21 Grãos de biotita verde, lamelares de origem hidrotermal. Epidoto de hábito quadrático e coloração amarelada 21 Figura
22
Aglomerado de epidoto ( Cor de interferência rosa/verde) e biotita (hábito lamelar) na borda de um
fenocristal de plagioclásio. 21
Figura 23
Grãos anédricos de carbonato intersticial. 21
Figura 24
fenocristal de plagioclásio sericitizado 23
Figura
25 Grão subédricos de plagioclásio geminação pela lei da albita e carlsbad 23 Figura
26 intercrescimento entre augita e plagioclásio 23
Figura
27 Grão de augita apresentando zonamento. 23
Figura
28 Grão de olivina parcialmente substituida por iddingsita agrupado com plagioclásio 24 Figura
29
Grão bem preservado de olivina isolado do plagioclásio. 24
Figura
30 Grão euédrico de olivina parcialmente substituido por esmectita 24
Figura
31 Opacos anédricos associados a biotita de coloração marrom 24
Figura
32 Grãos finos de apatita ( marcados em vermelho) subédricos a euédricos com hábito hexagonal. 24 Figura
33 : Diagrama classificatório TAS (total de álcalis versus sílica) 29
Figura 34
Diagramas classificatórios usando
elementos imóveis 29
Figura
35 Diagramas classificatórios usando elementos imóveis 29
Figura 36
Diagrama TAS para discriminação das séries:
alcalina e subalcalina. 30
Figura 37
Diagrama AFM para discriminação das séries:
toteiítica e calci-alcalina. 30
Figura
38 Diagrama para discriminação das séries de alto, médio e baixo-K. 30 Figura
39
Diagramas tipo Harker 31
Figura
Figura
40 Diagrama de elementos terras raras normalizado segundo o Condrito de Thompson. 34
Figura
41 Diagrama La/Yb x MgO 35
Figura 42
Diagramas trivariantes de discriminação de ambiente tectônico. 36
Figura 43
Diagrama bivariante discriminante de ambiente tectônico. 37
Índice de Tabelas
Tabela Legenda Página
Tabela 1 Tabela 1: Sumário das características petrográficas 25
1
Capítulo 1 - Introdução
1.1 Apresentação
Os resultados da pesquisa que aqui estão vinculados à disciplina Trabalho de Graduação (IA - 243), disciplina obrigatória do curso de Geologia da Universidade Federal Rural do Rio de Janeiro.
O trabalho teve início em agosto de 2014 sendo orientado pelo Prof. Dr. Rubem Porto Junior do DEGEOC-UFRRJ e pela Drª Janaina Teixeira Lobo, Geóloga da PETROBRAS.
A pesquisa foi realizada utilizando-se dados da PETROBRAS obtidos a partir de perfuração e perfilagem de um poço exploratório na Bacia do Parnaíba.
1.2- Objetivo e Relevância
O objetivo deste trabalho é dar desenvolvimento ao estudo relacionado às rochas ígneas ocorrentes em bacias sedimentares. Visa a obtenção e interpretação de dados petrográficos, litogeoquímicos e a análise de perfis.
A relevância do estudo está na necessidade da aplicaçãoe de aperfeiçoamento de métodos relativos ao estudo de rochas ígneas na exploração petrolífera, assunto que vem ganhando espaço na indústria petrolífera e no contexto da evolução geodinâmica das bacias.
1.3 – Localização da área de estudo
O foco do estudo é um poço estratigráfico, perfurado pela Petrobras, localizado no estado do Piauí, no Leste da Bacia do Parnaíba (Figura 1). Possui 2274m de profundidade, sendo que cerca de 500m de espessura são formadas por rochas ígneas básicas intrusivasdivididas em 4 corpos principais cujos dados serão analisados no presente trabalho.
2
Figura 1: Mapa de localização das principais Bacias Sedimentares do Brasil ( Extraido de Zalán, 2004)
3
1.4 – Metodologia utilizada no Estudo
A metodologia utilizada deu-se através das seguintes etapas:
1- Levantamento bibliográfico da Geologia da Bacia do Parnaíba com ênfase nos seus
eventos magmáticos.
2- Análise ao microscópio de 20 lâminas petrográficas feitas a partir de amostras de
calha, e levantamento e interpretação de dados litogeoquímica existentes no banco de dados da Petrobras. As lâminas delgadas foram analisadas no laboratório da Exploração e Produção do Edifício Ventura (EDIVEN) utilizando-se microscópios de luz transmitida AXIO Imager A2 da Carl Zeiss com objetivas de 5x, 10x, 20x e 40x aumentos. Também foram obtidas fotomicrografias através da AxioCamHRccom as imagens sendo trabalhadas com o software AxioVision SE64, Ambos da Carl Zeiss.
3- Integração e interpretação dos dados obtidos anteriormente para conclusão
dapesquisa. Nessa etapa foram utilizados os softwares NewPet e Excel para a produção dos gráficos e avaliação dos dados de geoquímica.
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Capítulo 2
O Conhecimento Geológico da Bacia do Parnaíba
2.1 – A Geologia da Bacia do Parnaíba
A Bacia Sedimentar do Parnaíba ocupa uma área de cerca de 600 mil km² estando localizada na porção noroeste do Nordeste brasileiro abrangendo os estados do Maranhão, Piauí, .
Seu desenvolvimento ocorreu sobre um embasamento continental durante o Estágio de Estabilização da Plataforma Sul-Americana (Almeida e Carneiro, 2004), com sua subsidência inicial provavelmente ligada a deformações e eventos térmicos fini a pós orogênicos do Ciclo Brasiliano ou Estádio de Transição da Plataforma, na terminologia de Almeida e Carneiro (2004).
A Bacia é limitada estruturalmente pelo Arco Ferrer-Urbano Santos ao Norte, pela Falha de Tauá a leste, a sudeste pelo lineamento Senador Pompeu, a oeste pelo lineamento Tocantins-Araguaia, e a noroeste pelo Arco Tocantins (Figura 2).
