Ano 5

Número 52

Abril 2003

 

Bacias sedimentares brasileiras

Bacia de Tucano

Bacia de Tucano

Luciano Magnavita*, Nivaldo Destro#, Marise Sardenberg Salgado de Carvalho$, Paulo da Silva Milhomem+ & Wagner Souza-Lima¨

*PETROBRAS-UN-EXP, Rio de Janeiro, RJ, Brasil (e-mail: lmagna@petrobras.com.br)

#PETROBRAS-CENPES, Rio de Janeiro, RJ, Brasil (e-mail: nivaldo@cenpes.petrobras.com.br)

$CPRM/DEGEO/DIPALE, Rio de Janeiro, Brasil (e-mail: carvalho@rj.cprm.gov.br)

+PETROBRAS-UNBA-ATEX-LG, Salvador, Bahia, Brasil (e-mail: milhomem@petrobras.com.br)

¨Fundação Paleontológica Phoenix, Aracaju, Sergipe, Brasil (e-mail: wagnerl@hotmail.com)

 

A bacia de Tucano é uma das bacias constituintes do rift do Recôncavo-Tucano-Jatobá, um rift intracontinental que evoluiu como um braço abortado da ruptura continental que originou o Oceano Atlântico Sul (Figura 1). Englobando uma área de aproximadamente 30.500 km2, a bacia encontra-se dividida em três sub-bacias, Tucano Sul, Central e Norte, separadas, entre si, pelos cursos dos rios Itapicuru e Vaza-Barris, respectivamente.

Do ponto de vista estrutural, há um forte controle dos traços do embasamento sobre o arcabouço estrutural do rift1. A bacia de Tucano, como de resto todo o rift do Recôncavo-Tucano-Jatobá, possui uma geometria de um semi-graben, cuja assimetria é gerada por uma falha de borda principal2. A margem oposta constitui-se na borda flexural, a qual é limitada por falhas de pequeno rejeito ou posicionada discordantemente sobre o embasamento.

Os blocos falhados constituintes dos semi-grabens da bacia de Tucano orientam-se para NE-SW e N-S, sendo tipicamente agrupados em compartimentos estruturalmente coerentes que dão origem às sub-bacias.

As sub-bacias são separadas por feições transversais orientadas NW-SE, que constituem zonas de acomodação ou de transferência, as quais podem não somente deslocar as falhas de borda, mas também alternar a polaridade das mesmas, como de fato ocorre entre as sub-bacias de Tucano Central e Norte. Outras importantes feições transversais às bordas falhadas, são as chamadas falhas de alívio, recentemente identificadas na região3.

Figura 1 - Arcabouço estrutural da bacia de Tucano, com indicação da profundidade estimada para o embasamento2.

A sub-bacia de Tucano Sul é estruturalmente caracterizada por um semi-graben basculado para sudeste, ocupando uma área triangular de aproximadamente 7.000 km2. Seus limites são determinados pela falha de Inhambupe, a leste; pelo Alto de Aporá, a sul, que a separa da bacia do Recôncavo; pela zona de acomodação do rio Itapicuru, a norte, limite estruturalmente pouco definido com a sub-bacia de Tucano Central. A oeste, o limite dá-se com o embasamento cristalino, ora através de uma discordância, ora por meio de um monoclinal falhado. O arcabouço estrutural da sub-bacia é relativamente simples, com falhas espacialmente organizadas em estilo dominó, orientadas N25oE, mergulhando para oeste, e que perdem rejeito ao longo do strike no sentido nordeste. A sub-bacia torna-se cada vez mais profunda para nordeste, atingindo mais de 7.000 metros de espessura sedimentar no Baixo de Inhambupe.

