Geoquímica Alerson Rodrigues Bezerra

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INSTITUTO DE QUÍMICA PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS - GEOQUÍMICA

ALERSON RODRIGUES BEZERRA

CALIBRAÇÕES EM GLACIOLOGIA: relação entre isótopos estáveis de O e H e temperatura do ar e identificação de origem de massas de ar por isótopos radiogênicos de Sr e Nd

NITERÓI 2016

ALERSON RODRIGUES BEZERRA

CALIBRAÇÕES EM GLACIOLOGIA: relação entre isótopos estáveis de O e H e temperatura do ar e identificação de origem de massas de ar por isótopos radiogênicos de Sr e Nd

Dissertação apresentada ao Curso de Pós- Graduação em Geociências da Universidade Federal Fluminense, como requisito parcial para a obtenção do Grau de Mestre. Área de Concentração: Geoquímica Ambiental.

Orientador:

Prof. Dr. Heitor Evangelista da Silva

NITERÓI 2016

UFF. SDC. Biblioteca de Pós-Graduação em Geoquímica

B574 Bezerra, Alerson Rodrigues.

Calibrações em glaciologia: relação entre isótopos estáveis de O e H e temperatura do ar e identificação de origem de massas de ar por isótopos radiogênicos de Sr e Nd / Alerson Rodrigues Bezerra. – Niterói : [s.n.], 2016.

149 f. : il. color. ; 30 cm.

Dissertação (Mestrado em Geociências - Geoquímica Ambiental) - Universidade Federal Fluminense, 2016.

Orientador: Prof. Dr. Heitor Evangelista da Silva.

1. Estrôncio. 2. Neodímio. 3. Isótopo estável. 4. Aerossol. 5. Antártida. 6. Produção intelectual. I. Título.

CDD 546.394

AGRADECIMENTO

Ao Professor Heitor Evangelista, pela orientação e confiança em dispor amostras deveras difíceis sob minha responsabilidade.

A CAPES pela bolsa de mestrado, a FAPERJ pela bolsa de mestrado aluno NOTA 10 e ao programa de Pós-Graduação em Geoquímica Ambiental - UFF.

Ao PROANTAR (Programa Antártico Brasileiro)/INCT-Criosfera pelo suporte financeiro e logístico.

Ao Laboratório de Geocronologia e Isótopos Radiogênicos (LAGIR) coordenado pelo professor Cláudio Valeriano, provendo os resultados da temática central deste trabalho, bem como todos os membros da equipe, dentre eles Gilberto Vaz, João Ricardo e Carla Neto pela dedicação cautelosa no tratamento das amostras e geração dos resultados.

Aos membros da pré-banca e banca, pelas contribuições e correções na dissertação de mestrado.

As professoras Carla Carvalho e Ana Luiza Spadano Albuquerque pelas experiências proporcionadas durante o período do mestrado.

A Elaine dos Santos pela sua contribuição sobre as bibliografias, metodologias analíticas, auxílio na elaboração de dados.

A Juliana Nogueira por suas contribuições com a análise dos resultados e referências bibliográficas, entre outros apoios de caráter extraordinário.

Ao Thiago Pinto, pela verificação das trajetórias e dados do Criosfera1.

A Renato Martins e Bruno Ximenes, pelos seus auxílios na confecção dos mapas de banco de dados e companhia em longas horas frente aos tratamentos dos dados.

Ao Newton Magalhães e Alexandre Castagna, por suas contribuições e auxílios imprescindíveis em softwares SIG.

A Alice Maria e Vitor Schwenck pelas diversas colaborações, principalmente nas atividades acadêmico-burocráticas.

Ao apoio da minha família, em especial da minha esposa Priscilla Gomes, de extrema importância na fase final da elaboração do material, a qual já conhecia os meandros tortuosos da academia.

RESUMO

Utilizando-se de isótopos de Sr e Nd como geotraçador de proveniência de material particulado sob a forma de poeira mineral dá informações a respeito das massas de ar que alcançam a Antártica central no presente, possibilitando a oferta de mais uma ferramenta nas interpretações de cunho ambiental e paleoclimático em escala global. Os resultados da variação dos isótopos de 18O e deutério com relação a temperatura no local do Criosfera 1 foram de –27 a -14,8ºC para o ano de 2012 e - 46 a - 25 ºC para o ano de 2013, na qual as funções para as curvas de calibração isotópica encontradas conferem taxas de 0,43 ‰ºC-13,28 ‰ºC-1 para δO18 e δD, respectivamente. Os valores de d apresentaram tendência esperada de maiores valores para menores temperaturas, sem a presença de anomalias. A linha meteórica da água local foi de δD (‰) = 7,67 δ18O(‰) -9,23, abaixo da linha meteórica global. Os resultados das razões isotópicas para Sr e Nd foram de 87 86 0,709929 < Sr/ Sr < 0,729392 e -33,7 < ƐNd < -14,6. As trajetórias de massa de ar verificadas apresentaram com maior expressão em composições padronizadas de transporte ao longo da costa leste da Antártica. Em menor expressão, massas de ar com passagem ou origem na América do Sul, seguida do continente australiano expõem as potenciais áreas-fonte correspondentes às assinaturas isotópicas dos locais comparados, considerando ambas como potenciais áreas fonte do material encontrado na neve Antártica. A assinatura isotópica encontrada no pacote de neve correspondente aos anos de 2013 e 2015 do Criosfera 1 evidencia fontes endógenas (Mawson East e Enderby Land) à Antártica e Australianas, baseado em valores de ƐNd específicos de ambas as fontes.

Palavras-chave: Estrôncio. Neodímio. Isótopos estáveis. Aerossol. Neve. Antártica.

ABSTRACT

Using Sr and Nd isotopes as particulate matter coming from geotraçador in the form of mineral dust gives information about the air masses reaching the central Antarctica at present, making it possible to offer an additional tool in the environmental nature interpretations paleoclimatic and globally. The results of the variation of the isotope 18O and deuterium with respect to the temperature Criosfera 1 site were -27 to - 14,8ºC for the year 2012 and - 46 to - 25 ° C for the year 2013, in which the functions for isotopic calibration curves found confer rates of 0.43 ‰ ‰ ° C-13,28 ° C-1 for δO18 and δD, respectively. The d values were expected trend towards higher values for lower temperatures, without the presence of anomalies. The meteoric line of local water was δD (‰) = 7.67 δ18O (‰) -9.23, below the global meteoric line. The results of isotopic ratios for Sr and Nd were 0.709929 <87Sr / 86Sr <0.729392 and -33.7 <ƐNd <-14.6. Verified air mass trajectories showed more expression standardized compositions of transport along the east coast of Antarctica. In lesser degree, air masses passing or origin in South America, followed by the Australian continent expose the potential source areas corresponding to the isotopic signatures of comparison sites, considering both as potential source areas of the material found in Antarctic snow. The isotopic signature found in 2013, and 2015 snow bundle of Cryosphere 1 shows endogenous sources (Mawson East and Enderby Land) to

Antarctica and Australasians, based on ƐNd values specific to both sources.

Keywords: Strontium. Neodymium. Stable isotopes. Aerosol. Snow. Antarctica.

LISTA DE FIGURAS

Figura 1 - Modelo de transporte de poeira para continente e oceanos. Os fatores que afetam estes processos são indicados entre parêntesis. "Presente" denota as fontes de poeira atuais. "Veg" e "SL" indicam fontes adicionais devido à redução da vegetação e a redução do nível do mar durante o LGM, respectivamente. As setas tracejadas ilustram os ventos de superfície perto das fontes de poeira...... 19

Figura 2 - Principais áreas desérticas do mundo com base na frequência (em dias) de emissão de poeira. Áreas em amarelo (7-21 dias) e marrom (21-31 dias) baseado em índice de absorção de aerossol (IAA). Setas azuis indicam os percursos típicos de transporte de poeira, com base na interpretação de imagens de satélites MODIS Terra e Aqua...... 20

Figura 4 - Correlação de temperatura com da estação de Neumayerδ18O entre 1981 e 2001...... 23

Figura 5 - Pressão média ao nível do mar (hPa) em 24 de fevereiro de 2016. Linhas azuis representam as frentes (ou massas) frias. Linhas vermelhas representam massas de ar quentes. H = alta pressão; L = baixa pressão...... 24

Figura 6 - Mapa geral com pontos do inventário de Sr/Nd...... 26

Figura 7 - Módulo do Criosfera 1 em fase de implementação (A) e visão traseira (B)...... 28

Figura 8 - Mapa do continente antártico (A) e perfil continental (B). As curvas de nível estão espaçadas em 1000 metros. Localização do módulo do Criosfera em vermelho. (B) O perfil na parte da figura representa um corte Oeste - Leste (identificado na figura A, reta tracejada) e mostra o perfil da superfície do continente (escala de elevação e de distância em metros). Traço o vertical preto correspondente à localização do Criosfera (aprox. 1300m de altitude)...... 30 Figura 9 - (A) Sensor de precipitação de neve; (B) instalação da placa marcadora de precipitação abaixo do sensor (11 de janeiro de 2012 no Criosfera 1); (C) Medição do pacote de neve de 2012; (D) Medição do pacote anual de neve de 2013; (E) Medição do pacote de neve do ano de 2015 para corte dos níveis. (F) Acondicionamento das amostras em marfinites...... 32 Figura 10 - Visão superior do esquema de coleta das amostras de 2015 ...... 33

Figura 11 - Eluição de amostras em coluna primária...... 37 Figura 12 - Resumo esquemático de eluição em colunas...... 37

Figura 13 - Deposição das amostras em filamentos de rênio...... 38 Figura 14 - Desenho esquemático da geração de íons por filamentos duplos em TIMS...... 39 Figura 15 - Evolução estimada de 87Sr/86Sr no manto superior com base na diferenciação em larga escala produzindo rochas continentais graníticas ocorrida em 3,0 Ga...... 44 Figura 16 - Tabela de nuclídeos com os isótopos de gadolínio, neodímio e samário, este último com 15% de abundância e meia-vida de 106Ga, produzindo os isótopos de 143Nd...... 46

Figura 17 - A evolução isotópica do Nd em um reservatório uniforme (CHUR)...... 47 Figura 18 - Razões isotópicas de Sr e Nd na identificação da matriz mantélica com hipotéticas hipérboles de mistura...... 49

Figura 19 - 143Nd/144Nd versus87Sr/86Sr e devidas áreas de matriz mantélicas ou crustais...... 50

Figura 20 - Domínios isotópicos de diferentes sub-regiões e materiais da Patagônia. SSVZ - Zona vulcânica sul; NSVZ- Zona vulcânica norte; AVZ - Zona vulcânica austral...... 50

Figura 21 - Ilustração do fracionamento isotópico para o O18...... 52 Figura 22 - Representação esquemática das mudanças na composição mineral de partícula de poeira e seu processamento na atmosfera...... 53

Figura 23 - Distribuição global da emissão de poeira anual média durante 20 anos (1979 - 1998) em unidades de kg-2 a -1. Os quatro quadrantes indicados por NHE (Hemisfério Norte), SAM (América do Sul), SAF (Sul da África) e AUS (Austrália)...55 Figura 24 - Distribuição da concentração vertical de poeira anual da América do Sul e Austrália para a Antártica em µ gm-3...... 56

Figura 25 - Modelo esquemático de densificação da neve, firn e gelo, conforme definido pela densidade. A profundidade dessas transições é altamente dependente de características específicas do local, tais como Temperatura média anual e acumulação de neve. Snow = neve; Ice = gelo...... 57

Figura 26 - A intensidade de espalhamento para a região de 0-20° de partículas de água de 1 µm em diferentes comprimentos de onda ...... 58

Figura 27 - Classificação de aerossois sobre o mar do Caribe em 26 agosto de 2010. A = marinho; B = Poeira; C = Continental Poluído; D = Continental Limpo; E = Poeira Poluída; F = Fumaça...... 60

Figura 28 - Cobertura de passagem do satelite CALIPSO. Aproximadamente 3 pontos/km. r=70 m do ponto de amostragem da matriz...... 61

Figura 29 - Razões de estrôncio e neodímio para o CR1.(com base em ƐNd )...... 66

Figura 30 - Gráfico de reservatório matriz. ƐNd = 0,512638 e ƐSr = 0,7045...... 66 Figura 31 - Sr-Nd para andina próxima a região equatorial, latitude (3-5°S). Sands/FGS –Areia/Sedimentos finos...... 68

Figura 32 - Sr-Nd para região andina ao sul do Salar de Uyuni (esquerda). Localização dos pontos das amostras sul-americanas e do Criosfera 1 em vermelho (direita)...... 69

Figura 33 - Sr-Nd para região dos pampas argentinos e resultados do Criosfera (esquerda). Localização dos pontos das amostras e do Criosfera 1 em vermelho (direita)...... 69

Figura 34 - Sr-Nd para região nordeste do Brasil com resultados do CR1 (esquerda). Localização dos pontos das amostras e de do CR1 em vermelho (direita)...... 70

Figura 35 - Sr-Nd para região da patagônia ao norte com resultados do Criosfera 1(esquerda). Localização dos pontos das amostras e de Criosfera em vermelho (direita)...... 70

Figura 36 - Sr-Nd para regiões do Centro-Oeste/Sudeste/Sul do Brasil com resultados do CR1(esquerda). Localização dos pontos das amostras e doCR1 em vermelho (direita)...... 71

Figura 37 - Sr-Nd para regiões ao Leste do Salar de Uyuni (Bolivia) com resultados do CR1(esquerda). Localização dos pontos das amostras e do CR1 em vermelho (direita)...... 71

Figura 38 - Sr-Nd para a região do Uruguai com resultados do CR1(esquerda). Localização dos pontos das amostras e do CR1 em vermelho (direita)...... 72

Figura 39 - Sr-Nd para regiões do Andes peruanos e arredores do lago Titicaca e resultados do CR1 (esquerda). Localização dos pontos das amostras e dCR1 em vermelho (direita)...... 72

Figura 40 - Sr-Nd para regiões da Patagônia Sul e resultados do CR1(esquerda). Localização dos pontos das amostras e do CR1 em vermelho (direita)...... 73

Figura 41 - Sr-Nd para região SAF1 com resultados do CR1 (esquerda). Localização dos pontos das amostras e do CR1 em vermelho (direita)...... 74

Figura 42 - Sr-Nd para região SAF2 com resultados do CR1 (esquerda). Localização dos pontos das amostras e do CR1 em vermelho (direita)...... 75

Figura 43 -Sr-Nd para região SAF3 com resultados do CR1 (esquerda). Localização dos pontos das amostras e do CR1 em vermelho (direita)...... 76

Figura 44 - Sr-Nd para região SAF4 com resultados do CR1 (esquerda). Localização dos pontos das amostras e do CR1 em vermelho (direita)...... 76

Figura 45 - Sr-Nd para região AUS2 com resultados do CR1 (esquerda). Localização dos pontos das amostras e do CR1 em vermelho (direita)...... 77

Figura 46 - Sr-Nd para região AUS2 com resultados do CR1 (esquerda). Localização dos pontos das amostras e do CR1 em vermelho (direita)...... 78