Sobre seu embasamento, de idades predominantemente Proterozóica ao início do Paleozóico, encontra-se uma sucessão de rochas sedimentares e magmáticas de até 3500m de espessura, que podem ser dispostas em cinco Superssequências: Siluriana, Mesodevoniana-Eocarbonífera, Neocarbonífera-Eotriássica, Jurássica e Cretácea limitadas por discordâncias regionais a inter regionais que podem abranger toda a bacia. Esses eventos de preenchimento estão aqui representados na carta estratigráfica da bacia (Figura 3).
5
6
7
2.1.1 - Embasamento
Se deduz ser formado pelas rochas ígneas metamórficas e sedimentares Arqueanas a Ordovicianas por correlação com os maciços, faixas de dobramentos e outras entidades complexas adjacentes.
Duas unidades sedimentares fazem parte do embasamento da bacia. São elas: a Formação Riachão: composta por ignimbritos, arcósios, grauvacas e siltitos de idade proterozóica análoga as coberturas dos crátons Amazonas e São Francisco, e Grupo Jaibaras: conjunto formado por depósitos fluviais, aluviais e lacustres preenchendo calhas e grábens provavelmente ligados a gênese da própria bacia do Parnaíba. (Vaz et al. 2007)
2.1.2 – Registro Sedimentar
Os aspectos básicos relativos à sequencia sedimentar aqui relatados correspondem a proposta apresentada por Vaz et al. 2007.
# Sequência Siluriana
Corresponde litoestratigraficamente ao Grupo Serra Grande e possui litologias diversas (arenitos com seixos, conglomerados, folhelhos entre outros) representando diversos ambientes de sedimentação compreendendo um ciclo trasgressivo-regressivo completo.
# Sequência Mesodevoniana - Eocarbonífera
Corresponde litoestratigraficamente ao Grupo Canindé que por sua vez está dividido em quatro Formações: Itaím, Pimenteiras, Cabeças e Poti. Seus estratos foram depositados discordantemente sobre a sequência sotoposta. Essa Sequência possui rochas depositadas durante a Grande Transgressão Devoniana (Almeida e Carneiro, 2004) denotando participação de ambientes marinho, deltaico, fluvial e de planícies de maré. Durante esta transgressão foram depositadas as rochas geradoras potenciais da Bacia, como os folhelhos radioativos da Formação Pimeiteiras que marcam a invasãomarinha mais importante da bacia. O final da sequência é marcadopor uma discordância de âmbito inter regional provavelmente ligada a atividade epirogênica geradas pela orogênese Eo-Herciniana que causaram regressão dos mares epicontinentais ( Almeida e Carneiro, 2004).
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# Sequência Neocarbonífera - Eotriássica
Corresponde litoestratigraficamente ao Grupo Balsas. Trata-se de uma sequência clástica - evaporítica depositada em discordância sobre o Grupo Canindé. É constituída pelas formações Piauí, Pedra de Fogo, Motuca e Sambaíba.
A Formação Piauí é dividida em duas sucessões: a inferior composta de arenitos rosados, médios, maciços ou com estratificação cruzada de grande porte e intercalações de folhelhos vermelhos. A superior formada de arenitos vermelhos e amarelos, finos a médios, contendo intercalações de folhelhos vermelhos, calcários e finas camadas de sílex, siltitos e lentes conglomeráticas. Este conjunto é Interpretado como representativos de ambientes fluvial, desértico e litorâneo.
A Formação Pedra de Fogo é caracterizada por camadas de sílex, calcário oolítico e pisolítico eventualmente estromatolítico, de cor creme a branco, intercalado com arenito fino a médio amarelado folhelho cinza siltito anidrita e eventualmente dolomito. Interpretada como depositada em ambiente marinho raso a litorâneo com planícies de sabhka, sob a ocasional influência de tempestades.
A Formação Motuca é composta por siltito marrom e vermelho, arenito branco fino e médio, subordinadamente folhelhos. Anidrita e calcários ocorrem raramente sob lentes delgadas nos pelitos. Interpretada como ambiente desértico com lagos associados.
A Formação Sambaíba é composta por arenitos vermelhos a rosados, creme a brancos com estratificação cruzada de grande porte. Essa formação é contemporânea aos derrames inferiores dos basaltos da Formação Mosquito, e em algumas áreas na porção superior dos arenitos, notam-se disjunções colunares devido a influência térmica do capeamento basáltico. Essa formação é interpretada como depositada em ambiente desértico( Almeida e Carneiro, 2004).
# Sequência Jurássica
Esta sequência, é constituída apenas pela Formação Pastos Bons. A subsidência que a ela está relacionada, associa-se a flexura, pelo peso, das rochas básicas da Formação Mosquito. Os litotipos podem ser divididos em três segmentos: na base predomina arenito branco esverdeado ou amarelado, fino a médio, com estratificação paralela e raras lentes de calcário. Na parte média siltito, folhelho/ argilito cinza a verdes intercalados com arenito. A porção superior arenito vermelho a cor de rosa fino gradando para siltito, contendo níveis de folhelho.
9
Foi depositada em paleodepressões continentais lacustrinas com contribuição fluvial, em clima semi-árido a árido. Vaz et al.(2007) atenta para o fato de que sua posição estratigráfica ainda é duvidosa e sugere estudos para reanalisar sua idade e seus contatos, principalmente com as Formações Sambaíba e as rochas ígneas das Formações Mosquito e Sardinha.
# Sequência Cretácea
Sua deposição está relacionada com movimentação tectônica causada pela abertura do Atlântico, e é constituída pelas Formações: Codó, Corda, Grajaú e Itapecuru, sendo que as três primeiras são consideradas contemporâneas, e posteriores ao magmatismo Sardinha.
A Formação Corda é composta essencialmente por arenitos avermelhados muito finos a médios de regular a bem selecionados, ricos em óxidos de ferro e zeólitas. Quando ocorrem sobrepostos a basaltos é comum fragmentos dessa rocha no arcabouço. Estratificações cruzadas de grande porte, "climbings transladantes" e outras estruturas típicas de dunas eólicas são encontradas nessa unidade.
A Formação Grajaú consiste de arenitos de coloração clara mal selecionados com seixos e níveis conglomeráticos. As vezes são observadas de arenitos finos/muito finos e pelitos. São abundantes estratificações acanaladas e marcas de carga.