A sub-bacia de Tucano Central possui cerca de 14.700 km2 em área, constituindo-se na maior sub-bacia da região. Encontra-se parcialmente separada de Tucano Sul pela zona de acomodação do rio Itapicuru e de Tucano Norte pela zona de acomodação do Vaza-Barris. Sua borda falhada é determinada pela falha de Adustina, havendo ainda duas áreas plataformais: a plataforma de Umburana, a oeste, e a plataforma de Quilombo, a leste. A arquitetura estrutural é caracterizada por falhas de direção geral N-S, mergulhando para oeste, resultando em um estilo dominó. Uma grande falha antitética, mergulhando para leste de encontro à falha de Adustina, define o baixo de Cícero Dantas, onde espera-se o embasamento a mais de 10.000 metros de profundidade.

A sub-bacia de Tucano Norte ocupa uma área de cerca de 8.800 km2. Seu limite com a bacia de Jatobá ocorre ao longo da falha do rio São Francisco; com o Tucano Central, se dá através da zona de acomodação do Vaza-Barris, marcado por uma inversão na geometria do rift, uma vez que no Tucano Norte, ao contrário das sub-bacias mais ao sul, os estratos mergulham para oeste, em direção à falha de São Saité. No Baixo de Salgado do Melão estima-se a que o embasamento esteja a mais de 7.000 metros de profundidade.

No limite entre as bacias de Tucano Central e Tucano Norte, além do Alto do Vaza-Barris, ocorrem as falhas de transferência de Caritá e de Jeremoabo que, juntamente com o referido alto, constituem uma zona de acomodação determinante da inversão da assimetria dos semi-grabens. Geometricamente, essa zona constitui-se numa ampla antiforma gerada pela competição por espaço decorrente da disposição frontal de duas falhas de borda opostas. Localmente, a inversão está bem caracterizada pelo padrão geométrico da falha de Caritá, a qual inverte o sentido do mergulho ao longo do strike.

Estudos efetuados na região limítrofe entre as sub-bacias de Tucano Central e Tucano Norte, evidenciaram uma compressão ao longo da falha de Jeremoabo3, permitindo a formulação de um modelo cinemático para a abertura da porção norte do rift (Figura 2). No modelo, o bloco situado entre as falhas de Ibimirim e de Jeremoabo, além de translação, teria sofrido também uma leve rotação, evidenciada pela distensão diferencial ao longo da falha de Ibimirim na bacia do Jatobá, sendo maior a oeste e menor a leste, onde esta bacia termina. Desse modo, a distensão na falha de Ibimirim é acompanhada por empurrão na falha de Jeremoabo.

Figura 2 - Modelo geométrico-cinemático para a abertura da porção norte da bacia de Tucano3. A rotação é indicada pela seta azul sobre o bloco situado entre as falhas de Ibimirim e Jeremoabo. Legenda: a - bacia de Tucano-Jatobá; b - falhas pré-cambrianas indiferenciadas; c - falha de rejeito direcional pré-cambriana; d - falha de rejeito direcional pré-cambriana com componente reversa de movimento; e - falhas maiores da borda do rift do Tucano-Jatobá; f - falha de rejeito direcional cretácea; g - falha de Jeremoabo; h - direção de distensão; i - zona transtracional com sentidos de movimentação normal e direcional.

Figura 3 - Pavimento de arenito fino apresentando estrias e iceberg scours da Formação Curituba, aflorante no Graben de Santa Brígida, Bahia: evidência da ação glacial no Carbonífero da bacia de Tucano Norte.

Semelhanças estratigráficas e estruturais são mais marcantes entre as sub-bacias de Tucano Sul e Central e, devido a isso, uma única coluna estratigráfica é utilizada para essas sub-bacias (Figura 4). Já a sub-bacia de Tucano Norte tem maiores afinidades com a bacia de Jatobá, localizada mais ao norte4.

A bacia de Tucano contém sedimentos depositados do Paleozóico ao Cenozóico, com interrupções erosionais importantes entre os estratos preservados. A fase sin-rift ocorreu durante o Eocretáceo, principalmente no Neocomiano, mas o desenvolvimento completo do rift (fases pré-, sin- e pós-rift) estendeu-se, pelo menos, do Tithoniano ao Albiano. Uma característica distintiva da estratigrafia da bacia é a ausência de rochas ígneas, como atestado por afloramentos, seções sísmicas e poços perfurados na área. Entretanto, há um dique de diabásio no embasamento, a leste da sub-bacia de Tucano Norte, datado pelo método K/Ar em 105,4 ± 9,5 Ma5.