Figura 47 - Sr-Nd para região AUS 3 com resultados do CR1 (acima). Localização dos pontos das amostras e do CR1 em vermelho (abaixo)...... 78

Figura 48 - Sr-Nd para região AUS 4 com resultados do CR1 (acima). Localização dos pontos das amostras e do CR1 em vermelho (abaixo)...... 79

Figura 49 - Padrão de circulação dos ventos sobre as áreas emissoras Australianas...... 80

Figura 50 - Mapa do setor costal leste-oeste. Valor da legenda igual ao número de pontos de amostragem...... 81

Figura 51 - Composição isotópica de ƐNd para margens continentais, com destaque para a região antártica com valores abaixo de -32, referentes a Enderby Land...... 81

Figura 52 - (A) Sr-Nd de fontes Antárticas (testemunhos de gelo Old Dome C, Dome C, Talos Dome, Vostok) com resultados do CR1. (B) Aproximação de área gráfica destacada por linha pontilhada em (A)...... 82

Figura 53 - Direção do vento com áreas destacadas dos setores angulares indicando a direção do aporte do vento: N=Norte; O=Oeste; S=Sul; L = Leste (A). Velocidade do vento no Criosfera1 (B); dados brutos de deposição de neve (C); tendências (polinômio de grau 3) de vento e deposição de neve (D). Ano 2012...... 84 Figura 54 - Histograma do percentual das trajetórias correspondente às áreas fonte potenciais de Junho a Dezembro de 2012...... 86

Figura 55 - Retrotrajetórias de massas de ar com duração de 15 dias alcançando o CR1 à 1270m acima do nível do mar...... 86

Figura 56 - Retrotrajetórias de massas de ar com duração de 15 dias alcançando o CR1 à 1270m acima do nível do mar com origem na região australiana...... 88

Figura 57 - Retrotrajetórias de massas de ar com duração de 15 dias alcançando o CR1 à 1270m acima do nível do mar com origem na região australiana...... 88

Figura 58 - Retrotrajetórias de massas de ar com duração de 15 dias alcançando o CR1 à 1270m acima do nível do mar, maioria com origem na região australiana.....89

Figura 59 - Retrotrajetórias de massas de ar com duração de 15 dias alcançando o CR1 à 1270m acima do nível do mar...... 89

Figura 60 - Retrotrajetórias de massas de ar com duração de 15 dias alcançando o CR1 à 1270m acima do nível do mar, com dominância sul-americana...... 90

Figura 61 - Retrotrajetórias de massas de ar com duração de 15 dias alcançando o CR1 à 1270m acima do nível do mar com dominância antártica...... 90

Figura 62 - Retrotrajetórias de massas de ar com duração de 15 dias alcançando o CR1 à 1270m acima do nível do mar, evidenciando origens diferentes em conjuntos de massas de ar de continentes distintos...... 91

Figura 63 - Direção do vento e precipitação. Áreas destacadas combinadas de precipitação com direção do vento para 2013. Setores angulares indicam a direção do aporte do vento: N=Norte; O=Oeste; S=Sul; L = Leste...... 92

Figura 64 - Esquematização de entrada dos sistemas frontais em (A) e ventos de Sul com origem no platô em (B)...... 93

Figura 65 - Variação da deposição de neve e velocidade do vento durante o ano de 2013. Linha azul corresponde a média de vento anual...... 93

Figura 66 - Histograma do percentual das trajetórias correspondente às áreas fonte potenciais de Agosto a Dezembro de 2013...... 94

Figura 67 - Retrotrajetórias de massas de ar com duração de 15 dias alcançando o CR1, com diferentes altitudes das massas de ar (lado esquerdo) e dominância sul- americana (lado direito)...... 95

Figura 68 - Retrotrajetórias de massas de ar com duração de 8 dias pelo modelo meteorológico GDAS com origem australiana (lado esquerdo) e modelo Reanalysis com duração de 15 dias com massas de ar de origem sul-americana (lado direito)...... 95

Figura 69 - Retrotrajetórias de massas de ar com duração de 15 dias alcançando o CR1 a 1270m acima do nível do mar pelo modelo meteorológico Reanalysis. Lado esquerdo: dominância australiana. Lado direito: dominância africana...... 96

Figura 70 - Série temporal de velocidade do vento (superior), deposição de neve (meio) e direção do vento (inferior) do ano de 2015. Círculos à esquerda correspondem aos setores angulares de direção do vento. N=Norte; O=Oeste; S=Sul; E = Leste. Áreas verticais em destaque representam períodos da deposição de neve relacionados com a presença de ventos de leste e de sul...... 98 Figura 71 - Histograma do percentual das trajetórias correspondente às áreas fonte potenciais de Agosto a Dezembro de 2015...... 99 Figura 72 - Retrotrajetórias de massas de ar com duração de 15 dias alcançando o CR1 à 1270m acima do nível do mar com dominância antártica...... 99

Figura 73 - Retrotrajetórias de massas de ar com duração de 15 dias alcançando o CR1 à 1270m acima do nível do mar pelo modelo meteorológico Reanalysis. Trajetórias de contorno do domo no leste antártico...... 100

Figura 74 - Retrotrajetórias de massas de ar com duração de 15 dias alcançando o CR1 à 1270m acima do nível do mar pelo modelo meteorológico Reanalysis. Trajetórias de contorno do domo no leste antártico e massas de ar com passagem em Tierra del Fuego (superior e inferior)...... 100

Figura 75 - Retrotrajetórias de massas de ar com duração de 15 dias alcançando o CR1 à 1270m acima do nível do mar pelo modelo meteorológico Reanalysis. Trajetórias de contorno do domo no leste antártico (superior) e massas de ar de com passagem em Tierra del Fuego (inferior)...... 101 Figura 76 - Temperatura do ar, δD e δ18O e profundidade da neve. Ano 2012...... 102 Figura 77 - Temperatura do ar, δD e δ18O e profundidade da neve. Ano 2013...... 103 Figura 78 - Curvas de calibração isotópica de δD (superior esquerdo), δ18O (superior direito), de excesso de deutério(inferior esquerdo) e de δD x δ18O (linha meteórica da água local). CR1 2012-2013...... 104 Figura 79 - Valores da análise de regressão linear local para a relação entre a temperatura da superfície da neve e composição deδD e δO18. (a) Coeficiente de correlação entre temperatura e temperatura e δD. (b) Taxa de δD ‰ºC-1. (c) Coeficiente de correlação entre temperatura e temperatura e δO18. (d)Taxa de δO18 -1 ‰ºC . Ponto do Criosfera (84ºS)...... 105

Figura 80 - Emissões mais expressivas do ano de 2012. Altiplano Boliviano (Superior e intermediário). Austrália (inferior)...... 108 Figura 81 - Emissões mais expressivas do ano de 2013. Altiplano Boliviano e Pampa Argentino...... 109 Figura 82 - Emissões mais expressivas do ano de 2015. Pampa Argentino (abril) e Austrália (Novembro)...... 110

Figura 83 - Máscara de caracterização vertical (superior), sendo1= ar limpo, 2=nuvens, 3=aerossol, 4=camada estratosférica, 5=superfície, 6=subsuperfície, 7=totalmente atenuado, L=não/confiável. Classificação do tipo de aerossol (meio), sendo N/A=não aplicável, 1=marinho limpo, 2=poeira, 3=continental poluído, 4=continental limpo, 5=poeira poluída, 6=fumaça. Linha geográfica da caracterização (inferior)...... 111 Figura 84 - Máscara de caracterização vertical (superior), sendo1= ar limpo, 2=nuvens, 3=aerossol, 4=camada estratosférica, 5=superfície, 6=subsuperfície, 7=totalmente atenuado, L=não/confiável. Classificação do tipo de aerossol (meio), sendo N/A=não aplicável, 1=marinho limpo, 2=poeira, 3=continental poluído, 4=continental limpo, 5=poeira poluída, 6=fumaça. Linha geográfica da caracterização (inferior)...... 113

LISTA DE TABELAS

Tabela 1 - Massas de neve das amostras de 2012 e 2013...... 34 Tabela 2 - Configuração de coletores do espectrômetro de massa para os métodos Sm-Nd e Sr-Sr...... 40

Tabela 3 - Divisões do reservatório e teores do par isotópico Sr/Nd...... 48

Tabela 4 - Diferentes intervalos de resolução para diferentes faixas de altitude...... 60 Tabela 5 - Resultados de Sr e Nd para amostras de neve Criosfera1. (L) = liofiliazado, (F) = filtrado. Resultados de branco para Nd...... 64

Tabela 6 - Resultados Sr-Nd ano 2012...... 85 Tabela 7 - Relação dos sinais isotópicos dos anos de coleta com as regiões –fonte potenciais...... 85 Tabela 8 - Resultados de Sr-Nd ano 2013...... 94 Tabela 9 - Relação dos sinais isotópicos dos anos de coleta com as regiões –fonte potenciais...... 94

LISTA DE ABREVIATURAS

AUS Austrália Ca Cálcio CHUR Reservatório uniforme de condrítos (Chondritic Uniform Reservoir)

CR1 Criosfera 1 D Deutério d Deutério em excesso Eq Equação ETR Elementos terras raras GDAS Global Data Assimilation System GOME Global Ozone MonitoringEarth IAA Índice de Absorção de Aerosol K Potássio LAGIR Laboratório de Geocronologia e Radioisótopos LGM Last Glacial Maxima LIDAR Light Detection and Range LIL Litófilo de íons largos LREE Light Rare Earth Elements NCAR National Centers for Atmospheric Research NCEP National Centers for Environmental Prediction Nd Neodímio Rb Rubídio Re Rênio rpm Rotações por minuto SAF Sul da África SAM Sul América Sm Samário

SMOW Standart Mean Ocean Water Sr Estrôncio TOMS Total Ozone Mapping Spectrometry UGM Último Máximo Glacial UR Reserva Unifome (Uniform Reservoir) UV Ultravioleta δ18O delta oxigênio dezoito δD delta deutério 15

SUMÁRIO

1 INTRODUÇÃO...... 17 1.1 A CIRCULAÇÃO ATMOSFÉRICA ANTÁRTICA: CORRENTES DE OESTE (WESTERLIES) E A CONVERGÊNCIA DOS VENTOS...... 17 1.2 O TRANSPORTE DE MATERIAIS PARTICULADOS E A POEIRA MINERAL PARA A ANTÁRTICA...... 18 1.3 ISÓTOPOS RADIOGÊNICOS DE SR (ESTRÔNCIO) E ND (NEODÍMIO) NA ANTÁRTICA...... 20 1.4 ISÓTOPOS ESTÁVEIS DE OXIGÊNIO E HIDROGÊNIO (18O E 2D)...... 22 1.5 CIRCULAÇÃO ATMOSFÉRICA ANTÁRTICA...... 23 1.6 OBJETIVOS...... 25 1.6.1 Objetivos específicos...... 25 1.7 JUSTIFICATIVA...... 25 1.8 O PROGRAMA ANTÁRTICO BRASILEIRO...... 27 2 ÁREA DE ESTUDO...... 28 2.1 CRIOSFERA1...... 28 3 MATERIAIS E MÉTODOS...... 31 3.1 AMOSTRAS...... 31 3.2 TRATAMENTO FÍSICO E QUÍMICO DAS AMOSTRAS...... 33 3.2.1 Tratamento físico das amostras...... 33 3.2.1.1 Liofilização...... 33 3.2.1.2 Filtragem...... 34 3.2.2 Digestão química das amostras...... 35 3.2.3 Detalhamento do procedimento analítico: eluição em colunas de troca iônica e deposição em filamentos metálicos...... 36 3.3 ESPECTROMETRIA DE MASSA COM IONIZAÇÃO TÉRMICA (THERMAL IONIZATION MASS SPECTROMETRY-TIMS)...... 38 3.3.1 Metodologia para análise de Sr e Nd...... 39 3.4 ANÁLISE DOS ISÓTOPOS ESTÁVEIS (18O E DEUTÉRIO) ...... 40 3.5 TRAJETORIAS DE MASSAS DE AR...... 41 3.6 DADOS SATELITAIS - CALIPSO E METOP...... 41 4 BASE TEÓRICA...... 43 4.1 A GEOQUÍMICA DO SISTEMA Rb/ Sr...... 43

4.2 A GEOQUÍMICA DO SISTEMA Sm/Nd...... 44 4.3 RAZÕES ISOTÓPICAS DE 87Sr86Sr E 143Nd/144Nd COMO GEOTRAÇADORES...... 48 4.4 ISÓTOPOS ESTÁVEIS DE OXIGÊNIO E HIDROGÊNIO...... 51 4.5 TRANSFORMAÇÕES NO AEROSSOL MINERAL...... 53 4.6 EMISSÕES DE POEIRA MINERAL PARA ANTÁRTICA...... 54 4.7 DINÂMICA DE DEPOSIÇÃO DE NEVE...... 56 4.8 SENSORIAMENTO REMOTO NA IDENTIFICAÇÃO DE AEROSOL...... 57 4.8.1 Instrumento CALIOP- Cloud-Aerosol Lidar with Orthogonal Polarization...... 59 4.8.2 Índice de absorção do Aerossol (AAI – Aerosol Absorption Index)...... 61 5 RESULTADOS E DISCUSSÃO...... 63 5.1 RESULTADO GERAL DE Sr-Nd...... 67 5.2 COMPARAÇÕES CONTINENTAIS POTENCIAIS DO AEROSSOL MINERAL AO CRIOSFERA1...... 66 5.2.1 América do Sul...... 67 5.2.2 Sul da África...... 74 5.2.3 Austrália...... 77 5.2.4 Antártica...... 80 5.3 DINÂMICA DE DEPOSIÇÃO DE NEVE E MASSAS DE AR...... 83 5.3.1 Ano de 2012...... 83 5.3.2 Ano de 2013...... 91 5.3.3 Ano 2015...... 97 5.4 ISÓTOPOS ESTÁVEIS NA NEVE ANTÁRTICA (ΔD E ΔO18)...... 102 5.5 ÍNDICE DE ABSORÇÃO DE AEROSSOL (IAA)...... 107 5.6 SINAIS DE POEIRA MINERAL NA ANTÁRTICA: DADOS SATELITAIS CALIPSO...... 111 6 CONCLUSÃO...... 114 6.1 ISÓTOPOS ESTÁVEIS E DINÂMICA DE DEPOSIÇÃO DE NEVE...... 114 6.2 ASSINATURAS ISOTÓPICAS NO CR1 E MASSAS DE AR...... 114 6.3 DADOS SATELITAIS – METOPA/B E CALIPSO...... 116 7 REFERÊNCIAS ...... 118 8 APÊNDICE...... 124

1INTRODUÇÃO

O continente Antártico situado na região polar austral, tem em sua formação uma massa continental coberta por um manto de gelo cujo início se deu em torno de 45,5 milhões de anos (final do Eoceno) (EHRMANN et al., 1992), associados principalmente ao decréscimo das concentrações de CO2 (PAGANI et al., 2011), com isolamento do continente pelo surgimento da circulação oceânica circumpolar após a abertura da passagem do Drake (entre 25 e 30 milhões de anos) atuando como um fator adicional para a formação do gelo, constituindo hoje em uma camada de gelo continental com uma espessura máxima de 4776m.