A Formação Codó é constituída principalmente de folhelhos, calcários, siltitos, gipsita/ anidrita e arenito. São frequentes também níveis de sílex e estromatolito.
As Formações Grajaú e Codó foram depositadas em ambientes marinho raso, lacustre e fluvio deltaico.
A Formação Itapecuru é formada por estratos arenosos e pelíticos de idade Mesoalbiana - Neocretácea depositados em ambiente estuarino-lagunar atingido por ondas de grande porte episodicamente.
10
Capítulo 3
O Magmatismo na Bacia do Parnaíba - Uma breve revisão
3.1 - Introdução
Com o início da ruptura do Pangea, devido a eventos distensionais que atuaram durante o Neo-triássico ao Eo-Jurássico (230-175 Ma) culminando na abertura do Atlântico Norte, as primeiras manifestações magmáticas básicas começam a ocorrer profusamente na Plataforma Sul Americana (Zalán, 2004).
Este magmatismo está bem representado pelos diques e soleiras associados ao magmatismo Penatecaua nas Bacias do Solimões e Amazonas, e pela Formação Mosquito na Bacia do Parnaíba.
Durante o Neocomiano, ocorreu intensa atividade magmática ligada a quebra do Supercontinente Gondwana, representada nas bacias paleozóicas pelos derrames da Formação Serra Geral da Bacia do Paraná, e pelos diques e soleiras da Formação Sardinha na Bacia do Parnaíba (Thomaz Filho et al.,2008).
3.2 - Magmatismo na Bacia do Parnaíba
O magmatismo associado ao desenvolvimento da Bacia do Parnaíba corresponde às rochas das Formações Mosquito e Formação Sardinha.
Os termo Formação Mosquito foram primeiramente propostos por Aguiar (1971) para designar os derrames basálticos com intercalação de arenitos que afloram no Rio Mosquito, ao Sul da Cidade de Fortaleza dos Nogueiras (MA).
O termo Formação Sardinha foi descrito para os corpos de basalto preto a roxo mapeados entre as cidades de Fortalezados Nogueiras e Barra do Corda. O nome homenageia o local da primeira observação: A Aldeia do Sardinha.
Segundo Fodor et al.(1990) as rochas magmáticas da Bacia do Parnaíba podem ser individualizadas em toleítos de alto-Ti e baixo-Ti. O mesmo estudo a partir de características litogeoquímicas (elementos traço) e dados isotópicos, apresenta evidências que ambas as Formações podem ter tido uma mesma fonte mantélica submetida a diferentes graus de fusão parcial, durante os dois eventos magmáticos.
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Na Bacia do Parnaíba as atividades magmáticas podem ser divididas, segundo Góes e Feijó (1994), em dois pulsos magmáticos principais variando de 110 a 215 Ma. Esses pulsos são individualizados em duas unidades litoestratigráficas distintas: a Formação Mosquito, de idade Juro-Triássica, e a Formação Sardinha, de idade Eocretácea. Ambos os magmatismos são constituídos majoritariamente por rochas de composição basáltica toleítica, com predominância de diques e soleiras a leste na Formação Sardinha, e derrames na Formação Mosquito (Baksi e Archibald,1997).
Baksi e Archibald (1997) propõem, baseados em datações Ar/ Ar, que, além dos dois eventos magmáticos relatados, há um possível evento intermediário. Assim a distribuição de eventos para as rochas ígneas se apresentaria da seguinte forma:
> evento 1: ~199-191Ma, gerador dos basaltos de Baixo-Ti da Formação Mosquito);
> evento 2: ~129-124Ma, gerador dos basaltos de Alto-Ti da Formação Sardinha; e
> evento 3: intermediário aos anteriores, a ~160Ma gerador de basaltos de Baixo-Ti da Formação Sardinha).
Segundo Bellieni et al. (1990) as rochas das Formações Mosquito e Sardinha possuem características petrográficas e composicionais distintas, quais sejam:
Petrografia: Os basaltos da Formação Mosquito são levemente porfiríticas com 5 a 10% de fenocristais (1.1-1.4mm) e microfenocristais (0.4-0.9mm). Os fenocristais são compostos por augita ( Wo30-40), plagioclásio (An54-80), pigeonita
(Wo6-11) e escassa Ti-magnetita (ulvoespinélio = 69%). A matriz é formada por
plagioclásio (An 65-42), augita ( Wo36-26), pigeonita ( Wo7-13), abundante
Ti-magnetita ( ulvoespinélio =61%) e ilmenita. A Olivina , que ocorre como esparsos fenocristais e na matriz, está completamente alterada. Os basaltos contém frequentemente amigdalas preenchidas por zeólitas e carbonatos. As intrusivas da Formação Sardinha são levemente porfiríticas a inequigranulares seriadas apresentando granulação de fina a média. A assembléia mineral consiste de augita ( Wo38-31), plagioclásio ( An72-31), pigeonita ( Wo8-14),
Ti-magnetita( ulvoespinélio =63%), ilmenita, olivina completamente alterada e apatita. As amostras de granulação mais grossa apresentam frequentemente intercrescimentos de quartzo e álcali-feldspato e grãos de anfibólio e biotita de cristalização tardia, raros carbonatos podem ocorrer. Para fins de distinção, os toleítos da Formação Sardinha apresentam maior conteúdo modal de
Ti-12
magnetita, ilmenita, olivina e pigeonita. Apenas nos toleítos da Formação Sardinha ocorre apatita.
Classificação química: Bellieni et al.(1990) classificaram as rochas das Formações Sardinha e Mosquito utilizando um diagrama TAS (Zanettin 1984, Le Bas 1986) e o diagrama R1-R2 modificado de Dela Roche ( 1980) chegaram a conclusão que as rochas da Formação Sardinha são classificadas como essencialmente andesitos basálticos, plotando próximo ao campo dos traqui-basaltos e traqui-andesitos no TAS; e as rochas da Formação Mosquito são composicionalmente basaltos toleíticos com andesitos basálticos subordinados (figura 4). Em geral os toleítos Mosquito apresentam uma razão (SiO2/ Na2O +
K2O) maior que os análogos Sardinha, porém ambas apresentam natureza
toleítica pois são caracterizadas pela associação augita + pigeonita. Todas as amostras possuem quartzo normativo (CIPW).