Figura 4 - Carta estratigráfica simplificada da bacia de Tucano Central-Sul4.

Os sedimentos paleozóicos estão preservados, em sua maioria, numa franja exposta na borda leste da sub-bacia de Tucano Norte, sendo correlacionáveis aos depósitos da bacia do Parnaíba, com a qual constituíam uma única bacia durante o Paleozóico6. No Tucano Norte, o graben de Santa Brígida contém a mais completa seção paleozóica do rift. Sotopostos, em provável discordância com os arenitos e conglomerados da Formação Tacaratu (Siluriano-Devoniano), ocorrem arenitos e folhelhos da Formação Curituba (Carbonífero; Figura 3), seguidos de arenitos, siltitos calcíferos e dolomitos betuminosos da Formação Santa Brígida (Permiano). No Tucano Sul, a Formação Afligidos tem sua porção basal (Membro Pedrão) correlacionável com a parte superior da Formação Santa Brígida. Em relação à sua porção superior (Membro Cazumba), há incertezas quanto a uma possível idade triássica7. Uma seção paleozóica hipote-ticamente empilhada teria uma espessura máxima em torno de 1.000 metros.

Na bacia de Tucano, como no Recôncavo, a bioestratigrafia do Jurássico superior/Cretáceo inferior baseia-se sobretudo na utilização de ostracodes não marinhos, cuja distribuição estratigráfica define um refinado esquema de zoneamento, composto por onze zonas e vinte e oito subzonas8, 9, 10, 11. Zoneamentos palinológicos12, 13, por sua menor resolução, possuem uma aplicação subordinada. Tendo em vista as incertezas associadas à amarração da coluna estratigráfica à escala geocronológica, foi criada a Série do Recôncavo8, composta por seis andares locais, designados, da base para o topo, Dom João, Rio da Serra, Aratu, Buracica, Jiquiá e Alagoas. As tentativas de correlação da Série com a cronoestratigrafia internacional têm resultado em intenso debate acerca de seus limites14, 15, 16.

Os sedimentos acumulados durante a fase pré-rift, provavelmente, foram depositados para além dos limites atuais do rift. O registro sedimentar adelgaça-se para o norte, passando de 1.100 metros na bacia do Recôncavo para cerca de 400 metros na bacia de Tucano Norte. A seqüência estende-se do Portlandiano (Tithoniano?) ao Cretáceo inferior, abrangendo o andar Dom João e a parte basal do Rio da Serra Inferior. O Andar Dom João consiste nos depósitos aluviais do Grupo Brotas, estando representado pelos arenitos médios, fluviais e eólicos, do Membro Boipeba (Formação Aliança), pelas argilas avermelhadas lacustres do Membro Capianga (Formação Aliança) e pelos arenitos fluviais e eólicos, médios a grossos, da Formação Sergi. Esses sedimentos vermelhos são seguidos pelos do Grupo Santo Amaro (Eocretáceo), cujos estratos basais (folhelhos lacustres da Formação Itaparica e arenitos flúvio-eólicos da Formação Água Grande) foram formalmente reconhecidos apenas na porção sul do Tucano Sul.

Estima-se que a fase sin-rift tenha se iniciado durante o Berriasiano (em torno de 145 Ma), tendo uma duração de cerca de 22 milhões de anos, ao longo dos quais acumularam-se estratos do Rio da Serra Inferior ao Jiquiá. A fase sin-rift tem sido tradicionalmente marcada pelo primeiro aparecimento de conglomerados sin-tectônicos da Formação Salvador, acumulados numa espessa cunha (localmente com mais de 3.000 metros de espessura) junto às grandes falhas de borda17. Entretanto, o início da fase sin-rift deve, forçosamente, preceder a primeira entrada de conglomerados a partir da borda, uma vez que é necessária uma subsidência inicial, compensada pelo soerguimento e erosão do bloco alto, criando espaço para acumular os clásticos grossos. Assim, o início do rifteamento é mais provavelmente marcado pela deposição dos folhelhos do Membro Tauá da Formação Candeias18. Segue-se uma fase lacustre, com elevada taxa de subsidência, quando argilas da Formação Candeias foram depositadas juntamente com arenitos delgados constituintes de leques deltaicos.