A Antártica constitui em torno de 10% da área total do planeta, totalizando 13.829.430 km², dimensão quase do tamanho da América do Sul (14.280.000 km²). Dentro deste panorama físico as áreas livres de gelo correspondem a 0,32% (44.980 km²), com alguns afloramentos de rochas isoladas conhecidas como nunataks. O substrato rochoso é formado por rochas antigas com mais de 600 Ma (referentes ao Pré-cambriano) na parte da Antártica Oriental, enquanto que a parte Ocidental do continente é formada pelas Montanhas Transantárticas, constituídas de sequências de rochas sedimentares do paleozoico tardio ao mesozoico médio (400 a 200 Ma) distribuídos sobre granitos e gnaisses, praticamente dividindo os lados oriental e ocidental. Contudo, nesta parte do continente predominam rochas mesozoicas (251 Ma a 65 Ma) e cenozoicas (65Ma ao presente). Porém, há rochas mais antigas, com formações proterozóicas (2500 Ma a 542 Ma) e paleozoicas (542 a 245 Ma), como os Montes Ellsworth, alcançando a maior altitude do continente com 4892 m (JAMIESON; SUGDEN, 2008).

1.1 A CIRCULAÇÃO ATMOSFÉRICA ANTÁRTICA: CORRENTES DE OESTE (WESTERLIES) E A CONVERGÊNCIA DOS VENTOS

Os ventos de oeste são os ventos originados a partir de das regiões em que sistemas de baixa pressão frios de altas latitudes se deslocam para zonas de baixa pressão subpolares (KAROLY et al., 1989), gerando constantes westerlies. Os principais estudos relacionados com aoswesterlies se fundamentam na mudança,

em sentido equatorial, de sua posição e sua intensidade, refletindo na dinâmica do oceano austral, nos desdobramentos biológico tais como o aporte de nutrientes de origem continental. O aumento destes westerlies nos períodos glaciais são atribuídos pelo maior contraste de temperatura entre as massas de ar originadas nas latitudes altas, recobertas de gelo, e as massas de ar originadas em zonas de latitudes mais baixas, livres de gelo, contribuindo para o maior aporte de poeira mineral continental (JOUSSAME et al., 1993). Com relação aos eventos de emissão de poeira, estes ventos são responsáveis pela mobilização dos materiais particulados com origem nas regiões desérticas, principalmente da região de médias para altas latitudes na América do Sul. Do ponto de vista paleoclimático para o LGM (Last Glacial Máxima – Último Máximo Glacial), caso os westerlies tenham se posicionado mais ao norte durante o período glacial, a o conteúdo de poeira que alcançou o continente antártico nestes períodos pode ter origem em uma região mais restrita da América do Sul (GAIERO et al., 2007).

1.2 O TRANSPORTE DE MATERIAIS PARTICULADOS E A POEIRA MINERAL PARA A ANTÁRTICA

As áreas desérticas continentais em torno da Antártica são consideradas áreas emissoras de poeira mineral devido à intensidade dos ventos nestas regiões e suas características geomorfológicas. O tipo de consequência, fruto do transporte desta poeira, depende principalmente das suas propriedades químicas (teores de metais, por exemplo) e físicas, sendo a característica granulométrica mais importante para permitir sua suspensão e maior residência na atmosfera (MAHER et al., 2010; KNIPPERTZ et al., 2014). À medida que o conteúdo deste aerossol mineral é lançado em suspensão na atmosfera sobre os oceanos, relacionam o à produtividade primária, na qual a propriedade regulatória de fertilização do oceano é promovida pela poeira mineral rica em ferro (MARTIN et al., 1990). O restante do material que não é absorvido pelo oceano, combinados aos processos de transporte de longa distância na baixa atmosfera pela atividade eólica (EVANGELISTA et al., 2011) se dispersa e alcança outros continentes. A viagem de poeira mineral a partir de fontes para a neve ou testemunhos de gelo na Antártida, incluindo a emissão, transporte e processos de deposição é ilustrada na Figura 1.

Figura 1 – Modelo de transporte de poeira para continente e oceanos. Os fatores que afetam estes processos são indicados entre parêntesis. "Presente" denota as fontes de poeira atuais. "Veg" e "SL" indicam fontes adicionais devido à redução da vegetação e a redução do nível do mar durante o LGM, respectivamente. As setas tracejadas ilustram os ventos de superfície perto das fontes de poeira. Fonte: Adaptado de LI et al., 2010.

Do ponto de vista da relação entre a poeira e os ventos, esta é usada como um indicador da mudança nos padrões de circulação, identificando a assinatura isotópica de origem continental presente nos testemunhos de gelo antártico, nos quais os isótopos de Sr e Nd são caracterizados, com base nas razões isotópicas de 87Sr/86Sr e 143Nd/144Nd (BASILE et al., 1997; GROUSSET et al., 2005; DELMONTE et al., 2008 ). A presença das áreas desérticas classificadas na Figura 2 exemplificam as regiões de origem do material na forma de poeira mineral que são emitidas em escala global.

1.3 ISÓTOPOS RADIOGÊNICOS DE SR (ESTRÔNCIO) E ND (NEODÍMIO) NA ANTÁRTICA

No início da década de 90 a tentativa de reconstruir condições de transporte do LGM sobre a Antártica com base nos isótopos de Sr e Nd (e suas assinaturas isotópicas) encontrados na poeira mineral aprisionada nos testemunhos de gelo da área leste antártica, com maiores espessuras do manto de gelo (fornecendo um pacote maior de deposição) do testemunho Dome C correspondente ao período de 18 mil anos, a primeira evidência foi que o material possuía uma assinatura isotópica sul-americana, com uma possível presença do loess presente na Argentina (GROUSSET et al., 1992). Os loess são depósitos de partículas de quartzo (silte), acumulados pelo transporte eólico ocupando aproximadamente 10% da superfície do planeta (LANCASTER, 2009). Continuando a linha de pesquisa, Basile et al. (1997) considerou a queda do nível do mar durante a era glacial, culminando na exposição da plataforma continental sul-americana na região patagônica, cabendo por analisar os materiais presentes na plataforma continental sulamericana da costa atlântica sul. Ao analisar os estágios MIS (Marine IsotopicStage) 2, 4, e 6 de Vostok e Dome C, constatou que não havia diferenças significativas das assinaturas entre

os conteúdos do material particulado mineral encontrado nos três períodos glaciais analisados, justificada pelo fato das razões isotópicas do par estrôncio/neodímio apresentarem basicamente a mesma assinatura.

Baseando-se nas análises anteriores de Grousset et al. (1992), Basile et al. (1997), o grupo EPICA - European Project for Ice Coring in Antarctica - analisou um testemunho de gelo a 80 km do local de Dome C , sendo denominado como EPICA- Dome C (75º 06’S, 123°21’E), região do leste da Antártica com as maiores espessuras no manto de gelo. Os resultados dos pares isotópicos foram 0.708 87 86 < Sr/ Sr < 0,711 e 5<ƐNd(0) < +5, ilustrado na Figura 3, denotando uma assinatura praticamente semelhante ao comparar os testemunhos do platô do oeste antártico, evidenciando tambémque a poeira é derivada quase que exclusivamente do sul da América do Sul nos períodos glaciais, enquanto que a maior contribuição da Austrália é sugerida para os períodos interglaciais, amparados pelos modelos de simulação de circulação atmosférica combinados a condições de contorno como deposição de poeira, áreas desérticas e umidade do solo (LUNT et al., 2002).

Figura 3 - Comparação por 87Sr/86Sr e ƐNd entre dados da poeira do testemunho de gelo e assinaturas de potenciais áreas-fonte. Nesta figura os campos isotópicos para América do Sul, Nova Zelândia,Vales Secos Antárticos (Dry Valleys) e África do Sul. TA = Terre Adélie; NVL = Norte da Terra de Victoria (Northern Victoria Land). Fonte: Adaptado de DELMONTE et al., 2004. . À medida que os períodos glaciais eram estudados, no que tange aos períodos interglaciais, de acordo com amostras coletadas em regiões desérticas australianas com atividade intensa de suspensão de material particulado, dentre elas

a Bacia de Lake Eyre na região central da Austrália (28°22′S 137°22′L), foram constatadas a presença de materiais particulados com assinaturas australianas. Esta hipótese é sugerida não pelo reflexo direto de mudanças nas vias de transporte de poeira atmosferica, mas relacionada com o enfraquecimento diferenciado das fontes sul americanas frente à fonte australiana (REVEL-ROLLAND et al., 2006).

De fato, como visto anteriormente, a grande maioria da literatura cientifica aborda os estudos de proveniência de poeira mineral com base no par Sr-Nd do ponto de vista da paleoclimatologia, relacionando fontes de poeira e suas deposições em sítios glaciais. Em estudos mais recentes sobre o estudo de Sr e Nd na neve em outras áreas além do platô Antártico, Bory et al. (2010) ao analisar a neve depositada na ilha de Berkner, localizada no interior da plataforma de gelo sobre o Mar de Wedell, identificou a presença de assinaturas isotópicas bem distintas daquelas encontradas nos testemunhos do platô antartico oeste, correspondentes tanto aos périodos glaciais como de periodos interglaciais, sugerindo a presença de sinais endógenos, possivelmente dos afloramentos rochosos da costa leste e de outros afloramentos pontuais em determinados setores do manto de gelo, conhecidos como nunataks (DELMONTE et al., 2014).

1.4 ISÓTOPOS ESTÁVEIS DE OXIGÊNIO E HIDROGÊNIO (18O E 2D)

Para reconstrução das condições de temperatura a partir dos testemunhos de gelo, a técnica mais importante é medição das razões isotópicas de oxigênio e hidrogênio, cujas razões de 18O/16O e 2H/1H dependem da temperatura de condensação da neve. Se temperaturas maiores geram a evaporação da água composta dos isótopos mais pesados de cada elemento, as neves precipitadas no inverno são isotopicamente mais leves que as do verão, permitindo assim identificar variações na temperatura atmosférica, tanto de amostras de neve recente como em testemunho de gelo que remontam às condições glaciais e interglaciais (GOLDEMBER, 2009). As razões destes isótopos estáveis podem fornecer informações ambientais como a temperatura média anual, área-fonte da precipitação, taxa anual de acumulação de neve. Como exemplo de correspondência entre os referidos isótopos e a temperatura, é demonstrada de

acordo com a Figura 4, referente a estação de pesquisa Neumayer (70°40´S, 08°16´O) na região costeira de Dronning Maud Land foi obtida uma curva de correlação da temperatura eδ18O.

Figura 4 - Correlação de temperatura com da estação de Neumayerδ18O entre 1981 e 2001. Fonte: SCHOSLLER et al., 2004.

1.5 CIRCULAÇÃO ATMOSFÉRICA ANTÁRTICA

A circulação atmosférica antártica é dominada por uma frente circumpolar na latitude média 66°S, dominada por centros de baixa pressão. Em contrapartida as condições de alta pressão predominam no continente, cuja característica dos padrões ciclônicos são exemplificados na figura 8.

Os ciclones são gerados na região da frente polar antártica, os quais encontram dificuldades para adentrar o continente devido à barreira orográfica proporcionada pela cobertura de gelo (THOMSON; SOLOMONS, 2002).

As condições climáticas antárticas relativas a circulação atmosférica em torno do continente são estudadas em função dos gradientes de pressão que ocorrem no sentido sul-norte. Ao passo que as altas latitudes possuem maior presença de centros de altas pressões, as regiões costeiras são rodeadas por centros de baixa pressão. Esta variação tem como principal desdobramento a mudança da posição e no deslocamento do gradiente de pressão, fazendo com que as diferenças de pressão estejam mais restritas, em um gradiente meridional, mais próximas à costa, o que podem provocar, de acordo com Lynch et al. (2006), intensidades maiores dos ventos de oeste, aumentando as trocas de ar com o pacífico, bem como maior advecção de massas de ar quente às geleiras e plataformas do mar de Wedell, com a Península Antártica atuando como uma barreira natural.

1.6 OBJETIVOS

Identificar as massas de ar e suas possíveis origens, amparados pelo modelo HYSPLIT (Hybrid Single-Particle Lagrangian Integrated), utilizando as assinaturas isotópicas de estrôncio e neodímio dadas pelas razões de 87Sr/86Sr e 143Nd/144Nd presentes na neve depositada, em escala anual, na região central Antártica onde se localiza o Criosfera 1 (84°S). Os dados gerados neste trabalho são comparados com os dados de um inventário de Sr-Nd conforme Figura 6 tanto de rochas das áreas fontes como de pacotes de neve recente e particulados depositados em camadas de gelo na Antártica.

1.6.1 Objetivos específicos

 Correlacionar a temperatura com a variação dos isótopos estáveis δ18Oe δD no local do Criosfera1;

 Verificar eventos de emissão das áreas fontes-potenciais e o aporte de poeira mineral nas proximidades do Criosfera 1 com base em dados satelitais;

1.7 JUSTIFICATIVA

O conteúdo das poeiras minerais nas estratificações de gelo e neve antárticospodem retratar a dinâmica dos padrões de circulação atmosférica no Hemisfério Sul bem como das massas de ar que alcançam o continente. Consequentemente, aprofundar o conhecimento da relação entre as fontes continentais de poeira mineral e os sítios de deposição polar antárticos contribuirá de maneira significativa para a comunidade cientifica cuja temática de estudo é o conteúdo de elementos-traço, baseado em isótopos radiogênicos, presentes nos aerossóis na forma de particulado mineral. Aliado a este panorama, o Criosfera 1 está localizado uma área específica do continente ainda não estudada pela comunidade científica, fornecendo assim novas informações para a mesma, integrando-as aos bancos de dados existentes.

Do ponto de vista dos estudos meteorológicos e glaciológicos de novos sítios em ambientes polares, a temperatura se enquadra como um parâmetro fundamental sobre as relações entre atmosfera e criosfera, no qual os isótopos estáveis contribuem para as interpretações associadas aos processos físicos em diferentes locais do continente.

Figura 6 - Mapa geral com pontos do inventário de Sr/Nd.

1.8 O PROGRAMA ANTÁRTICO BRASILEIRO

O fato de o Brasil ter uma relação geográfica de proximidade com o continente Antártico pelo oceano Atlântico, remetendo as influências nas condições climáticas, o interesse na região austral conduziu ao Brasil no início da década de 80 a realizar a primeira operação antártica (OPERANTAR I) com o intuito de reconhecimento da região, suas caraterísticas geomorfológicas e oceanográficas visando o local de implementação da nova base, se concretizando no ano 1984 a instalação da EACF (Estação Antártica Comandante Ferraz) na Península Keller, Baía do Almirantado, Ilha Rei George, Ilhas Shetlands do Sul. A presença e a permanência do Brasil na região da península Antártica levou o Brasil às relações políticas internacionais, fazendo-se reconhecer as importantes contribuições dos conhecimentos científicos através da colaboração internacional na pesquisa científica realizada na Antártica.