13
Figura 4: Diagramas R1-R2 e TAS mostrando a variação composicional das rochas magmáticas da bacia do Parnaíba ( extraído de Bellieni et. al. 1990)
14
Capítulo 4
Análise petrográfica ao microscópio
4.1- Introdução
As 20 lâminas de amostra de calha foram descritas com base nos critérios petrográficos apresentados por Mackenzie et al. (1982). As texturas foram classificadas com base no grau de cristalinidade (holocristalina, hipocristalina, hipohialina e holohialina), os grãos classificados quanto a forma (euédrico, subédrico e anédrico) e aos hábitos diversos e relações entre grãos.A classificação granulométrica adotada foi: grossa (>5mm), média (1-5mm), fina (<1mm) e muito fina (<0,1mm).
As rochas estudadas podem ser divididas em dois grupos com base na petrografia: rochas com e sem olivina, diferenças que serão corroboradas também por padrões geoquímicos distintos para estes agrupamentos.
4.2 - Amostras sem olivina
As rochas sem olivina são mais abundantes no poço, já as com olivina estão restritas a lâminas de profundidades: 158,00m; 119,00m; 56m e a quatro lâminas de profundidades abaixo de 2000m.
As rochas sem olivina são mesocráticas, holocristalinas, inequigranulares seriadas a microporfiríticas e glomeroporfiríticas. Sua granulação varia de fina (<1mm) a média (1-3mm) principalmente.
As fases minerais presentes nessas rochas são:
# Minerais essenciais: Augita, Pigeonita (?), plagioclásio, ortopiroxênio (801,00m).
# Minerais acessórios: Apatita, quartzo e minerais opacos.
# Minerais secundários: Carbonato, ‘’saussurita”, minerais opacos, “uralita”, biotita, epidoto.
O plagioclásio é encontrado tanto como microfenocristais,zonados ou não, como em glomerocristais dispersos na matriz da rocha, possuindo diversos hábitos: tabular (mais comuns nos microfenocristais), ripiforme ,plumoso e esquelético (apenas
15
na matriz) (Figura 5). É caracterizado pela geminação pela Lei da Albita e de CarlsbadSão incolores de relevo baixo e coloração de interferência de primeira ordem.
Os fenocristais de plagioclásio são euédricos e por vezes se mostram alterados para produtos de saussuritização (figura 6) enquanto os da matriz são subédricos a anédricos e se apresentam menos alterados (figura 7).
A ocorrência de microfenocristais euédricos de plagioclásio mas com terminação em rabo-de-andorinha (figura 8) e a granulação fina e plumosa do plagioclásio na matriz (figura 9) indica claramente duas fase distintas de resfriamento, uma mais lenta que levou a formação dos fenocristais e outra, mais rápida, que gerou texturas típicas de rápido resfriamento (figura 10)como os grãos de textura plumosa, esqueléticos e com terminação em rabo-de-andorinha (Cox et al. 1979).
O clinopiroxênio presente possui coloração bege a incolor e cor de interferência de segunda ordem. Ocorre tanto como fenocristal de hábito prismático de granulação média (2-3mm) (figura 11), quanto preenchendo os interstícios dos grãos ripiformes de plagioclásio, gerando textura ofítica e subofítica (figura 12) indicadores de uma cristalização tardia em relação ao plagioclásio.
A maioria dos grãos de clinopiroxênio apresenta alteração de coloração em tons de marrom, aqui denominada pelo nome genérico de uralita (figura 13). É provável a associação de dois clinopiroxênios: um de composição referente à augita, de cor de interferência lilás a azulada e pouco homogênea, ocorrendo por vezes em grãos zonados (figura 14),e outro, provavelmente um piroxênio de composição referente à pigeonita,com cor de interferência mais baixa e homogênea sem zonamento composicional (figura 15).
Os minerais acessórios mais abundantes nestas rochas são os minerais opacos. Os minerais opacos são euédricos a anédricos e possuem granulação fina a média, hábito irregular de quadrático à esqueletal e ocorrem tanto como mineral primário (grãos euédricos) (figura 16) , como produto de alteração (grãos anédricos) dos minerais máficos (augita principalmente) (figura 17). Não foram estudadas lâminas polidas que permitissem a classificação destes minerais do ponto de vista composicional. Entretanto, com base na literatura, deve se tratar de uma mistura de ilmenita, magnetita e pirita.
A apatita ocorre frequentemente como grãos finos a muito finos de hábito acicular a prismático hexagonal (figura 18) e de percentagem modal desprezível.
19
O quartzo é incolor e de relevo baixo. Sua cor de interferência varia de branco a cinza de primeira ordem. Ocorre como grãos finos e anédricos preenchendo os interstícios (figura 19) ou intercrescido com álcali-feldspato formando textura micrográfica (figura 20) principalmente na profundidade 752,00m.
Os minerais secundários são bastante representativos em algumas amostras estudadas já que se mostram fortemente alteradas (amostra referente à profundidade de 801,00m, por exemplo). Neste caso, apresentam extensiva formação de minerais secundários por percolação de fluidos hidrotermais.
A biotita ocorre como produto de alteração hidrotermal. Possui coloração esverdeada, é pleocróica de hábito lamelar, geralmente associada a grãos de epidoto quadráticos e alta cor de interferência(figura 21).
A alteração do clinopiroxênio gera como produto secundário uma massa amorfa e de coloração em tons de marrom tanto nos fenocristais como na matriz aqui chamada de uralita (figura 22).
O carbonato ocorre na matriz raramente, de hábito anédrico grãos finos e percentagem modal desprezível (figura 23).
22
4.3 - Amostras com olivina
As amostras com olivina são representadas por olivina diabásiosholocristalinos, inequigranulares, microporfiríticos, com granulação variando de média (1-3mm) a fina (<1mm). Texturas intergranular, ofítica, subofítica e glomeroporfirítica são observadas.
As fases minerais presentes nessas rochas são
# Minerais essenciais: plagioclásio (45%), augita (40%) e olivina (10%). # Minerais acessórios: minerais opacos (3%) e apatita (traços).