A diminuição na taxa de subsidência inicial, indicada por calcários oncolíticos no topo da Formação Candeias, no Tucano Sul, possibilitou a progradação de deltas sobre as plataformas existentes próximo às bordas flexurais da bacia, preenchendo os depocentros com arenitos, siltitos e, subordinadamente, folhelhos e poucos carbonatos do Grupo Ilhas. O principal sentido de progradação tem sido advogado como de norte para sul19.

Os sedimentos deltaicos são sucedidos por sedimentos fluviais do Grupo Massacará, os quais consistem, predominantemente, de arenitos médios a grossos, atingindo mais de 4.000 metros de espessura em alguns depocentros. Na sub-bacia de Tucano Central, no topo do Grupo Massacará, aparecem folhelhos e alguns calcários da Formação Poço Verde; na porção oeste do vale do rio Vaza-Barris, uma seção de arenitos eólicos com cerca de 300 metros de espessura encontra-se incluída no Grupo Massacará5.

A fase pós-rift inicia-se no Eoaptiano. Uma discordância angular separa a megasequência sin-rift dos conglomerados e arenitos aluviais pós-rift da Formação Marizal (Figura 5). Esta unidade é limitada no topo e na base por duas discordâncias, entre as quais preservaram-se os depósitos do Andar Alagoas, os quais estendem-se do Aptiano ao Eoalbiano. Os conglomerados basais dessa unidade correlacionam-se aos depósitos do Membro Carmópolis da Formação Muribeca da bacia de Sergipe-Alagoas. A discordância na base da Formação Marizal corresponde a uma discordância que ocorre ao longo das costas sul-americana20 e africana21. Esses depósitos alcançam uma espessura máxima em torno de 300 metros na parte central do rift.

Figura 5 - Discordância angular entre conglomerados da Formação Marizal e arenitos do Grupo Ilhas. Esta discordância é interpretada como a "break up unconformity" que ocorre ao longo das bacias do Oceano Atlântico, separando os sedimentos das seqüências sin-rift e pós-rift dessas bacias.

Acima desses depósitos, na região da Serra do Tonã, na sub-bacia de Tucano Norte, existem folhelhos esverdeados e calcários escuros albo-aptianos correlacionados com sedimentos da Formação Santana da bacia do Araripe. A deposição dessa seção pós-rift ocorreu numa bacia do tipo sag que teria extrapolado os limites atuais do rift durante uma fase de subsidência térmica22.

Na bacia de Tucano, não existem unidades preservadas do Mesoalbiano ao Mioceno (Figura 4). Os primeiros sedimentos que recobrem boa parte da porção sudeste da bacia, como de resto toda a costa brasileira, são os arenitos continentais plio-pleistocê-nicos do Grupo Barreiras, com menos de 100 metros de espessura na região em apreço. Sedimentos quaternários estão representados por depósitos aluvionares ao longo dos principais cursos d'água existentes na região.

A distribuição geográfica dos sedimentos expostos ao longo do rift Recôncavo-Tucano-Jatobá pode ser vista na Figura 6. Os sedimentos pré- e sin-rift encontram-se expostos junto às bordas flexural e ao longo dos principais rios da região. Cerca de setenta e cinco por cento da bacia está recoberta por sedimentos da fase pós-rift, dificultando a observação de sedimentos sotopostos.

Figura 6 - Mapa geológico simplificado das bacias do Recôncavo, Tucano e Jatobá5.