A importância estratégica da Antártica, não só do âmbito de pesquisa, mas de ordem geopolítica e econômica, foram fatores determinantes para que o País aderisse aos principais tratados que norteiam as atividades no continente: o Tratado Antártico (1975), pautado em princípios básicos de liberdade para a pesquisa científica, a cooperação internacional para este fim e a utilização pacífica da Antártica; e o Protocolo de Madri, (Protocolo ao Tratado da Antártica sobre Proteção do Meio Ambiente com vigor em janeiro de 1998), assegurando a proteção ambiental sobre todas as atividades. Esta moratória tem uma vigência de 50 anos, ou seja, até 2048.

O PROANTAR (Programa Antártico Brasileiro) é regido por um conjunto de ministério que compõem a SECIRM (Secretaria Interministerial de Recursos do Mar). Os projetos de pesquisa que são contemplados pelo PROANTAR são selecionados de acordo com os vínculos destes com questões científicas, bem como da competência de seus idealizadores, ou seja, do pesquisador proponente. Por fim para as diretrizes de pesquisa são consideradas as iniciativas científicas apoiadas pelo Comitê Científico de Pesquisa Antártica SCAR (Scientific Committe on Antarctica Research).

2 ÁREA DE ESTUDO

2.1 CRIOSFERA1

Com o objetivo de dar continuidade às pesquisas em outras áreas do continente além da borda do continente (local da ECAF), o Criosfera1 é desenvolvido pelo Programa Antártico Brasileiro cujo objetivo é construir um laboratório do Brasil na Antártica no qual fosse possível fornecer, inicialmente, uma estrutura básica para as ciências atmosféricas (por exemplo, o monitoramento da química da atmosfera), voltados para o estudo da paleoclimatologia, desenvolvendo pesquisa de monitoramento meteorológico do ponto de vista da reconstrução climática, com base em testemunhos de gelo no setor oeste da Antártica. O projeto de construção do módulo foi concebido em parceria com a UERJ, a UFRGS e o INPE, suportado financeiramente pelo MCTI, Ministério da Ciência, Tecnologia e Inovação .

Figura 7 - Módulo do Criosfera 1 em fase de implementação (A) e visão traseira (B). Fonte: LARAMG/UERJ.

A área de estudo se encontra na região da Antártica Central (84.00° S, 79.49° W) localizada 500 km do pólo sul geográfico, no qual o módulo autônomo denominado Criosfera1 (CR1), demonstrado na Figura 7 entrou em atividade entre o

final de 2011 e início de 2012. Este local tem uma janela ocupacional de aproximadamente 15 dias durante o verão, cuja acessibilidade nesta região é favorável, visto que as condições de permanência no local são adversas, principalmente pelas correntes de ventos e nevascas que se intensificam com a aproximação do inverno.

A localização do módulo tem papel estratégico nos estudos glacioquímicos, na dinâmica entre a atmosfera-criosfera entre outros, comparadas as outras estações de pesquisa dispostas nas regiões periféricas do continente, com exceção de Amundsen-Scott, estação americana localizada bem próxima ao polo sul geográfico. O CR1 se encontra em uma região de aclive que se inicia na base do Mar de Weddell e se estende até o platô antártico em que recebe influência de ventos originados nos mares de Wedell e de Ross, este último com menos intensidade, aliado a característica topográfica do terreno que favorece a chegada os ventos com origem no platô antártico, cuja diferença de altitude entre os locais resulta na produção de ventos catabáticos (UDISTI et al., 2012).

A localização do CR1 de acordo com a Figura 8 está relacionada a diversos fatores, dentre eles:

 a logística peculiar para o acesso ao continente, além da janela de abertura limitada aos períodos mais quentes, cuja localidade é onde o Programa Antártico Brasileiro (PROANTAR) tem condições mínimas de acessá-lo, tendo a base de apoio da estação de pesquisa localizada na Geleira Union para realizar a infraestrutura de acesso  a área oeste Antártica orientada para o setor Central, visto que a área leste já é estudada pelos americanos (Amundsen-Scott) e Britânicos (McMurdo), além de ser um local com pouca influencia de atividade antrópica, aprimorando o objetivo da pesquisa com as características fidedignas do local.  a orografia da região é favorável as condições de recebimento das massas de ar superficiais que tem origem no platô antártico, bem como das massas de ar com origem nos oceanos, principalmente no mar de Wedell, resultando em regimes de precipitação diferentes das áreas costais e das regiões centrais.

A Península Terra de Terra de Antartica Mar de Dronning Enderby Maud Terra de Kemp Weddell Terra Coats Ilha ANTÁRTICA Berkner Terra de Plat. LESTE Plataforma MacRobertson Ronnie Amery

Mar de L Bellingshausen Terra de Princesa Montanha O Elizabeth Ellsworth Plataforma ANTÁRTICA Terra de Shackleton Mar de OESTE Wilhelm Amundsen II Plataforma Terra Ross de Victoria Terra Adélie Mar de Ross Terra Terra de Oates George V

O (m) L

O ambiente antártico, por ser afastado das fontes de poluição antropogênica, é ideal para a análise da circulação e do transporte global de componentes químicos e particulados tanto de origem natural ou gerados pelas atividades industriais que ocorrem nos continentes de latitudes mais baixas. Esses dados podem ser usados em modelos climáticos e de circulação atmosférica global.

3 MATERIAIS E MÉTODOS

3.1 AMOSTRAS

As amostras foram coletadas nas campanhas de visita ao módulo antártico (CRIOSFERA 1, 84°S; 79°O) nos anos de 2012, 2013 e 2015, acondicionadas em recipientes de polipropileno com capacidade volumétrica de 1,5L. Estas consistem em camadas de neve referentesa um ano de deposição em placas localizada abaixo de um sensor ultrasônico. Em relação ao ano de 2012, devido à problemas de mensuração da deposição neste ano por falta de energia no módulo, o período do pacote de deposição efetivo é indefinido. Para o ano de 2013, as neves são referentes ao período compreendido entre agosto de dezembro. Para o ano de 2015 o período de deposição refere-se entre os meses de outubro e dezembro. Entende- se por pacote de deposição efetivo o que restou do acúmulo durante o ano, visto que a dinâmica dos ventos também tem a capacidade de retirar o material depositado anteriormente.

As amostras foram retiradas de um conjunto de placas brancas, totalizando dimensões de 166 cm x 80 cm imediatamente abaixo do sensor de precipitação de neve conforme Figura 9B.Este sensor de acumulação de neve (Figura 9A) foi instalado com o objetivo de se avaliar em tempo quase-real o regime de deposição de neve na região da latitude 84oS. O modelo de equipamento utilizado é o SR50A produzido pela Campbell Scientific, Inc., um dispositivo que emite ondas sonoras na faixa de 50 kHz (faixa do ultrassom). O SR50A determina a distância até a superfície de neve/gelo a partir da emissão de pulsos de ultrassom e detecta o sinal de retorno que é refletido pela superfície. O intervalo de tempo entre a transmissão do sinal e a detecção de seu retorno ao sensor é a base para a obtenção da distância real e, consequentemente, da deposição efetiva.

A B

C C D

E F

Figura 9 - (A) Sensor de precipitação de neve; (B) instalação da placa marcadora de precipitação abaixo do sensor (11 de janeiro de 2012 no Criosfera 1); (C) Medição do pacote de neve de 2012; (D) Medição do pacote anual de neve de 2013; (E) Medição do pacote de neve do ano de 2015 para corte dos níveis. (F) Acondicionamento das amostras em marfinites.

Para os anos de 2012 e 2013, os pacotes de deposição foram coletados com espessuras de 10 cm divididos em dois níveis, resultando em 11 amostras para cada ano. Para o ano de 2015 foram coletadas 60 amostras, divididos em cinco níveis de espessura. Os 4 primeiros níveis possuem 10 cm de espessura e último nível 15 cm, conforme demonstrado na Figura 10.

Leste 12 09 06 03 Norte 11 08 05 02 Sul 10 07 04 01

Oeste

Figura 10 - Visão superior do esquema de coleta das amostras de 2015. Abaixo de cada valor a sequencia segue com intervalos de 12. Nível 1: amostras de 01 a 12; Nível 2: 13 a 24; Nível 3: 25 a 36; Nível 4: 37 a 48; Nível 5:: 49 a 60

3.2 TRATAMENTO FÍSICO E QUÍMICO DAS AMOSTRAS

A metodologia empregada para as análises químicas de estrôncio e neodímio é basicamente constituída de três etapas: digestão química, visando abertura dos materiais silicáticos; eluição em colunas de troca iônica, separando os analitos de interesse; espectrometria de massas, obtendo as razões dos isótopos 87Sr/86Sr e 143Nd/144Nd. A importância da etapa de tratamento químico além da separação dos elementos de interesse se dá pelo fato de evitar as interferências isobáricas associadas aos elementos de interesse. Como se trata de uma analise em função da massa do isótopo, uma boa separação dos elementos de interesse conjuntamente com a obtenção de brancos é importante para obter uma boa precisão (LI et al., 2007). A preparação das amostras foi realizada no quartos limpos, com classificação Class 100 (<100 partículas / ft³ de ar) ,com pressão de ar positiva e filtragem de ar duplo-HEPA.

3.2.1 Tratamento físico das amostras

3.2.1.1 Liofilização

Primeiramente as amostras de gelo dos anos de 2012 e de 2013 foram conduzidas a um liofilizador, a fim de retirar por sublimação o conteúdo de gelo, restando somente no recipiente os materiais particulados, partindo da premissa que partículas não evaporam. Como as concentrações dos elementos desejados em amostras de gelo da antártica central contem teores muito baixos de aerossol mineral, quanto menor o manejo da amostra em si, mais se preservam as

características originais da amostra. O tempo de liofilização de cada amostra foi aproximadamente 60h (2 dias e ½), com condições de p = 0,018 mbar e faixa de T = [-109 a -87] °C. Os conteúdos de neve liofilizados apresentaram volumes variando de 900mL a 1500mL aproximadamente, correspondendo a massas de neve de 391 a 678g, conforme tabela 1.

Tabela 1 - Massas de neve das amostras de 2012 e 2013 ANO Pote AMOSTRA Massa neve + Pote (g) Neve (g) (g) TESTE 2013 - - - SNPT_1 2013 719 74 645 SNPT_2 2013 612 74 538 SNPT_3 2013 707 74 633 SNPT_4 2013 669 74 595 SNPT_5 2013 682 74 608 SNPT_6 2013 720 74 646 SNPT_7 2013 723 74 649 SNPT_8 2013 678 74 604 SNPT_9 2013 720 74 646 SNPT_10 2013 691 74 617 SNPT_11 2012 465 74 391 SNPT_12 2012 639 74 565 SNPT_13 2012 647 74 573 SNPT_14 2012 605 74 531 SNPT_15 2012 635 74 561 SNPT_16 2012 601 74 527 SNPT_17 2012 574 74 500 SNPT_18 2012 543 74 469 SNPT_19 2012 752 74 678 SNPT_20 2012 709 74 635 SNPT_21 2012 735 74 661

3.2.1.2 Filtragem

A etapa de filtragem foi empregada em razão das dificuldades analíticas de mensuração do Nd verificadas nas primeiras análises, na tentativa de concentrar mais particulados, filtrando mais de uma amostra em cada filtro, em paralelo aos defeitos apresentados no liofilizador. Frente tais condições adversas as amostras

foram conduzidas a filtração em membranas de policarbonato Nuclepore (Whatman, D= 47mm; porosidade de 0,45 µm) com auxílio de bomba de sucção. Devido ao diâmetro da porosidade da membrana ser muito baixo, a saturação dos poros conduzia à tempos de filtração em torno de 2h. A utilização de filtros com porosidade supracitada deve-se à variação da granulometria do material que alcança regiões internas do continente, com faixa <1µm (BECAGLI et al., 2012), apesar de faixas de maior tamanho serem verificadas em testemunhos de Talos Dome de 0,7 a 20µm (DELMONTE et al., 2010). Dentre a grande maioria dos estudos de particulados minerais em neveantárticos, são utilizados membranas com poros de 0,4µm de diâmetro (BORY et al., 2010; DELMONTE et al., 2010). As amostras filtradas correspondem a um conjunto de 3 amostras de neve(SNPT_11, SNPT_12, e SNPT_17referentes ao ano de 2012 (denominada Comp1), 4 amostras (SNPT_2, SNPT_5, SNPT_6 e SNPT_9) referente ao ano de 2013 (denominada Comp2) e 25 amostras de gelo referentes ao ano de 2015. Para este ultimo ano, cada filtro contém 5 amostras de neve em sequencia vertical do pacote de deposição, resultando em 5 amostras de filtro (CRIO_4, CRIO_5, CRIO_7, CRIO_8, CRIO_11), ou seja, a amostra CRIO_4, por exemplo, consiste em todas as amostras correspondentes à sua coluna de deposição no pacote de neve, esquematizada na figura 10 (amostras 4, 16, 28, 30, 42).Os conteúdos das amostras de 2015 em volume de líquido variaram de 150mL a 200 mL para os níveis de neves correspondente aos níveis de 10 cm, e de 200 a 250 mL para os níveis de 15 cm. Os filtros foram previamente lavados com HCl 1N deixando em repouso por 1 dia e, posteriormente, lavadoscom água miliQ. Para as amostras Comp1 e CRIO_8, em razão do tempo das foram necessários 2 filtros, sendo então realizados os brancos com 2 filtros.

3.2.2 Digestão química das amostras

Após a liofilização, a amostra foi devidamente conduzida a abertura química com HNO3 6N e HF (48% P.A.) por aproximadamente 3 dias, para digestão da amostra e abertura do material silicático. Após a evaporação da solução, foram adicionados HCl 6N (obtendo os íons disponíveis na forma de cloretos) e

condicionados em placa de aquecimento. Após esta etapa, as amostras foram eluídas em colunas de troca iônica. Para as amostras filtradas se seguiu basicamente o mesmo procedimento, mas como a digestão dos filtros apresentou resíduos, os materiais particulados em suspensão, oriundos da fragmentação da membrana após a etapa de digestão, foram então centrifugadas em 1500 rpm por 15 minutos. Esta etapa é importante para que os resíduos não sejam eluídos nas colunas de troca iônica, gerando problemas posteriores no fluxo das soluções eluídas e contaminações em amostras posteriores. A separação e purificação dos elementos de interesse (Sr e Nd) é realizada por eluição, através de duas fases de colunas de troca iônica. A primeira etapa é comum a ambos os sistemas (Rb-Sr e Sm-Nd) e serve como um método de extração preliminar de Rb, Sr e elementos terras-rara. O segundo estágio da coluna tem a finalidade de separar o Sm do Nd (VIERIAULT, 1990).