# Minerais secundários: sericita, serpentina, esmectita e biotita.
O Plagioclásio é observado em cristais euédricos e bem preservados (Figura 24) e em esparsos fenocristais tabulares, isolados ou agrupados, com tamanhos de até 4,8 mm e intensamente alterados para sericita (figura 25). Os grãos estão geminados pela Lei da Albita e Carlsbad. Possuem relevo baixo e cor de interferência de primeira ordem.
O clinopiroxênio presente foi determinado como sendo uma Augita. Ocorre como grãos finos, bem preservados de caráter intergranular, formando intercrescimento típico com plagioclásio gerando texturas ofítica e subofítica (figura 26). Os grãos mostram-se eventualmente zonados composicionalmente (figura 27) e cor de interferência de segunda ordem.
A Olivina ocorre em cristais agrupados ao plagioclásio (Figura 28) ou em grãos isolados (figura 29).Têm granulação fina (0,5 mm) e variam de euédricos a subédricos; encontram-se, em geral, bem preservados mas com alguns cristais parcialmente substituídos por serpentina e esmectita (figura 30).
Os minerais acessórios são basicamente minerais opacos de hábitoanédrico e com granulação fina, localmente bordejados por filmes de biotita (figura 31). Apatita ocorre como finos cristais aciculares e hexagonais (figura 32).
25
4.4. Sumário das características petrográficas
As rochas amostradas se encontram em quatro diferentes corpos magmáticos intrusivos (soleiras), aqui relacionados segundo suas características petrográficas:
Tabela 1:Características petrográficas
Corpo magmático (profundidade) Feições petrográficas características
50m até 245m
Diabásio dominantemente, sem olivina (apenas nas profundidades de56m,119m e 158m apresentam olivina). Cristais de plagioclásio tabular zonado com até 3mm e augita prismática maclada com tamanho médiode 1,2mm. Quartzo residual e texturas de resfriamento híbrido (domínios que apresentam texturas de resfriamento rápido e de resfriamento lento).
715m até 880m
Diabásio com textura micrográfica abundante e alteração hidrotermal muito expressiva.
1880m até 1960m
Diabásio com textura ofítica/subofítica dominante. Possui também textura micrográfica granulação fina a média. Fenocristais de plagioclásio levemente sericitizados.
2220m até 2274,9m
Olivina basalto holocristalino, inequigranular, com granulação fina a média e texturas intergranulares glomeroporfirítica/porfirítica subordinada. A associação mineral essencial é constituída por plagioclásio,augita e olivina. Os minerais acessórios são minerais opacos. Os minerais secundários sãosericita, serpentina,e esmectita.
26
Capítulo 5
Caracterização Geoquímica dos Litotipos Basálticos
5.1. Aspectos introdutórios: classificação
A base de dados geoquímicos corresponde a 16 amostras coletadas a partir da execução de um poço estratigráfico. As amostras foram analisadas no laboratório ACTLABS, no Canadá, por ICP-MS. Os resultados estão apresentados Tabela 2.
A checagem da qualidade dos resultados foi realizada a partir da análise do fechamento das amostras em 100%. O exame demonstrou que parte das amostras tinha erro maior que 1% (máximo considerado aceitável), portanto os cálculos, para efeito de interpretação, foram feitos em base anídrica, uma vez que essa distorção provavelmente foi gerada por efeitos de alteração hidrotermal das amostras.
O primeiro fato a ser observado é que as amostras correspondem a líquidos basálticos evoluídos, uma vez que possuem MgO entre 1,9 e 6,5% em peso. É importante frisar também que possuem TiO2 variando entre 2,0 e 3,9% em peso. Assim, esses
basaltos seriam considerados, segundo Bellieni et. al.(1990), rochas de alto-Ti uma vez que o limite estabelecido pelo autor para as rochas assim serem consideradas é de TiO2 acima
de 2,0% em peso.
As rochas estudadas, utilizando-se a base química anídrica, são classificadas segundo o diagrama TAS (Le Maitre, 1989) variando desde basaltos a andesitos transicionando por tipos como traquiandesitos basálticos e traquiandesitos (figura 33).
Uma vez que as amostras possivelmente foram afetadas por um processo hidrotermal intenso, uma classificação que utilize elementos móveis (como sódio e potássio, por exemplo), pode causar uma distorção considerável no processo classificatório. Por esse fato, optou-se pela utilização de dois diagramas que usam
27
elementos relativamente imóveis (Zr, Ti, Nb, Y) para se chegar a uma classificação mais apropriada.