Os estudos paleontológicos na bacia do Tucano ocorreram um pouco mais tarde que aqueles realizados na bacia do Recôncavo. Os primeiros relatos referem-se à ocorrência de frondes de pteridófitas (Alethopteris branneri) e escamas de peixe do gênero Lepidotes encontrados por Nascimento Moura na Fazenda Jacu, nos arredores de Araci23, 24. Apenas no final da década de 1930 foram realizados novos estudos paleontológicos, quando cerca de 80 novas localidades fossilíferas foram descritas25. Com estas pesquisas, foram descobertos, entre outros, diversos teleósteos, conchostráceos e fragmentos ósseos atribuídos a répteis, nas áreas de Inhambupe, Olindina, Nova Olinda, Soure, Tucano, Cícero Dantas e Serrinha. Ossos do crânio do peixe sarcopterígeo Mawsonia foram descobertos em 1940 por L.I Price e A. Oliveira na fazenda Quererá, nas imediações de Araci, em sedimentos da Formação Candeias. Entre os achados, encontra-se um quadrado isolado deste animal, com 18 cm de altura, apresentando as maiores dimensões já observadas na espécie26, 27. Em localidades próximas, como Brejo do Tracupá, foram coletados alguns ossos de peixes de grande porte, escamas, dentes e fragmentos de Lepidotes mawsoni e Lepidotes sp. Uma variada ictiofauna foi descrita da Formação Marizal, aflorante nas regiões de Cícero Dantas, Euclides da Cunha, Inhambupe e Olindina28. Foram assinalados Calamopleurus? sp., Ophiopsis? sp. Cladocyclus sp., Dastilbe sp., Clupavus brasiliensis29 (Figura 7) e Vinctifer longirostris5.

Troncos silicificados de coníferas atribuídos ao gênero Agathoxylon são muito comuns em sedimentos da Formação Sergi, encontrados na região de Curirici, Euclides da Cunha e Cocorobó, para os quais admite-se idade neojurássica. Esta ocorrência é correlacionável às das formações Serraria e Missão Velha, respectivamente nas bacias de Sergipe-Alagoas e do Araripe.

Os sedimentos da Formação Poço Verde, aflorantes na região homônima, situada em Sergipe, próximo à divisa com a Bahia, contêm coquinas de biválvios correlacionáveis àquelas do Membro Morro do Chaves (Formação Coqueiro Seco), da bacia de Sergipe-Alagoas3.

Figura 7 - Alguns fósseis da bacia de Tucano: a) fragmento de conífera Agathoxylon sp. (FPH-1-B; acervo Phoenix); b) Ostheychties - Clupavus brasiliensis Santos, 1985 (DGM 1018-P; holótipo - Faz. Tijolo, Euclides da Cunha, BA); c) Crustáceo - Atyoida roxoi Beurlen, 1950 (DGM 3770-I; Faz. Quatis, Cícero Dantas, BA). Barra de escala igual a 10 mm.

Como no Recôncavo, os ostracodes constituem o principal grupo fóssil descrito na bacia de Tucano, particularmente na sub-bacia do Tucano Sul. Nas sub-bacias do Tucano Central e especialmente do Tucano Norte, a reduzida amostragem e a prevalência de sistemas deposicionais pouco favoráveis ao desenvolvimento e preservação post-mortem destes microcrustáceos, em grande parte da evolução destas sub-bacias, contribuíram para recuperação de associações menos abundantes e, de maneira geral, pior preservadas. No Tucano Sul, destacam-se as associações de idade Mesorio da serra terminal a Neorio da serra inicial, que possuem diversidade e abundância mais comumente superiores às registradas para associações contemporâneas, na bacia do Recôncavo. A esta época, a manutenção de elevadas batimetrias em grande parte do Recôncavo justificaria a pobreza do registro e mesmo a comum dificuldade de caracterização bioestratigráfica de seções desta idade. Já no Tucano Sul, associações melhor caracterizadas, representadas por espécies com feições ornamentais comumente bem desenvolvidas, são reflexo das menores batimetrias estimadas para grande parte desta sub-bacia.