3.2.3 Detalhamento do procedimento analítico: eluição em colunas de troca iônica e deposição em filamentos metálicos

Ao obter as amostras, como se trata de um material em baixa quantidade, ao Savillex que contém o analito, foram adicionados 1,0 mL de HCl 2,5 N para iniciar a eluição. Inicialmente são adicionados à coluna de separação primária BIORAD AG50W-X8 resin (100–200 mesh) demonstrada na figura 11, uma resina catiônica - forte onde o grupo funcional é o sultfito (-SO3 , do qual se obtém os isótopos de Sr) 10,0 mL de HCl 2,5N para equilibrar a coluna. Em seguida foi adicionado 1,0 mL da amostra. Seguida pela adição de 3,0 mL de HCl 2,5 N e, posteriormente, mais três alíquotas de 7,0mL para retirada de outros íons que não são de interesse. Ao adicionar 8,0 mL após todo o procedimento descrito anteriormente, foi coletada a alíquota. Dando continuidade foram adicionados 3,0 mL do mesmo ácido em mesma concentração, sendo descartados. Por fim, foram adicionados 15,0 mL de HCl 6N e a alíquota recolhida para o procedimento de separação dos elementos terras raras (ETR), conduzidos previamente à chapa de aquecimento para evaporação da solução durante 1 dia.

Figura 11 - Eluição de amostras em coluna primária. Após a evaporação da ultima alíquota recolhida na coluna primária, foram adicionados ao material restante 200µL de HCl 0,18N, sendo vertidos na coluna de separação secundária Eichrom LN-specresin (150 mesh), pérolas/esferas de teflon impregnadas com ácido fosfórico di-etilexil (HDEHP), previamente equilibrada com eluição de 3,0 mL de HCl 0,18N. Em seguida foram adicionadas três alíquotas de 200µL e em seguida 9mL de HCl de mesma concentração. Para obtenção dos elementos terras raras, são eluídos 2,0 mL do mesmo ácido em mesma concentração, sendo esta alíquota coletada e evaporada em chapa de aquecimento conforme figura 12.

Figura 12 - Resumo esquemático de eluição em colunas. Fonte: Adaptado de DELMONTE et. al, 2012.

Obtidos os elementos de interesse em recipientes de Teflon inertes (Savillex) distintos, as amostras a serem ionizadas são depositadas sobre um filamento metálico de Rênio (Re) previamente limpo e degaseificado. As extremidades do filamento foram seladas com parafina (parafilm), em corrente de 1A, para não permitir a perda da amostra pelas laterais, fazendo com que esta se mantenha em

uma seção determinada. Em seguida, com auxílio de pipeta automática com 3 estágios, coletou-se 3,0 µL de H3PO4 1N para coleta da amostra, atuando como solubilizador e ativador iônico (VALERIANO et al., 2008). Ao recolher esta mesma alíquota, foi depositada no filamento previamente anexado a um amperímetro, levado a corrente de 1,5 A para secagem da amostra no filamento, sendo rapidamente secado e levado ao “rubro”, com amperagem de 2,0 a 2,5 A (Figura 13). Os procedimentos descritos foram conduzidos com base nas metodologias propostas por Basile et al. (1997) e Gioia et al. (2010) modificado, em que se estendeu o tempo de digestão proposto.

Figura 13 - Deposição das amostras em filamentos de rênio. Fonte: LAGIR/UERJ.

3.3 ESPECTROMETRIA DE MASSA COM IONIZAÇÃO TÉRMICA (THERMAL IONIZATION MASS SPECTROMETRY-TIMS)

A técnica de análise de espectrometria de massa por ionização térmica durante as últimas décadas tem se mostrado a forma mais precisa de análise de elementos terras rara, no caso o Nd e suas razões isotópicas, no qual se mostra mais difícil de mensurar por ICP-MS. Tal técnica é capaz de analisar concentrações de neodímio de 50 ng (LI et al., 2007) a 1 ng em espectrômetros otimizados (BORY et al., 2010).

3.3.1 Metodologia para análise de Sr e Nd

A configuração dos coletores conforme tabela 2, foram realizados em modo estático com copos de Faraday. Ao iniciar a corrida analítica um ajuste de sinal denominado peakcenter era previamente aplicado para melhorar a acurácia do sinal lido no “maior sinal”, ou melhor, naquele em que há maior resposta, o que tecnicamente consiste em trocar os feixes de íons para a multiplicadora de elétrons. Os filamentos metálicos são aquecidos a altas temperaturas por correntes elétricas. No caso os filamentos utilizados são duplos, sendo que um tem a função de emitir o analito por evaporização enquanto o outro de ionizá-lo, como disposto na figura 14. A eficiência de ionização para determinado elemento químico varia em função do tipo de filamento utilizado, ou da função de trabalho (“workfunction”) e do potencial de ionização I do elemento desejado. A função de trabalho é definida na teoria clássica como a energia necessária para que um elétron possa vencer a barreira potencial e ficar livre do metal no vácuo, enquanto que o potencial de ionização é definido como a energia mínima necessária para arrancar um elétron de um átomo (SATO; KAWASHITA, 2002).

Figura 14 - Desenho esquemático da geração de íons por filamentos duplos em TIMS. Fonte: SATO; KAWASHITA, 2002.

No caso do Sr o filamento de evaporação é submetido a uma corrente de 1800 – 2300 mA, permanecendo o filamento de ionização constante a uma corrente de 3200 mA. Para Nd foi utilizado um arranjo de oito coletores Faraday e um conjunto de 160 ciclos. O filamento de evaporação é submetido a uma corrente de

1800 - 2300mA, já o filamento de ionização permanece fixo a uma corrente de 4500 mA. Os valores determinados para os filamentos de ionização garantem que haja a dissociação de moléculas de oxigênio que possam interferir na análise, assegurando a leitura do Sr e do Nd sob forma de metal, e não de óxido (THRILWALL, 1991; GABRIELLI et al., 2006). As razões isotópicas obtidas 87Sr/86Sr e 143Nd/144Nd são normalizadas com o valor de razão natural 88Sr/86Sr = 8,3752 e 146Nd/144Nd = 0,7219, respectivamente, para correções de fracionamento de massa. As médias das razões 87Sr/86Sr e 143Nd/144Nd para o padrão NBS987 e 143Nd/144Nd para o padrão JNdi-1 noLAGIR são, respectivamente: 0,710235 ± 9, 0,512115 ± 6. A concentração dos brancos de Nd está abaixo de 1000 pg, com média de 500 pg (VAZ et al., 2009), garantindo a certificação das análises espectrométricas.

Por conveniência na interpretação dos resultados, os dados dos isótopos de Nd são reportados em unidades de εNd, no qual 143 144 4 εNd=[[143Nd/144Nd(mensurado)/ Nd/ Nd (CHUR)]−1) .10 ]. O valor de CHUR (Chondritic Reservior Uniform) corresponde a 0,512638 (JACOBSEN; WASSERBURG, 1980).

Tabela 2 - Configuração de coletores do espectrômetro de massa para os métodos Sm-Nd e Sr-Sr Métodode detecção L4 L3 L2 L1 Central H1 H2 H3 isotópica Nd 142Nd 143Nd 144Nd 145Nd 146Nd 147Sm 148Nd 150Nd Sr 84Sr 86Sr 87Sr 88Sr

3.4 ANÁLISE DOS ISÓTOPOS ESTÁVEIS (18O E DEUTÉRIO)

As razões isotópicas dos referidos isótopos foram analisadas em dispositivo Micromass Multprep, acoplada a um espectrômetro de massa com precisão de 0,005%. Os dados são apresentados em delta (δ), relativo ao padrão das águas oceânicas VSMOW (Viena Steard Mean Ocean Water). O pacote anual de deposição coletado (21 amostras) com resolução de 1 cm para os ano de 2012 e 2013. Estas razões serão equacionadas com as medidas de temperatura do ar,

obtidos por sensores dispostos na superfície, verificando a relação dos isótopos com a temperatura.

3.5 TRAJETÓRIAS DE MASSAS DE AR

Com o auxílio de modelos de circulação atmosférica é possível identificar as trajetórias das massas de ar que alcançam o local de amostragem, carreando os elementos-traço em questão. O modelo de circulação atmosférica utilizado é o NOAA/HYSPLIT Model - Hybrid Single-Particle Lagrangian Integrated-, baseando-se em um sistema híbrido entre as aproximações Euleriana e Langrangiana, obtendo os produtos de retrotrajetórias da plataforma online (DRAXLER; HESS, 1998) e versão 4.0 do software(desktop). Sobre o ponto de coleta (módulo do Criosfera1) foram calculadas as retrotrajetórias em modalidade ensemble com durações de 334 horas (aproximadamente 14 dias)e 192 horas (8 dias) com base na literatura em que os valores mínimos para os transportes de longa distância correspondente a 10 dias (LI et al., 2010; BORY et al., 2010), com grid de resolução de 2,5º x 2,5º, altitude a 1270 m a. n. m., baseado nos modelos meteorológicos global NCEP/NCAR (Reanalysis) e no modelo GDAS, para os períodos de deposição de neve estudados durante os anos de 2012, 2013 e 2015, conforme resultados expostos na seção 5.

3.6 DADOS SATELITAIS - CALIPSO E METOP

Dentre os dados satelitais que avaliam a composição do material em suspensão na atmosfera, na tentativa de observação dos materiais particulados que aportam o local de estudo na forma de aerossol, os dados oriundos do satélite CALIPSO (Cloud- Aerosol LidareInfrared Pathfinder Satellite Observations), produto LIDAR Level 2 - 5km AerosolLayer. LIDAR -Light DetectionandRanging-, é um método de sensoriamento remoto que usa a luz na forma de um laser pulsado para medir distâncias variáveis da Terra. Esses impulsos de luz combinados com outros dados gravados pelo sistema aerotransportado geram informação precisa, tridimensional, sobre a forma da Terra e as suas características de superfície. Este satélite dentre os diversos produtos disponíveis, tem a capacidade de definir e classificar um perfil vertical de 5kmsobre o conteúdo do aerossol na atmosfera

(POWELL et al., 2013). Os períodos verificados compreendem os períodos de deposição descritos na seção 3.1 O Índice de Aerossol Absorvente (AAI) indica a presença de aerossóis com elevadas taxa de absorção na atmosfera da Terra. Os principais tipos de aerossóis percebidos, influindo no valor deste índice, são poeiras desérticas e materiais frutos da queima de biomassa. Este valor é derivado das reflectâncias medidas pelo instrumento GOME-2 (Global Ozone MonitoringEarth) entre 340 e 380 nm, na faixa do ultravioleta. Com estes dados satelitais é possível identificar eventos de emissão de poeira em escala global com resoluções mensais ou diárias (TILSTRA et al., 2010). Os períodos verificados compreendem os períodos de deposição da neve descritos na seção 3.1.

4 BASE TEÓRICA

4.1 A GEOQUÍMICA DO SISTEMA RB/ SR

Os elementos de rubídio (Rb) e estrôncio (Sr) fazem parte dos grupos alcalinos e alcalinos terrosos, respectivamente. Fatores como o raio iônico dos elementos em questão acabam por permitir a interação destes com outros do mesmo grupo da tabela periódica, tal como o Rb (1,48 Å) e K (1,33 Å), o Ca (0,99 Å) e Sr (1,13 Å) (LEE, 2003). As interações entre Rb e Sr ocorrem nas substituições destes elementos nos minerais durante os processos de intemperismo e formação da rocha. Durante a cristalização fracionada dos magmas, o Sr tende a se concentrar nos plagioclásios (substituindo o Cálcio [Ca], de raio iônico e carga semelhante), enquanto Rb tende a permanecer no líquido residual, por sua afinidade com o Potássio (K) (BORBA et al., 1999). A homogeneização isotópica de Sr, que se processa em uma cristalização fracionada ou evento metamórfico em temperaturas superiores a 300-350 ºC,é o resultado da migração de Sr entre as fases minerais. Ao atingir temperaturas inferiores não há mais troca entre as fases, resultando em uma razão de 87Sr/86Sr característica de tal evento, visto que o isótopo 86Sr permanece constante na rocha. Rubídio e estrôncio apresentam um comportamento geoquímico diferente, os tornando fortemente fracionados dentro na crosta e no manto. Rubídio é um litófilo de íons largos (LIL – LargeIonLitophile), mais incompatível do que o estrôncio. Portanto, este é mais concentrado na crosta em relação ao manto, explicando assim as diferentes taxas de evolução do Sr nestes dois reservatórios: rochas da crosta terrestre com alta razão 87Rb/87Sr adquirem alta razão de87Sr/86Sr no decorrer do tempo, enquanto no manto superior são depletados (figura 15). A crosta continental começou a se formar em torno de quatro bilhões de anos atrás pela diferenciação interna do manto e tornou-se cada vez mais enriquecido no isótopo radiogênico87Sr, em contraste com o menor aumento de 87Sr/ 86Sr no manto superior. O Sr atual no manto tem menor razão 87Sr/86Sr e é isotopicamente mais homogêneo que o estrôncio que residia na crosta continental por longos períodos de tempo.

Meteorito

Evolução do Rb no manto depletado

Figura 15 - Evolução estimada de 87Sr/86Sr no manto superior com base na diferenciação em larga escala produzindo rochas Gacontinentais antes do presentegraníticas ocorrida em 3,0 Ga. Fonte: Adaptado de ROLLINSON et al., 1993.

Considerando que os processos geológicos destroem e alteram as rochas, a base inicial da razão de 87Sr/86Sr é em torno de 0,702 a 0,706, com média de 0,704 (KRAUSKOPF, 1979), a partir de análises de basaltos e gabros de ambientes oceânicos, provendo materiais de origem direta do manto, com certa contaminação do material crustal continental, mostrando uma heterogeneidade significativa dentro de um intervalo restrito de 87Sr/ 86Sr, implicando que algumas partes foram depletadas em relação ao Rb para o Sr, enquanto outras partes foram provavelmente menos depletadas. Baseados em padrões de meteoritos e amostras lunares, a razão inicial de 87Sr/86Sr da Terra é em torno de 0.69897±0.00003 (MCCULLOCK; BLACK, 1984).

4.2 A GEOQUÍMICA DO SISTEMA Sm/Nd

Neodímio (60Nd) e Samário (62Sm) pertencem ao grupo dos elementos terras- raras, grupo IIIB no 6º período da tabela periódica. Este grupo tem como característica opreenchimento sucessivo do antepenúltimo nível de energia, 4f. A configuração eletrônica deste varia da estrutura [Xe] 5d1 6s2 4f0, no lantânio (57La) que precede a série ao lutécio (71Lu) com estrutura [Xe] 5d1 6s2 4f14.