Assim, utilizando-se os diagramas propostos por Winchester & Floyd (1977), os litotipos estudados foram classificados como variando de basaltos sub-alcalinos a andesitos (figura 34) e como basaltos sub-alcalinos, álcali-basaltos e traquiandesitos (figura 35). Neste último caso, a informação obtida pode estar relacionada a uma eventual contaminação crustal, marcada pelo incremento em Nióbio, que justificaria a classificação de algumas das amostras analisadas como sendo do tipo álcali-basaltos. Devemos observar que, em ambos os diagramas, é possível estabelecer uma clara divisão entre dois
Tabela 2: Composição química elementos maiores
Tabela 2(cont.): Composição química para elementos menores e traço
SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3(T) MgO MnO CaO Na2O K2O P2O5 LOI Total
NM/158 55,3 2,0 12,8 11,3 1,9 0,2 5,1 3,4 2,9 0,8 2,5 98,2 NM/182 53,4 2,7 12,9 13,0 2,8 0,2 6,1 3,4 2,5 1,2 2,2 100,3 NM/55 52,8 3,2 13,0 13,3 3,4 0,2 7,1 2,9 2,2 0,8 1,4 100,2 NM/179 52,7 2,4 12,7 12,5 2,6 0,2 5,7 3,5 2,5 1,1 2,8 98,7 NM/191 52,6 3,1 13,1 13,4 3,1 0,2 6,9 3,1 2,2 0,9 1,7 100,3 NM/185 52,4 2,8 12,5 13,3 2,9 0,2 6,2 3,2 2,4 1,1 1,9 99,0 NM/218 51,4 2,8 13,4 13,0 4,8 0,2 8,7 2,9 1,7 0,5 1,4 100,9 NM/200 51,1 3,6 13,1 13,7 3,9 0,2 7,8 2,9 1,9 0,6 1,3 100,1 NM/206 50,5 3,9 13,3 14,5 4,2 0,2 8,4 2,8 1,7 0,6 0,9 101,0 NM/203 50,5 3,8 13,3 14,0 4,0 0,2 8,1 2,9 1,8 0,6 0,8 99,8 NM/209 49,6 3,8 12,9 14,2 3,9 0,2 8,1 2,8 1,7 0,6 1,2 98,8 NM/2223,56 49,1 2,5 14,1 15,7 5,8 0,2 10,0 2,5 0,6 0,2 0,1 100,7 NM/2223,5 49,0 2,5 13,9 15,9 5,9 0,2 10,0 2,5 0,6 0,2 0,0 100,6 NM/56 48,6 3,4 13,1 14,5 4,3 0,1 5,7 2,4 1,9 0,7 4,2 98,9 NM/2223,4 48,5 2,5 13,0 16,3 6,0 0,2 10,3 2,4 0,4 0,2 0,0 99,7 NM/2140,64 48,3 2,3 13,4 15,5 6,5 0,2 10,3 2,6 0,3 0,2 0,8 100,4 Co Ni Cu Rb Sr Y Zr Nb NM/158 30 20 61 547 53,2 437 36,1 NM/182 35 20 48 588 48,9 364 31,8 NM/55 40 20 70 42 583 42,4 309 26,8 NM/179 37 20 50 572 51,5 390 32,6 NM/191 40 20 30 43 617 41,7 311 27,3 NM/185 33 20 48 568 46,8 350 30,6 NM/218 42 60 140 33 601 31,8 236 19,1 NM/200 47 40 120 35 599 35,5 265 22,9
28
Tabela 2 (cont.): Composição química para elementos menores e traço
NM/206 52 50 160 35 627 34,2 267 24,3 NM/203 48 50 150 36 610 34,7 276 23,8 NM/209 49 30 130 35 592 34,9 276 24,4 NM/2223,56 64 120 310 17 214 29,4 135 7,7 NM/2223,5 73 70 320 15 210 30,3 140 7,9 NM/56 42 30 90 37 468 39,1 297 26,2 NM/2223,4 65 80 330 9 204 31,5 147 8,2 NM/2140,64 61 90 240 9 233 28,5 129 7,3 La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu NM/158 64,8 144 17,9 79,8 15,9 4,12 12,7 2,04 11,4 2,01 5,53 0,754 4,79 0,729 NM/182 60,1 132 16 71,5 15,3 3,82 12,1 1,93 10,2 1,87 5,03 0,703 4,32 0,651 NM/55 50,5 109 13,2 59,1 12,7 3,36 9,99 1,62 8,74 1,59 4,32 0,576 3,64 0,567 NM/179 59,7 135 16,3 71,8 15,6 3,86 12,4 1,94 10,6 1,89 5,12 0,722 4,48 0,661 NM/191 47,7 105 13 57,9 12,8 3,42 10 1,64 8,91 1,63 4,41 0,594 3,76 0,595 NM/185 52,9 122 15,1 66,9 14,8 3,73 11,4 1,82 9,85 1,78 4,85 0,669 4,23 0,627 NM/218 36,9 73,7 9,21 40,4 8,8 2,75 7,69 1,14 6,33 1,14 3,14 0,411 2,64 0,393 NM/200 41,2 90,5 11 49,2 10,8 2,91 8,64 1,39 7,6 1,38 3,8 0,514 3,17 0,507 NM/206 37,7 78,6 9,78 43,3 9,61 2,93 8,2 1,24 6,62 1,19 3,29 0,434 2,74 0,403 NM/203 38,6 84,5 10,6 46,3 10,2 3,11 8,81 1,29 6,92 1,25 3,37 0,465 2,83 0,411 NM/209 38,4 85,2 10,6 46,3 10,3 3,04 8,87 1,34 7,05 1,27 3,51 0,464 2,89 0,439 NM/2223,56 13,5 25,5 3,55 17,9 5,28 1,78 5,52 0,95 5,39 1,07 2,99 0,426 2,67 0,405 NM/2223,5 14 26,2 3,7 18,2 5,48 1,84 5,97 1,01 5,87 1,13 3,12 0,445 2,79 0,426 NM/56 48,8 103 12,5 55,3 12,1 3,18 9,72 1,54 8,45 1,53 4,12 0,559 3,61 0,557 NM/2223,4 9,96 25,1 3,62 18,2 5,39 1,83 5,89 1 5,84 1,13 3,17 0,433 2,82 0,421 NM/2140,64 15,4 25,2 3,49 17,3 5,19 1,73 5,48 0,94 5,33 1,03 2,86 0,419 2,63 0,388
29
agrupamentos sendo que o agrupamento de rochas de caráter mais básico corresponde a tipos pouco variados em termos de classificação, concentrando-se no campo dos basaltos sub-alcalinos, enquanto um segundo agrupamento apresenta uma variação composicional maior (mais expandida) indo desde tipos básicos até tipos intermediários. Nos diagramas, o primeiro agrupamento está representado pelas amostras plotadas na cor preta e o segundo agrupamento pelas amostras plotadas na cor vermelha.
5.2. Apresentação e Interpretação dos dados Geoquímicos
O estudo geoquímico para os dois agrupamentos, aponta para a presença de rochas sub-alcalinas (figura 36), evoluídas ao longo de um “trend” toleiítico (figura 37). Entretanto uma importante separação se apresenta quando os dois agrupamentos são avaliados em relação ao seu conteúdo em K. Um deles, o agrupamento de rochas essencialmente basálticas, menos evoluídas, é classificado como de médio-K, enquanto o agrupamento representante das composições mais expandidas é classificado como de alto-K (figura 38). Outra correlação possível é aquela que mostra
30
que as rochas coletadas em maior profundidade (de 2220m até 2274,9m) correspondem àquelas classificadas como de médio-K (agrupamento 1) e aquelas classificadas como de alto-K representam as amostras coletadas nas demais profundidades (agrupamento 2).