1 Milani, E. J. & Davison, I. 1988. Basement control and transfer tectonics in the Recôncavo-Tucano-Jatobá rift, Northeast Brazil. Tectonophysics, 154: 41-70.

2 Aragão, M. A. N. F. & Peraro, A. A. 1994. Elementos estruturais do rifte Tucano/Jatobá. In: Simpósio sobre o Cretáceo do Brasil, 3, Rio Claro. UNESP, Boletim, pp. 161-165.

3 Destro N.; Alkmim, F .F.; Szatmari, P. & Magnavita, L P. 2003. The Jeremoabo transpessional transfer fault, Recôncavo-Tucano Rift, NE Brazil. Journal of Structural Geology, 25 (8): 1263-1279.

4 Caixeta, J. M.; Bueno, G. V.; Magnavita, L. V. & Feijó, F. J. 1995. Bacias do Recôncavo, Tucano e Jatobá. Boletim de Geociências da Petrobras, 8 (1): 163-172 [para o ano de 1994].

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6 Sampaio, A. V. & Northfleet, A. 1973. Estratigrafia e correlação das bacias sedimentares brasileiras. In: Congresso Brasileiro de Geologia, 27, Aracaju, Sociedade Brasileira de Geologia, Anais, 3: 189-206.

7 Aguiar, G. A. & Mato, L. F. 1990. Definição e relações estratigráficas da Formação Afligidos nas bacias do Recôncavo, Tucano Sul e Camamu, Bahia, Brasil. In: Congresso Brasileiro de Geologia, 36, Natal, 1990. Sociedade Brasileira de Geologia, Anais, 1: 157-170.

8 Viana, C. F; Gama Jr., E. G.; Simões, I. A.; Moura, J. A.; Fonseca, J. R. & Alves, R. J. 1971. Revisão estratigráfica da Bacia do Recôncavo/Tucano. Boletim Técnico da Petrobrás, 14 (3/4): 157-192.

9 Brito, H. S.; Viana, C. F. & Praça, U. M. 1984. Atlas dos ostracodes não marinhos (Neojurássico/Eocretáceo) do Brasil. PETROBRAS/CENPES/DIVEX/SEBIPE, Rio de Janeiro, 2 vols.

10 Picarelli, A. T. & Milhomem, P. S. 1991. Reconcavona mirangaensis - um novo fóssil-guia para o Andar Aratu da bacia do Recôncavo - Subzona NRT 005.3A. In: Congresso Brasileiro de Paleontologia, 12, São Paulo, 1991, Boletim de resumos, 21 pp.

11 Magalhães, M. R. C. 1994. Refinamento bioestratigráfico e paleogeografia do Andar Rio da Serra médio das sub-bacias do Recôncavo Nordeste e Tucano Sul. Porto Alegre, Universidade Federal do Rio Grande do Sul, Dissertação de Mestrado não publicada, 150 pp., 4 estampas.

12 Müller, H. 1966. Palinological investigations of Cretaceous sediments in Northeastern Brazil. In: West African Micropaleotological Colloquium, 2, Ibadan, Nigeria, 1965. Proceedings, Leiden, E. J. Brill, pp. 123-126.

13 Regali, M. da S. P.; Uesugui, N. & Santos, A. da S. 1974. Palinologia dos sedimentos meso-cenozóicos do Brasil (I). Boletim Técnico da Petrobrás, 17 (3): 177-191.

14 Arai, M.; Hashimoto, A. T. & Uesugui, N. 1989. Significado cronoestratigráfico da associação microflorística do Cretáceo Inferior do Brasil. Boletim de Geociências da Petrobrás, 3 (1/2): 87-103.

15 Regali, M. S. P. & Viana, C. F. 1989: Sedimentos do Neojurássico - Eocretáceo do Brasil: idade e correlação com a Escala Internacional. PETROBRÁS/CENPES, Relatório interno não publicado, 95 pp.

16 Beurlen, G.; Cunha, A. A. S.; Pedrão, E. & Milhomem, P. S. 2001. Geocronologia das unidades crono- e bioestratigráficas do Cretáceo brasileiro. Rio de Janeiro, PETROBRAS/CENPES. Relatório interno não publicado, 25 pp.