A soma das três primeiras energias de ionização é baixa, este fato favorece aformação de íons trivalentes (M+3) pelo envolvimento dos dois elétrons do orbital “s” e um elétron do orbital “d” do último nível energético, portanto esses elementos possuem caráter iônico, são altamente eletropositivos e reativos (LEE, 2003). O neodímio e o samário são terras-raras leves (LREE), geralmente de carga +3 e cujos raios iônicos medem 1,08Å e 1,04Å respectivamente. Para os lantanídeos o tamanho do raio iônico varia inversamente com o aumento do número atômico, por esta razão este grupo de elementos é posicionado a parte da tabela periódica. As propriedades química e física de um elemento dependem do tamanho de seu raio iônico e sua carga (valência). O neodímio e o samário têm raios iônicos muito próximos e possuem carga iônica semelhante (M+3) que os tornam elementos praticamente isoquímicos. Portanto seus comportamentos químicos são idênticos, ao contrário dos outros sistemas, Rb-Sr, K-Ar, U-Pb e Th-Pb, onde os elementos possuem comportamentos químico e físico diferentes. O fato dessas propriedades serem muito similares resulta que as razões Sm/Nd em minerais e rochas terrestres variam somente entre 0,1 e 0,5. Geralmente não ocorrem valores de razões Sm/Nd fora desses limites, ou seja, não ocorre extensiva separação entre Sm e Nd em nenhum processo geológico (FAURE, 1986). Fisicamente, a diferença de menos de 4% em seus raios iônicos é responsável pelo fracionamento desses elementos nos processos de diferenciação magmática e cristalização fracionada. Durante a diferenciação magmática a distribuição da razão Sm/Nd entre a fase cristalina e a fase fundida é diferente, o Sm tende a ser mais concentrado na fase cristalina, enquanto o Nd tende a ser concentrar na fase fundida (DEPAOLO; WASSERBURG, 1976).

Com o passar do tempo geológico, átomos de 147Sm decaem para átomos de 143Nd, então a razão 147Sm/144Nd diminui e a razão 143Nd/144Nd aumenta.

O neodímio tem sete isótopos estáveis e o samário também possui sete isótopos conforme figura 16,porém cinco são radioativos. O isótopo 147Sm decai para o isótopo 143Nd estável pela emissão espontânea de uma partícula alfa (α) segundo a equação de decaimento:

147 143 4 Sm Nd + α2 + Q (Eq. 1)

No entanto, o objetivo deste trabalho não tem foco na determinação geocronológica dos elementos-traço, mas sim na assinatura isotópica com base na razão natural 143Nd/144Nd, que por sua vez tem relação direta com o decaimento do sistema Sm/Nd.

Figura 16 - Tabela de nuclídeos com os isótopos de gadolínio, neodímio e samário, este último com 15% de abundância e meia-vida de 106Ga, produzindo os isótopos de 143Nd.

Rochas na Terra são extremamente variáveis em sua composição isotópica e uma comparação pode ser feita apenas se amostras são da mesma idade. Assumindo-se uma composição condrítica para a Terra como um todo, os elementos terras-rara seriam concentrados no manto durante a diferenciação primária da Terra (separação núcleo-manto) pelas suas características litófilas, sendo então esperado que o padrão de terras-raras do manto seja paralelo aos condritos (FIGUEIREDO, 1985). A fim de tornar amostras comparáveis, as razões 143Nd/ 144Nd são normalizados para o modelo de condritos de composição da Terra (CHUR), que evolui no tempo. Por esta razão, DePaolo e Wasserburg (1976) introduziram o parâmetro epsilon (Ɛ), com a finalidade de normalização da razão isotópica de 143 144 143 144 Nd/ Nd medidos em rochas na atualidade [( Nd / Nd)medido] no valor de CHUR, segundo a equação 2:

143 144 143 144 4 ƐNd (0) = (( Nd/ Nd)medido / ( Nd/ Nd)CHUR -1) x10 (Eq. 2)

143 144 No tempo presente ( Nd/ Nd)CHUR = 0,512638, de acordo com Jacobsen e Wasserburg (1980).

A interpretação acerca dos valores de Ɛ Nd, quandopositivos,indicam que as rochas foram derivadas de fontes que foram depletadas em elementos LIL (Litófilos de Íons Largos), enquanto valores negativos indicam que as rochas foram derivadas de fontes enriquecidas em LIL, rochas antigas da crosta, ou seja,rochas derivadas ou assimiladas cuja razão Sm / Nd tinha sidooriginalmente reduzida quando se separaram do reservatório uniforme.

Figura 17 - A evolução isotópica do Nd em um reservatório uniforme (CHUR). Fonte: VERGARA et al., 1997.

De acordo com a figura 17 o magma formado por fusão parcial do manto tem razão Sm/Nd menor que o CHUR, enquanto que o sólido residual tem razão Sm/Nd maior. Como resultado, no tempo presente a razão 143Nd / 144Nd de rochas formadas a partir do líquido silicático é menor que o do CHUR, enquanto que o sólido residual a razão 143Nd / 144Nd é maior. Se o magma for formado por um segundo episódio de fusão, a partir do manto residual, semelhante ao episódio de formação de magma empobrecido em147Sm, as rochas ígneas têm razões iniciais 143Nd / 144Nd maiores que o CHUR. Em princípio as análises de razões isotópicas fazem o uso de um isótopo de referência. No caso dos espectrômetros de massa por não aferirem quantidades, mas razão de isótopos, emprega-se o 144Nd como isótopo de referência em virtude de sua característica conservativa (analogamente ao 86Sr), não alterando sua proporção mássica de átomos (unidade de massa em peso de rocha ou mineral) no sistema (FAURE, 1986).

4.3 RAZÕES ISOTÓPICAS DE 87Sr/86Sr E 143Nd/144Nd COMO GEOTRAÇADORES

As relações de Sr e Nd tem grande aplicação na geoquímica, usado como ferramenta na identificação de rochas ígneas e sedimentos (GLEASON et al., 1994; ASAHARA et al., 1999; GROUSSET; BISCAYE, 2005). A razão de 143Nd/144Nd é, por conveniência como supracitado anteriormente, expressado na forma de ƐNd, em razão das diferenças muito pequenas das razões entre amostras diferentes. De acordo com os valores do par isotópico encontrados para cada amostra, é possível estimar de qual a matriz geológica o material foi originado, tanto com base no valor 143 144 de Nd/ Nd ou de ƐNd, sendo elas Basaltos Dorsais Meso Oceânicos (MORB – Mid-Ocean Ridge Basalts), camada terrestre (Bulk Earth), Ilhas oceânicas (OI- Plumas mantélicas/Manto profundo), Basaltos Continentais, Crosta Continental Superior e Inferior. Por exemplo, as rochas magmáticas recentes registram a composição isotópica da sua fonte, sem tempo suficiente para permitir a transferência dos isótopos filhos frutos do decaimento, e contribuir com um input de isótopo filhos para a fonte. Basicamente estas fontes se dividem de acordo com a tabela 3 abaixo:

Tabela 3 - Divisões do reservatório e teores do par isotópico Sr/Nd

Reservatório 87Sr/86Sr 143Nd/144Nd Manto depletado (DM) Baixo Alto

HIMU 0,7029 <0,51282 Manto Enriquecido I (EM I) ~0,705 <0,5112

Manto Enriquecido II (EM II) >0,722 0,511-,5121

Reservatório do manto prevalente 0,7033 0,5130 (PREMA) Camada Silicática Terrestre (BSE) 0,7052 0,51264

O modelo HIMU corresponde ao manto com alto teor de U238/Pb204observados em basaltos de um seleto número de ilhas oceânicas (HOFFMAN, 1997).

A representação das dispersões de uma amostra em função das razões isotópicas de Sr e Nd pela mistura de dois componentes, tem em seus diagramas um padrão comportamental hipérbólico, denominadas hipérboles de mistura. Estas

hipérboles na figura 18 acabam por representar, suportados por membros terminais, classificações distintas entre formações continentais menos ou mais antigas (FAURE, 1986). De Paolo e Wasserburg (1976) calcularam para um manto não- 87 86 87 86 fracionado a razão Sr/ Sr = 0.7045 como [( Sr/ Sr)UR = ƐSr ]. Sendo assim, ao utilizar estes valores normalizados, a partir da interseção dos condritos na linha 143 144 correspondente ao ƐNd(ƐNd = 0 ou Nd/ Nd = 0,512638), são definidas as divisões para os diferentes tipos de matrizes, como demonstrado na figura 19.

Figura 18 - Razões isotópicas de Sr e Nd na identificação da matriz mantélica com hipotéticas hipérboles de mistura. Fonte: Adaptado de SPRING,2009.

Ɛ Nd

ƐSr

Figura 19 -143Nd/144Nd versus87Sr/86Sr e devidas áreas de matriz mantélicas ou crustais. Fonte: Adaptado de ZINDLER; HART, 1986.

Uma aplicação pratica das comparações de valores de Sr-Nd se dá pela definição dos domínios isotópicos de diferentes materiais como solo, sedimentos de rio, rochas e materiais vulcânicos. Na figura 20 é possível verificar as assinaturas de diferentes materiais na região Patagônica.

Figura 20 - Domínios isotópicos de diferentes sub-regiões e materiais da Patagônia. SSVZ - Zona vulcânica sul; NSVZ- Zona vulcânica norte; AVZ - Zona vulcânica austral. Fonte: GAIERO et al., 2007.

4.4 ISÓTOPOS ESTÁVEIS DE OXIGÊNIO E HIDROGÊNIO

O oxigênio apresentam uma abundância isotópica na natureza cerca de 99,6% na forma de O16, e em quantidades pequenas de O18 e O17 , sendo 0,04% e 0,02%. O hidrogênio existe nas formas de H1 e H2 natureza na abundância de 99,98 e 0,02%, respectivamente. Como a quantificação da diferença entre a relação dos isótopos presentes é muito pequena frente ao valor padrão, estes são expressadosem valores‰ (per mil). O calculo é feito com base na Eq.3:

18 16 18 16 ( O/ O)amostra– ( O/ O)padrão δ18O = —------——————————-x 1.000(Eq. 3)

18 16 ( O/ O) padrão

18 18 onde δ Oamostraé a concentração isotópica de O na amostra;

18 16 18 16 ( O/ O)amostra é a razão relativa entre o O e O na amostra;

18 16 18 16 ( O/ O)padrão é a razão relativa entre O e O no padrão internacional

O fracionamento isotópico, que ocorre nos processos de evaporação e condensação, se dão pela tendência do conteúdo evaporado ter conteúdo maior dos isótopos mais leves (16O e H1)queo comparado aos mais pesados (18O e D), ou seja, os isótopos mais leves fracionam isotopicamente em cada mudança de estado (MOSEER; STICHLER, 1980). O conteúdo isotópico da água recém-evaporada terá as mesmas proporções de isótopos do local fonte. A partir das sucessivas condensações é que são geradas as diferenças isotópicas pelo empobrecimento dos isótopos mais pesados no evaporado (DANSGAARD, 1964). Assim que a água evapora dos oceanos esta é transportada pelas correntes de ar em direção aos polos. No trajeto, o vapor d`água resfria e precipita, em geral, nos próprios oceanos na forma líquida. Ao alcançar a Antártica, precipita na forma de neve como demonstrado, a luz do fracionamento isotópico, na figura 21.

O vapor d’água que se encaminha cada vez mais em direção à altas latitudes, ou seja, em gradiente decrescente de temperatura, faz com que as precipitações sejam isotopicamente mais leves que no interior do continente antártico quando comparadas à costa. Particularmente o isótopo de 18O é especificamente sensível às condições de evaporação de água a partir da superfície oceano, na qual traz consigo a umidade, demostrando as condições da fonte (PFAHL; WERNIL, 2008). Os isótopos de hidrogênio são utilizados de forma análoga aos de oxigênio, 18 na qual as pressões de vapor da água na forma de H2 O são menores que H2O. Essa relação sobre a pressão de vapor pode ser aplicada ao HDO. O d é expressado pela equação 2:

d = δD -8 × δ18O (Eq. 2)

Figura 21 - Ilustração do fracionamento isotópico para o O18. Fonte: CUFFEY; PATERSON, 2003.

A relação de equilíbrio para a transição líquido-vapor ligeiramente depende da temperatura o equilíbrio de fracionamento, permitindo a conduzir pequenas mudanças no d. No entanto, na transição do vapor em gelo mesmo grandes mudanças no d podem ocorrer também sob condições de equilíbrio. Em resumo o dexcesso, ou simplesmente d, é uma medida do fracionamento fora do equilíbrio durante a evaporação da água do oceano como efeito dominante, permitindo inferir as umidades da fonte pelo menos parcialmente (SCHOSSLER et al., 2008), amparados por testes de sensibilidade com modelos de destilação na neve Antártica (KAVANAUGH; CUFFEY, 2003).

4.5 TRANSFORMAÇÕES NO AEROSSOL MINERAL

O estudo dos aerossóis realizadas em locais internos na Antártica estão focados em melhorar o nosso conhecimento da intensidade da fonte atual, a eficiência dos transportes e vias atmosféricas de partículas atmosféricas que atingem esses locais remotos. Compreendendo as propriedades e comportamentos dos aerossóis antárticos se faz essencial no estudo dos ciclos de compostos naturais, bem como na interpretação de climas anteriores com base em dados de testemunhos de gelo (BECAGLI et al., 2011).

As poeiras de longo transporte são alteradas fisicamente por processos de intemperismo durante sua residência na atmosfera. Uma representação demonstrada na figura 21 ilustra tal processo. Um estudo sobre o aerossol que alcança as áreas antárticas interiores revela que as atividades biogênicas, cujo 2- produto são aerossóis de característica ácida - dentre eles o SO4 - atuam nas partículas de poeira que possuem conteúdo básico como carbonatos (UDISTI et al., 2013). Sendo assim, considera-se que as contribuições de Sr a partir dos carbonatos presentes no aerossol são desprezíveis devido à perda na rota para particulados finos (DELMONTE et al., 2003).

Partícula sólida Produção de filme multi-componente deliquescente

Produto Crescimento do filme deliquescente com interior sólido inerte

Figura 22 - Representação esquemática das mudanças na composição mineral de partícula de poeira e seu processamento na atmosfera. Fonte: USHER et al., 2003.

A variação da granulometria nos materiais particulados, a luz dos isótopos de Sr e Nd tem comportamentos diferentes. Enquanto o Nd não sofre alteração significativa da razão 143Nd/144Nd, o Sr tende a apresentar maiores razões de 87Sr/86Sr em menores tamanhos do grão (DASCH et al., 1969; GODLSTEIN et al., 1984). Supõe-se que a composição mineral do particulado influencie na razão ao passo que o Sr se concentra mais nas frações mais finas, compostas por argilominerais e micas mais suscetíveis ao intemperismo, em detrimento das frações mais grosseiras cuja composição de quartzos é mais resistente ao intemperismo (BLUM; EREL, 1997; MEYER et al., 2011). Os valores granulométricos que alcançam a Antártica diferem basicamente no sentido de menores granulometrias (<5µm) em função da aproximação de locais mais centrais afastados da costa (DELMONTE et al., 2013).

4.6 EMISSÕES DE POEIRA MINERAL PARA ANTÁRTICA

Com base em pesquisas recentes, a verificação do aerossol na forma de poeira mineral emitida pelas regiões desérticas tornou-se mais aprofundada na medida que os recursos satelitais puderam auxiliar nas observações das áreas emissoras.