As amostras foram analisadas em diagramas de variação binários (tipo Harker - figura 39). Optou-se pelo uso, como elemento discriminante, o MgO, uma vez que, para rochas básicas, este assume um conjunto de valores algo mais expandido. Deve ainda ser levado em conta que valores decrescentes de MgO ao longo do processo de diferenciação magmática seria o comportamento esperado para o conjunto analisado, desde que se tratassem de rochas cogenéticas, e considerando ainda que para o conjunto, não houvesse contaminação ou assimilação significativas. No caso aqui estudado, fica claro a existência de dois agrupamentos não cogenéticos.
A análise dos diagramas mostrou que os elementos Al, Ni, Ca, Fe(t), Cu apresentam correlação positiva permanente, com o MgO, enquanto correlações negativas permanentes são observadas, para K, Na, Zr, Y, SiO2.
Os elementos Ti e P, não apresentam correlações permanentes possuindo “pontos de inflexão” sugerindo possivelmente uma mudança na assembleia fracionante ( fracionamento provável de Ilmenita e/ou Titanomagnetita no caso do titânio, e Apatita
36 37
38
Figura 36: Diagrama TAS para discriminação das séries: alcalina e subalcalina.
Figura 37: Diagrama AFM para discriminação das séries: toleiítica e calci-alcalina.
Figura 38: Diagrama para discriminação das séries de alto, médio e baixo-K.
31
no caso do fósforo). As amostras mais ricas em MgO apresentam correlação inicialmente positiva para TiO2 gradando para uma correlação negativa posterior, um
comportamento similar ocorre para o P2O5.
As amostras do agrupamento 1 possuem maior teor de MgO em peso e são enriquecidas, comparativamente, as do agrupamento 2 em elementos compatíveis (como Ni, Cu, Co), e empobrecidos em elementos incompatíveis, portanto mais próximas do que possa ser chamado de líquido parental.
32
33
5.3 Diagramas de elementos terras raras
A análise dos padrões normalizados pelos elementos terras-raras (Condrito de Thompson) nos permite assumir que as amostras da série de alto-K (linhas azuis) se encontram comparativamente enriquecidas em elementos terras-raras leves em relação as amostras da série de médio-K (linhas vermelhas) que apresentam uma curva com um comportamento mais próximo dos basaltos de dorsais oceânicas (figura 40).
Como a razão de elementos terras raras pesados é similar em ambas as suítes, é lícito dizer que as rochas da série de alto-K são mais evoluídas e apresentarão valores de razão La/Yb mais elevados.
Quando plotado num diagrama bivariante utilizando uma razão entre elementos traço (La/Yb) e MgO em peso como discriminantes (figura 40) ocorre a individualização de dois agrupamentos bem distintos, um com razão La/Yb entre 12,686 e 13,977 e outra de 3,531 e 5,855.
Ao efetuar-se as razões normalizadas de La/Yb (fatores de normalização: 0,33 para o La e 0,22 para o Yb) nas amostras parentais de ambos os agrupamentos, fica evidente que se tratam de suítes diferentes, embora ambas sejam suítes de alto-Ti, pois a razão La/Yb(n) para o agrupamento 1 (quadrados vermelhos) é igual a 3,92 e a
razão La/Yb para o agrupamento 2 (losangos azuis) é igual a 9,33 e essas razões não são capazes de variação maior que 1,5 vezes por processos de cristalização fracionada.
O fato de que as razões La/Yb e La/Nb sejam maiores que a unidade também sugere que a fonte do magmatismo teve participação do manto litosférico subcontinental (fonte enriquecida) embora esse fato só possa ser confirmado com o auxílio de análises isotópicas posteriores.
34
Figura 40: Diagrama de elementos terras raras normalizado segundo o Condrito de Thompson.
35
Figura 41: Diagrama La/Yb x MgO
5.4 Diagramas de discriminação de ambiente tectônico
Alguns autores sugerem a utilização de diagramas bi e trivariantes (figuras 41 e 42) para a discriminação geoquímica dos ambientes geotectônicos que podem ser aqui associados ao conjunto de rochas aqui estudado.
Tem-se aceito que os ambientes geotectônicos do tipo oceânico e intraplaca possam ser bem estudados e compreendidos a partir da análise de rochas de composição basáltica.
Ao analisarmos o conjunto de amostras das duas suítes aqui definas, podemos observar que as duas possuem diferenças em seu quimismo que são corroboradas nos diagramas tectônicos.
Nos diagramas de Pearce & Cann (1973) as amostras da suíte mais evoluída (círculos vermelhos) plotam como basaltos calcialcalinos e basaltos de fundo oceânico no diagrama Zr, Ti/100, Sr/2, é importante frisar que por utilizar um elemento móvel (Sr) os resultados desse diagrama podem não ser precisos. Já no diagrama Zr, Ti/100, Y*3 as amostras da suíte mais evoluída são classificadas como basaltos calcialcalinos e basaltos intraplaca, e as da suíte menos evoluída são classificadas respectivamente como basaltos de fundo oceânico e basaltos intraplaca.
Já o diagrama de Mullen (1983) apresenta uma informação distoante uma vez que as amostras menos evoluídas são classificadas como basaltos de dorsais oceânicas e as amostras mais evoluídas como basaltos alcalinos de ilhas oceânicas devido ao enriquecimento dessa suíte no teor de P2O5.
36
O diagrama de Meschede (1986) classifica as amostras como basaltos calcialcalinos a intraplaca (suíte mais evoluída) e basaltos intraplaca (suíte menos evoluída), se mostrando coerente com as outras classificações.
37
Figura 43: Diagrama bivariante discriminante de ambiente tectônico.
Por fim o diagrama bivariante de Pearce & Norry (1979) classifica ambas as suítes como basaltos intraplaca (classificação mais precisa), porém indicando claramente o caráter mais próximo aos basaltos de dorsais oceânicas (MORBs) da suíte menos evoluída, corroborando os dados do diagrama do ETRs.