17 Ghignone, J. I. 1972. A evolução estrutural do Recôncavo durante o tempo Candeias. Revista Brasileira de Geociências, 2: 35-50.

18 Magnavita, L. P. 1996. Sobre a implantação da fase sin-rifte em riftes continentais. In: Congresso Brasileiro de Geologia, 39, Salvador, 1996. Sociedade Brasileira de Geologia, Anais: 335-338.

19 Gontijo, G. A. 1988. Estudo de proveniência em arenitos da Bacia do Tucano, partes Sul e Central - Bahia. Ouro Preto, Universidade Federal de Ouro Preto, Dissertação de Mestrado não publicada, 97 pp.

20 Kiang, C. H.; Kowsmann, R. O. & Figueiredo, A. M. F. 1988. New concepts on the development of East Brazilian marginal basins. Episodes, 11 (3): 194-202.

21 Teisserenc, P. & Villemin, J. 1989. Sedimentary Basin of Gabon – Geology and oil systems. In: Edwards, J. D. & Santogrossi, P. A. (eds.), Divergent/passive margin basins. The American Association of Petroleum Geologists, Memoir, 48: 117-199.

22 Magnavita, L. P.; Davison, I. & Kusznir, N. J. 1994. Rifting, erosion, and uplift history of the Recôncavo-Tucano-Jatobá Rift, northest Brazil. Tectonics, 13 (2): 367-388.

23 White, C. D. 1913 .A new fossil plant from the State of Bahia; Brazil. American Journal of Sciences, 4th Series, 35 (210): 633-636.

24 Oliveira, P. E. de. 1939. Nota preliminar sobre os fósseis do nordeste da Baía (Coleção Melo Junior). Departamento Nacional da Produção Mineral, Divisão de Geologia e Mineralogia, Boletim, 103: 71-85, 10 figuras.

25 Melo Jr., J. L. de & Oliveira, P. E. de. 1939. Novas localidades fossilíferas do nordeste da Baía. Departamento Nacional da Produção Mineral, Divisão de Geologia e Mineralogia, Boletim, 103: 1-69, 2 mapas.

26 Carvalho, M. S. S. de 2002a. O gênero Mawsonia (Sarcopterygii, Actinistia), no Cretáceo das bacias Sanfranciscana, Tucano, Araripe, Parnaíba e São Luís. Universidade Federal do Rio de Janeiro, Instituto de Geociências, Programa de Pós-Graduação em Geologia Rio de Janeiro, Tese de doutorado não publicada, 177 pp.

27 Carvalho, M. S. S. de 2002b. Ocorrência de celacantos (Sarcopterygii, Actinistia) no Cretáceo Inferior da Bacia de Tucano In: Congresso Brasileiro de Geologia, 41, João Pessoa, 2002. Sociedade Brasileira de Geologia, Anais, 2: 56-57.

28 Silva Santos, R. da 1972. Peixes da Formação Marizal, Estado da Bahia. Tese de doutorado não publicada, Universidade de São Paulo, Instituto de Geociências, São Paulo, vii + 76 pp., 11 estampas.

29 Silva Santos, R. da 1985. Clupavus brasiliensis n. sp. (Teleostei, Clupeiformes) do Cretáceo inferior – Formação Marizal, Estado da Bahia. In: Departamento Nacional da Produção Mineral, Coletânea de Trabalhos Paleontológicos. pp. 155-159. Brasília.

30 Silva Santos, R. da 1990. Vinctifer longirostris Silva Santos, do Cretáceo Inferior da Formação Marizal, Estado da Bahia. Anais da Academia Brasileira de Ciências, 62 (3): 251-259.

31 Brazil, J. J. 1947. Resume of geologic reconnaissance of the north half of the Bahia sedimentary embayment, Northeast Bahia and west edge of Sergipe. Conselho Nacional do Petróleo, Relatório interno não publicado, 20, 29 pp.

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