Li et al. (2010) fez uma compilação com base nos estudos espectrais de absorção na faixa do ultra violeta através do IAA – Índide de Absorção do Aerosol, OMI (sigla do inglês Ozone Monitoring Instrument)sobre as principais áreas emissoras de poeira mineral das áreas desérticas globais (figura 23), como maiores emissores do hemisfério Norte o deserto do Saara, seguido dos desertos da China e Oriente Médio. Já para o hemisfério sul, regiões da Patagônia e Bolívia na América do Sul, Sul da África (deserto do Kahlari) e Austrália se enquadraram como os principais emissores, sendo o último o maior contribuinte desta poeira, chegando a 120 Tga-1 , reservando à Patagônia 38 Tg a-1 (LI et al., 2008).

Ao verificar o perfil de poeira emitidas pelas regiões citadas, as fontes australianas são preferencialmente transportadas para a Antártica a na faixa da baixa troposfera (200-400 mb), enquanto que as de origem sul-americana são transportadas na cota da camada-limite (~800mb), conforme figura 24. Este dado é correlato ao encontrado por Krinner et al. (2010) julgando questões de razão orográfica como responsáveis pelas diferentes condições de emissão de poeira. Enquanto na América do Sul, mais especificamente entre o altiplano boliviano em direção à cadeia da cordilheira dos Andes na parte sul, as montanhas estão antes da região de emissão (pampas, loess e áreas desérticas de baixa altitude), ao contrário da Austrália, onde as montanhas estão após a região de emissão, gerando um favorecimento da suspensão do material a maiores altitudes. Caso semelhante é relatado por Gaiero et al. (2007), discutindo o papel do Altiplano de Puna (4400m, latitude 25° S) durante os períodos glaciais, sugere que a região, por se encontrar em cota de altitude atravessada pelas correntes de jato subtropicais em direção ao sudeste (considerados ventos de oeste troposféricos), tem maior facilidade de emitir material para o transporte de longa duração.

Figura 24 - Distribuição da concentração vertical de poeira anual da América do Sul e Austrália para a Antártica em µ gm-3.

4.8 DINÂMICA DE DEPOSIÇÃO DE NEVE

As estruturas formadas no ambiente glacial apresentam diferentes caracteristas quanto ao seu grau de compactação refletindo na densidade, paralelo às relações de transferencia de energia na forma de calor para permitir a formação de água no estado sólido. A sequencia das formações de agua na forma sólida dão origem a diferentes estruturas: a neve e a superficie de gelo, esta ultima como resultado de sucessivos derretimentos, realizando fusoes parciais na superficie do pacote de neve (camada também chamada de firn) decorrendo em um processo de metamorfismo. Esta camada possui três zonas: de convecção com a atmosfera, relizando trocas gasosas livremente, pela qual o gelo se enriquece por gases; de difusividade, nao realizando mais trocas gasosas com a atmosfera; e por fim a zona de aprisionamento, até se dar na seção onde não há poros (SYNGH et al., 2011) demonstrado esquematicamente na figura 25. A formação da neve se dá pela altitude elevada da região ou em altas latitudes, em que condições de temperatura baixa temperatura, pressão atmosférica e umidade fornecem condições necessarias para o surgimento da água em estado sólido na atmosfera em diferentes formas de agregação.

A neve é formada nas regiões polares, onde não há estação de derretimento nas regiões mais centrais, originando um material mais firme, encontrado sob a camada de neve, ou em áreas de baixa acumulação, como o Planalto Antártico na região central do continente. O ponto central do estudo da neve, além da capacidade de trocar e aprisionar gases, permite através da deposição predominantemente seca, aprisionar poeira e outros materiais particulados (black carbon, por exemplo) se acumulando nos poros da neve, permitindo a leitura do passado atmosférico recente, incluindo estudos paleoclimatológicos e de poluição ambiental. O transporte de partículas para superfícies de neve depende da meteorização da crosta-fonte, a proximidade da região de origem, a velocidade do vento, turbulência do vento e acumulação de neve (DELMONTE et al., 2004).

4.7 SENSORIAMENTO REMOTO NA IDENTIFICAÇÃO DE AEROSOL

As ferramentas satelitais utlizadas na identificação de aerossóis na atmosfera se baseiam no princípios opticos e na repostado sinal do sensor em função das propriedades físicas e químicas do aerossol. Tal ferramenta se torna importante no ambito da previsão de mudanças no clima, com a maior acurrácia na definição das

propriedades de cada tipo de aerossol, suas repostas climaticas no balanço de energia de absorção e reflexão radiativa (albedo). Os efeitos que tornam os mensuramentos possíveis estão relacionados com o índice de espalhamento e retroespalhamento (correspondente ao ângulo de retorno – 90° e 180°- em direção a luz incidente), da radiaçãoeletromagnética incidente no corpo-alvo, ou seja, quando a luz incide sobre o alvo e esta se dispersa em todas as direções. Os tipos de espalhamento principais são o efeito Rayleigh e o efeito Raman. O efeito Rayleigh fundamenta-se na intensidade do espalhamento como função do tamanho das particulas e do ângulo de incidencia no alvo. Já o efeito Raman se baseia na mudança, em frequência quantizada, de parte da radiação espalhada devido às transições de energias vibracionais de uma molécula em função de sua polarização (BORN; WOLF, 2002). Como o ângulo de incidência sobre um alvo resulta em diferentes intensidades de respostas (baseadas nos efeitos opticos de espalhamento radiativo, restroespalhamento radiativo, razões de polarização e despolarização) utilizando diferentes comprimentos de onda conforme figura 26, os aerossóis retornam para os sensores dos satelites diferentes sinais. Com base nos diferentes efeitos opticos gerados, a geração de um número que representa um sinal de retorno chamado índice de retroespalhamento é utlizado para determinar o perfil de um aerossol em faixasna escala de nanômetros a micrômetros de diâmetro (PHILBRICK, 2005). O retroespalhamento é o espalhamento da onda eletromagnética sobre a superfície da particula que retorna ao sensor.

Intensidade

Ângulo de espalhamento

Figura 26 - A intensidade de espalhamento para a região de 0-20° de partículas de água1µm em diferentes comprimentos de onda. Fonte: PHILBRICK; HALLEN, 2009.

4.7.1 Instrumento CALIOP- Cloud-Aerosol Lidar with Orthogonal Polarization

O instrumento CALIOP de mensuramento qualitativo presente no satélite CALIPSO (Cloud- Aerosol Lidar e Infrared Pathfinder Satellite Observations) tem como característica básica caracterizar os diferetnes tipos de aerosol. Este instrumento fornece um conjunto de dados de longo prazo da distribuição vertical de aerossóis, sendo valioso para os modelos de transporte de aerossol em escala global, dando suporte na identificação de massas de ar com contendo diferentes tipos de aerossol (CAMPBELL et al., 2010) . Um conceito básico utilizado por este instrumento na diferenciação entre os tipos de aerossol é a razão de despolarização. Esta razão significa, basicamente, a intensidade da razão entre a componente perpendicular e a componente paralela da radiação gerada após a incidencia da radiaçao eletromagnética (ALLEME,1970). Em outras palavras, este parâmetro mede o grau de polarizaçãodo aerossol, aplicado a diferenciação defases solidas e líquidas na atmosfera (SASSEN, 1991), além de ser um indicador de partículas não-esféricas (BURTON et al., 2013). Para tal, o valor de corte adotado para as razões de despolarização são >0,2 (OMAR et al., 2009). Dentre os diversos produtos deste instrumento para as diferentes regiões de altitude (Tabela 4), os dados obtidos são correspondentes ao nível 2, no qual abrange os resultados sobre os aerossóis, fruto das passagens do satélite confome figura 26. As diferentes classificações de aerossóis geradas são: poeira desértica, biomassa queimada, aerossol continental limpo, aerossol continental poluído, aerossol marinho e poeira contaminada, baseados em diferentes modelos algorítmicos (BURTON et al., 2013). A poeira desértica tem um modelo de classificação baseado em padrões de emissão de poeira dos desertos africanos (Saara e Namíbia), no qual há altos valores de despolarização, indicando uma poeira relativamente pura. Esta comparação é feita, como exemplificado na figura 25 para todas as camadas de aerossol que excedem um valor limiar de despolarização, sendo coerente com os valores atribuídos a uma amostra puramente de poeira. Já o modelo de queima de biomassa é aplicado a camadas elevadas nas quais os índices de retroespalhamento atenuado não são altos o suficiente para serem classificados como um aerossol de background como, por exemplo, um material continental limpo.

O material marinho é caracterizado com base no SEAS (Shoreline EnvironmentalAerosol Study), onde a diferenciação primordial é o tamanho da partícula, considerando a ausência de influencia da poluição continental (MASONIS et al., 2003). O material continental poluído é aplicado à camadas de superfície sobrea terra ou mar, bem como camadas da tundra onde a carga de aerossóis, indicada pelo retroespalhamento atenuado integrado, não alcança despolarização suficiente para indicar a influência significativa da poeira (OMAR et al., 2005; OMAR et al., 2009).

A B C D E F

Figura 27 - Classificação de aerossois sobre o mar do Caribe em 26 agosto de 2010. A = marinho; B = Poeira; C = Continental Poluído; D = Continental Limpo; E = Poeira Poluída; F = Fumaça.

Tabela 4 - Diferentes intervalos de resolução para diferentes faixas de altitude Faixa de Número da matriz Resolução 532 nm 1064 nm Região altitude Horizontal Resolução Resolução de (km) (km) vertical vertical altitude (m) (m) 30,1 a 40 1-33 5 300 N/A 5 20,2 a 34-88 5/3 180 180 4 30,1 8,3 a 20,2 89-298 1 60 60 3 -0,5 a 8,3 289-578 1/3 30 60 2 -2,0 a -0,5 579-583 1/3 300 300 1

Figura 28 - Cobertura de passagem do satelite CALIPSO. Aproximadamente 3 pontos/km. r=70 m do ponto de amostragem da matriz.

4.7.2 Índice de absorção do Aerossol (AAI – Aerosol Absorption Index)

A busca satelital de aerossóis sobre a superfície no espectro do visível não é viável devido às incertezas geradas pela refletividade da superfície. Em contrapartida, na região do UV (ultravioleta) é possível qualificar a presença de poeira desértica e fuligem proveniente da queima de biomassa, aliado ao fato de os albedos da superfície e do oceano serem baixos nesta região (TORRES et al., 1998). Com base nas propriedades dos aerossoiso sensor GOME-2, presente no satélite,contribui para identificação de eventos relacionados à produção dos aerossóis. Este índice baseia-se num método de contraste espectral numa região do UV onde a absorção de ozônio é muito pequena. O IAA possui diversos nomes como “resíduo” (o mais utilizado), anomalia de contraste espectral, índice de absorção de aerossol ou simplesmente índice de aerossol. O nome resíduo (r) é derivado de medidas de refletâncias expostas como um erro estimado do TOMS (Total Ozone Mapping Spectrometry), resultado da diferença entre as razões de radiância espectral de absorção e de não-absorção, frente às observações práticas e cálculos de modelo, dado pela equação 3:

(Eq. 3)

Nesta equação, osobrescrito obsrefere-se aos valores observados ou medidos pelo GOME-2, enquanto o sobrescrito Ray refere-se às refletâncias no modelo Rayleigh.

O símbolo λ refere-se ao menor comprimento de ondado par de comprimento de onda (340 e 380nm). O albedo da superfície (AS) utilizado nas simulações é considerado o mesmo do albedo de superfície no comprimento de onda de 380nm (

λ0) nm. Valores positivos do índice ou resíduo refletema presença de aerossóis absorventes. Por outro lado, valores nulos sugerem uma ausência de aerossóis absorventes como sulfatos e sais marinhos (TILSTRA et al., 2010; DE GRAAF et al., 2005).

5 RESULTADOS E DISCUSSÃO

5.1 RESULTADO GERAL DE Sr-Nd

Frente ao primeiro resultado no Brasil de amostras de neve Antártica, na perspectiva dos isótopos radiogênicos, objetos de estudo centrais deste trabalho, dentre as 19 amostras analisadas para isótopos radiogênicos, 7 resultados satisfatórios, 8 resultados sem valores satisfatórios para a razão 143Nd/144Nd, e 3 amostras não tiveram resultados satisfatórios para nenhum dos isótopos. As faixas de razões isotópicas encontradas, considerando o par isotópico, foi de 87 86 143 144 0,709929< Sr/ Sr < 0,729392, e 0,510908 < Nd/ Nd<0,511892, -33,7 <ƐNd< - 14,6. Considerando todos os resultados de estrôncio, a faixa foi de 0,709579 <87Sr/86Sr < 0,732276. Mesmo não havendo métodos de proveniência considerando somente os resultados de estrôncio, é considerável a heterogeneidade das razões analisadas, sugerindo a presença de diversas fontes alcançando o local. A dificuldade analítica se concentrou na razão isotópica do neodímio. O Nd nos estudos glaciológicos encontra uma barreira pelas baixíssimas concentrações. Nas primeiras tentativas de utilização de terras raras nos estudos polares, as massas de amostra eram em torno de 8kg para um total de material particulado de 2 a 4 mg (GABRIELLI et al., 2006). Tal dificuldade se fez presente tanto em amostras de testemunhos de gelo de períodos interglaciais e depósitos de neve recente (BORY et al., 2010; DELMONTE et al., 2010).

Os resultados são comparados com a literatura relacionada (ver APÊNDICE 1) correspondente ao banco de dados disponível em EarthChem(www.earthchem.com).