38
Capítulo 6
Conclusões
A partir do estudo efetuado, pode se chegar as seguintes conclusões:
1-
A ocorrência das rochas ígneas encontradas no poço, deve-se às profusas atividades magmáticas ligadas a abertura do oceano Atlântico.2-
Os litotipos estudados são rochas de tendência toleiítica indicada pela presença de quartzo e piroxênio pobre em cálcio (pigeonita) distribuídas sob a forma de quatro corpos magmáticos principais, petrográficamente não homogêneos.3-
A geoquímica indica que se tratam de litotipos subalcalinos, básicos àintermediários, com duas suítes de alto-Ti identificadas a partir da razão entre elementos traços e ETRs, embora sejam necessárias análises mais
aprofundadas para efetiva confirmação dessa hipótese.
4-
São necessários análises geocronológicas e isotópicas para o entendimento das relações temporais entre as intrusões, e para determinar a qual evento ( ou eventos) estão relacionadas: Ao magmatismo Mosquito ou Sardinha, ou se a intrusão menos diferenciada pertence a eventos ígneos relacionados a evolução do embasamento.39
Referências Bibliográficas
AGUIAR, G. A.(1971): Revisão geológica da bacia paleozóica do Maranhão. In: CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA.,1971, São Paulo. Anais. São Paulo:
Sociedade Brasileira de Geologia, v. 3,p. 113-122.
ALMEIDA, F. F. M.; CARNEIRO, C. D. R. Inundações marinhas fanerozóicas no Brasil e recursos minerais associados. 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. 43-58.
BAKSI, A. K.; ARCHIBALD, D. A.(1997) Mesozoic igneous activity in the Maranhão province, northern Brazil: 40Ar/ 39Ar evidence for separate episodes of basaltic magmatism. Earth and Planetary Science Letters , Elsevier, 151, p.139-153.
BELLIENI, G; PICCIRILLO, E.M; CAVAZZINI, G; PETRINI, R; COMIN-CHIARAMONTI, P; NARDY,A.J.R; CIVETTA, L; MELFI,A.J; ZANTEDESCHI, P.(1990): Low-and
High_TiO2 Mesozoic tholeiitic magmatism of the Maranhão basin ( NE-Brazil): K/Ar age, geochemistry, petrology, isotope characteristics and relationship´s with Mesozoic low- ando high-TiO2 flood basalts of the Paraná basin (SE-Brazil). - Neues Jahrbuch
Miner. Abh.162: p. 1-33; Stuttgart,
COX, K.G; BELL, J.D.; PANKHRUST, R.J.(1979): The Interpretation of Igneous
Rocks. Allen and Unwin, London, 450 p.
DE LA ROCHE, H.; LETERRIER, P.; GRANDCLAUDE, P.; MARCHAL, M.(1980): A classification of volcanic and plutonic rocks using R1-R2 diagram and major element analyses. Its relationships with current nomenclature - Chem. Geol. 29: p. 183-210.
FODOR R.V.; SIAL, A. N.; MUKASA, S. B.; MCKEE, E. H.(1990): Petrology, isotope characteristics, and K-Ar ages of the Maranhão, northern Brazil, Mesozoic basalt province. Contributions to mineralogy and petrology., Springer-Verlag,104, p. 555-567.
GÓES, A. M. O.; FEIJÓ,F. J. Bacia do Parnaíba (1994). Boletim de Geociências da
Petrobras, Rio de Janeiro, v. 8 n. 1, p. 57-68, jan./mar.
IRVINE, T.N. & BARAGAR, W.R.A.(1971) - A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks, Canadian Journal of Earth Sciences, Vol.8, p. 523-548.
LE MAITRE, R.W. (ed.). (1989) - A classification of igneous rocks and glossary of terms: Recommendations of the International Union of Geológical
Sciences - Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks. Oxford. Blackwell Scientific Publications. 193p.
40
MACKENZIE, W.S.; DONALDSON,C.H. & GUILFORD, C (1982) - Atlas of the
igneous rocks and their textures.
MESCHEDE, M. (1986) – A method of discriminating between different types of mid-ocean ridge basalts and continental tholeiites with the Nb-Zr-Y diagram. Chem. Geol., 56, 207-218.
MULLEN, E.D. (1983) – MnO/TiO2/P2O5: a minor element discriminant for basaltic rocks of oceanic environments and its implications for petrogenesis. Earth Planet.
Science Letters , 62, 53-62
PEARCE, J.A.; CANN, J.R. (1973) - Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analysis. Earth Planetary Science Letters, v. 19, p.290-300.
PEARCE, J. A. & NORRY, M.J. (1979) - Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y and Nb variations in volcanic rocks. Conírib. Mineral. Petrol.,
69:33-47.
PEDREIRA, A. J.; LOPES, R. C.; VASCONCELOS, A. M.; BAHIA, R.B.C; Bacias Sedimentares Paleozóicas e Meso-Cenozóicas Interiores. In: Geologia, Tectônica e
Recursos Minerais do Brasil. L. A. BIZZI, C. SCHOBBENHAUS, R. M. VIDOTTI e J.
H. GONÇALVES (eds.) CPRM, Brasília, 2003.
THOMAZ FILHO, A; MIZUSAKI, A. M. P.; ANTONIOLI, L. (2008) - Magmatismo nas bacias sedimentares brasileiras e sua influência na geologia do petróleo. Revista
Brasileira de Geociências. 38(2- suplemento) p.128-137: junho.
VAZ, P. T.; REZENDE, N. G. A. M.; WANDERLEY FILHO, J. R.; TRAVASSOS, W. A. S. (2007)Bacia do Parnaíba. In: Boletim de Geociências da Petrobras, Rio de Janeiro - v.15, n.2 - maio/nov.
WINCHESTER, J.A., FLOYD, P.A. (1977) - Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements, Chem. Geol., 20, pp. 235-343.
ZALÁN, P. V. Evolução fanerozóica das bacias sedimentares brasileiras. In:
MANTESSO-NETO, V.; BARTORELLI, A.; CARNEIRO, C. D. R.; BRITO NEVES, B. B.(org) (2004) Geologia do continente sul-americano: Evolução da obra de Fernando Flávio Marques de Almeida. São Paulo: Beca,. p. 595-612.