Tabela 5 - Resultados de Sr e Nd para amostras de neve Criosfera1. (L) = liofiliazado, (F) = filtrado. Resultados de branco para Nd Erro n Branco (pg Erro Padrão 143 144 padrão n 87 86 (analítico/ AMOSTRA ANO Nd/ Nd Nd /g ƐNd Sr/ Sr Absoluto absoluto (analítico) bloco amostra) (±2σ x 10-6) (±2σ x 10-6) amostral) TESTE (L) 2013 0,510965 4 1134 -32,6 20 0,717626 14 20 SNPT_01 (L) 2013 0,511224 12 1134 -27,6 20 0,715270 4 20 SNPT_04 (L) 2013 - - 1134 - 0,712159 14 30 SNPT_07 (L) 2013 - - 1134 - 0,709579 10 60 SNPT_08(L) 2013 - - 1134 - 0,710343 9 40 SNPT_10 (L) 2013 - - 1134 - - - - SNPT_15 (L) 2012 0,511281 49 1134 -26,5 20 0,715510 15 30 SNPT_16 (L) 2012 - - 1134 - 0,717348 5 100 SNPT_18 (L) 2012 - - 1134 - 0,714678 6 30 SNPT_19 (L) 2012 0,511725 11 1134 -17,8 30 0,71085 5 100 SNPT_20 (L) 2012 0,511892 2 1134 -14,6 20 0,709929 5 100 SNPT_21 (L) 2012 - - 1134 - - 0,71059 11 100 Comp1 (F) 2012 - - 1245 - - 0,732276 5 20 Comp2 (F) 2013 0,510908 2 1245 -33,7 20 0,721896 540 20 CRIO_4 (F) 2015 - - 1244 - - - - - CRIO_5(F) 2015 - - 1244 - - - - - CRIO_7(F) 2015 0,511645 185 1244 -19,4 30 0,729392 2 30 CRIO_8(F) 2015 0,511661 36 1062 -19,1 8 0,722342 444 8 CRIO_11(F) 2015 - - 1244 - - 0,718942 325 6

Primeiramente, observando os resultados das amostras CRIO_4, CRIO_5 e SNPT_10, estas amostras não apresentaram quaisquer resultados. Deve-se salientar que as razões de 87Sr/86Sr, de um modo geral, não são de difícil obtenção para o método empregado, evidenciando alguma interferência na metodologia, posteriormente checando as etapas dentro dos procedimentos padrão estabelecidos no laboratório em busca das circunstâncias deste resultado. Em contrapartida, a amostra SNPT_10 foi liofilizada ao invés de filtrada, não descartando a possibilidade de ser, de fato, uma ausência de material que contribuísse para um resultado impreciso conjuntamente com a leitura de um sinal inexpressivo, dado que a intensidade do sinal durante a leitura repercute em maiores precisões na mensuração das razões. Ainda discorrendo sobre observações de cunho técnico- analítico que evidenciam as dificuldades analíticas apresentadas, para a amostra SNPT_7 não houve contagem suficiente para uma boa precisão analítica, em torno de 800/900 cps (contagens por segundo), resultando em valores aleatórios em cada

ciclo, com erros na 3ª casa decimal para a razão de 143Nd/144Nd. Já para as amostras SNPT_8 e SNPT_10, também com relação ao neodímio, as contagens foram em torno de 3000 cps, sendo muito baixa, culminando em razões isotópicas aleatórias, sem significado tanto na multiplicadora de elétrons como no copo de Faraday, técnica testada em algumas amostras ocorrendo o mesmo caso para a amostra SNPT_16. Em contrapartida, apesar de que durante a análise da amostra SNPT_4 ter um sinal razoável frente às outras amostras, o resultado das razões não foram satisfatórias. Ao acionar o recurso de peakscan, em um dos coletores destinados à leitura dos isótopos de massa 144 foi verificado um pico fora do intervalo, o que provavelmente caracteriza a existência de 144Sm na amostra, cuja contagem é somada no denominador da razão 143Nd/144Nd, atuando como um interferente isobárico, diminuindo o valor esperado, como demonstrado na Eq. 4:

143 144 144 143 144 143 144 Nd/( Nd + Sm) = Nd/ Nd < Nd/ Nd(real) (Eq. 4)

Na figura 29 são apresentados os valores com base no ƐNd. De acordo com o figura 30 sobre os domínios correspondentes aos reservatórios, as amostras encontradas se apresentaram como oriundas da crosta continental. Um resultado coerente, ao passo que é o compartimento geológico disponível aos processos de intemperismo e transporte. As barras de erro apresentadas são importantes na medida em que inferem com mais precisão sobre o pertencimento a certo domínio, reduzindo as dúvidas a respeito da alocação das amostras nos reservatórios de origem, principalmente relacionado ao Nd, onde poucas varias variações na terceira e quarta casa da razão 143Nd/144Nd podem repercutir em alocações diferentes.

Criosfera 1 8 2012 3 2013 -2 -7 2015 0,710; -14,6 -12 0,722; -19,1

Nd -17 0,711; -17,8 Ɛ Ɛ -22 0,729; -19,4 -27 0,716; -26,5

-32 0,711; -27,6 0,722; -33,7 -37 0,718; -32,6 -42 0,702 0,712 0,722 0,732 87Sr/86Sr

Figura 29 – Razões de estrôncio e neodímio para o CR1.(com base em ƐNd ).

Reservatório Matriz

ƐSr x ƐNd 0,51280 SNPT_1 0,51260 0,51240 snpt_19 0,51220

Nd SNTP_15 0,51200 144 0,51180 0,51160 SNTP_20 Nd/ 0,51140 CRIO_7 143 0,51120 0,51100 CRIO_8 0,51080 0,51060 Comp2 0,7020,7070,7120,7170,7220,7270,7320,737 TESTE 87Sr/86Sr

Figura 30 - Gráfico de reservatório matriz. ƐNd = 0,512638 e ƐSr = 0,7045

5.2 COMPARAÇÕES CONTINENTAIS POTENCIAIS DO AEROSSOL MINERAL AO CRIOSFERA1

Os dados apresentados correspondem ao banco de dados, com referências em APÊNDICE, obtido e disponível em www.earthchem.com. As comparações são realizadas com base na observação da proximidade dos domínios do par isotópico,

amparado pelas trajetórias de massas de ar que ressaltam a proveniência de aerossol mineral da possível região-fonte. Para auxiliar as estimativas de proveniência são definidas as curvas ou hipérboles de mistura de Sr-Nd a partir dos membros-terminais (end-members). No entanto para a definição dos end-members, são necessárias as concentrações de Sr e Nd em conjunto com a composição isotópica das amostras (FAURE, 1986). Pelo fato de as mesmas apresentarem concentrações muito baixas não foi possível, de acordo com a metodologia da diluição isotópica (GROUSSET et al., 1992; BORY et al., 2010; CROCKET et al., 2014), em que se emprega uma amostra com razão isotópica e concentração conhecidas para ambos os elementos (denominado spike), determinar as concentrações das amostras. Amparado por análises anteriores com o mesmo caso de amostras com concentrações muito baixas, na ocasião marinhos, a aplicação do spike não foi bem sucedida. Em razão do sinal analítico da amostra ser tão inexpressivo, o sinal do spike se sobrepôs à amostra, ou seja, sem capacidade analítica de mensurar as concentrações (Valeriano, comunicação verbal). Uma alternativa possível para tentar contornar o problema de concentração do analito seria derreter o pacote de neve, adicionar HCl 1N, recongelar e manter por no mínimo 2 meses na tentativa de lixiviar e concentrar os analitos materiais particulados (ACIEGO et al., 2009). A importância da utilização do Sr e Nd como traçadores de proveniência de material particulado sob a forma de poeira mineral consiste de forma mais direcionada em um significado geográfico, em que o significado geológico remete a uma interpretação indireta (BASILE et al., 1997; GROUSSET et al., 2005).

5.2.1 América do Sul

Os subgrupos da América do Sul foram divididos em Andes Norte, Pampa Norte, Altiplano Sul Salar, Leste Salar, Norte Salar/Peru/Andes, Centro- Oeste/Sudeste/Sul, Patagônia Norte, Patagônia Sul e Uruguai.

Para a região destacada pelos pontos amostrais no mapa da figura 31, constata-se que essa região, com 87Sr/86Sr pouco radiogênico, não possui relação

12 Andes Norte

2 Andes Norte_sands/FGS -8 CRIOSFERA 2012

-18Nd Ɛ Ɛ -28

-38

-48 0,700 0,710 0,720 0,730 0,740 87 Sr / 86 Sr

Figura 31 - Sr-Nd para andina próxima a região equatorial, latitude (3-5°S). Sands/FGS – Areia/Sedimentos finos.

isotópica com os valores do Criosfera 1. Para os valores de areia (sands) e grãos de sedimentos de sedimentos finos há uma variabilidade da razão de 87Sr /86Sr em função da granulometria destes materiais em que materiais mais finos tendem a maiores razões de Sr (DASCH, 1969; MEYER, 2011).

Em uma região mais ao sul, nas figura 30, as amostras correspondem às áreas desérticas do Altiplano Boliviano, ao sul do Salar de Uyuni, em que compreendem o Altiplano de Puna, ao qual se atribui possíveis contribuições para os testemunhos de gelo Antárticos. A faixa de Ɛ Nd Nd varia de -10 a 6, com ampla variação de 87Sr /86Sr, de 0,703 a 0,730. É notável a ausência de superposição de domínios isotópicos para esta região. Já para a figura 32, onde a região denominada Pampa Norte inclui áreas mais ao sul dos pampas, possui sobreposições para os 3 anos de amostragem do Criosfera 1, evidenciando uma possível contribuição desta região da América do Sul.

Figura 32 - Sr-Nd para região andina ao sul do Salar de Uyuni (esquerda). Localização dos pontos das amostras sul-americanas e do Criosfera 1 em vermelho (direita).

Figura 33 - Sr-Nd para região dos pampas argentinos e resultados do Criosfera (esquerda). Localização dos pontos das amostras e do Criosfera 1 em vermelho (direita).

Na figura 34 a região nordeste do Brasil possui diferentes comportamentos de acordo com as regiões destacadas. Enquanto a região do rio grande do norte possui uma região isotópica mais restrita, a regiões do Pará de do Maranhão apresentam uma dispersão mais ampla, demonstrando razões mais radiogênicas de Sr e Nd, bem como razões menos radiogênicas de ambos pares isotópicos. A sobreposição dos domínios é evidente para o ano de 2012.

-2 RN

Nd -12 PA_MA Ɛ Ɛ CRIOSFERA 2012

-22 CRIOSFERA 2013

CRIOSFERA 2015 -32

-42 0,702 0,707 0,712 0,717 0,722 0,727 0,732 0,737 87 Sr / 86 Sr

Figura 34 - Sr-Nd para região nordeste do Brasil com resultados do CR1 (esquerda). Localização dos pontos das amostras e de doCR1 em vermelho (direita).

Para a região Patagônia Norte, de acordo com a figura 35, a região não se apresenta como fonte potencial de aerossol mineral frente aos domínios isotópicos apresentados.

12,0

2,0

-8,0

Patagonia Norte Nd

-18,0 CRIOSFERA 2012 Ɛ Ɛ CRIOSFERA 2013 -28,0 CRIOSFERA 2015

-38,0

-48,0 0,702 0,707 0,712 0,717 0,722 0,727 0,732 0,737 87 Sr / 86 Sr

Figura 35 - Sr-Nd para região da patagônia ao norte com resultados do Criosfera 1(esquerda). Localização dos pontos das amostras e de Criosfera em vermelho (direita).

O eixo Centro-Sul do Brasil com dois comportamentos isotópicos distintos, possuindo uma ligeira sobreposição dos domínios isotópico para o ano de 2012, como demonstrado na figura 36.

2 Centro_Oeste_S udeste_Sul -8 CRIOSFERA 2012

-18 Nd

Ɛ Ɛ CRIOSFERA 2013 -28

CRIOSFERA 2015 -38

-48 0,702 0,707 0,712 0,717 0,722 0,727 0,732 0,737 87 Sr / 86 Sr

Figura 36 - Sr-Nd para regiões do Centro-Oeste/Sudeste/Sul do Brasil com resultados do CR1(esquerda). Localização dos pontos das amostras e doCR1 em vermelho (direita).

Na figura 37 a região definida como Leste Salar também engloba, particularmente, um conjunto de amostras de poeira em testemunho de gelo do Ilimani (16°30'S, 67°50'W), em virtude da hipótese sobre a contribuição da região do Altiplano de Puna (24-26°S) para os testemunhos de gelo do leste antártico, obtendo assim informações da composição isotópica do aerossol mineral regional suspendido e suscetível ao transporte de longas distâncias. Estas amostras tem faixa de razões isotópicas de 0,711 <87Sr/86Sr<0,715 e -10,3<143Nd/144Nd<-8,5, distintos do conjunto com valores menos radiogênicos para Sr e mais radiogênicos para Nd.

7 2 -3 -8 -13 Leste Salar -18

Nd CRIOSFERA 2012

Ɛ Ɛ -23 CRIOSFERA 2013 -28 -33 CRIOSFERA 2015 -38 -43 -48 0,702 0,707 0,712 0,717 0,722 0,727 0,732 0,737 87 Sr / 86 Sr

Figura 37 - Sr-Nd para regiões ao Leste do Salar de Uyuni (Bolivia) com resultados do CR1(esquerda). Localização dos pontos das amostras e do CR1 em vermelho (direita).

Para a figura 38, os domínios isotópicos da região Uruguaia os se mostram com uma faixa de 0,704 <87Sr/86Sr< 0,734 e -19,4<143Nd/144Nd<-1,1. Para tal, a região de sobreposição resultante se dá para as amostras de 2012 e 2015, sendo este último ano com uma sobreposição mais abrangente para os dois pontos.

7,0 2,0 -3,0 -8,0 Uruguay -13,0 -18,0 CRIOSFERA 2012 -23,0 CRIOSFERA 2013 -28,0 -33,0 CRIOSFERA 2015 -38,0 -43,0 -48,0 0,702 0,707 0,712 0,717 0,722 0,727 0,732 0,737

Figura 38 - Sr-Nd para a região do Uruguai com resultados do CR1(esquerda). Localização dos pontos das amostras e do CR1 em vermelho (direita).

Para a figura 39, a região destacada para comparação é a região Andina, próxima a região do Lago do Titicaca bem como a parte posterior à cordilheira em direção ao Pacífico. Com ligeira sobreposição de domínio para as amostras de 2012, o comportamento isotópico do grupo amostral tem uma tendência de valores mais radiogênicos de Sr, porém com uma faixa de Nd menos radiogência (mais negativa) quando comparadas as amostras de 2015, da qual não apresenta sobreposições de domínio.

7,0 2,0 -3,0 -8,0 -13,0 Norte Salar_Peru_Andes

Nd -18,0 _Titicaca

Ɛ Ɛ CRIOSFERA 2012 -23,0 -28,0 CRIOSFERA 2013 -33,0

-38,0 CRIOSFERA 2015 -43,0 -48,0 0,700 0,705 0,710 0,715 0,720 0,725 0,730 0,735 0,740 87 Sr / 86 Sr Figura 39 - Sr-Nd para regiões do Andes peruanos e arredores do lago Titicaca e resultados do CR1(esquerda). Localização dos pontos das amostras e doCR1 em vermelho (direita).

Para figura 40, a região destacada é considerada uma das mais importantes no âmbito da emissão de poeira no sul da América do Sul, amplamente estudada e

referenciada na literatura, ela abrange a parte desértica abaixo do paralelo 40°S, desde regiões próximas a Península de Valdes até Tierra del Fuego (região final do continente sul-americano). No entanto, os resultados presentes mostram que a contribuição expressiva desta região não foi observada relação entre os distintos domínios.

7,0 2,0 -3,0 -8,0 -13,0 CRIOSFERA 2012

Nd -18,0

Ɛ Ɛ CRIOSFERA -23,0 2013 -28,0 CRIOSFERA -33,0 2015 -38,0 Southern -43,0 Patagonian -48,0 0,701 0,711 0,721 0,731 87 Sr / 86 Sr

Figura 40 - Sr-Nd para regiões da Patagônia Sul e resultados do CR1(esquerda). Localização dos pontos das amostras e doCR1 em vermelho (direita).

Dentre todas as comparações dos valores encontrados no CR1, os pontos que mais se assemelham às assinaturas isotópicas são as regiões do Nordeste, Pampa Norte, Centro-Oeste/Sudeste/Sul e Uruguai para o ano de 2012. Para o ano de 2013 as plotagens são enquadradas nos domínios do Pampa Norte e Nordeste. Já para 2015 os domínios de Pampa Norte e Uruguai são, a princípio, fortes candidatos de área-fonte. Contrastando a extensa bibliografia que remete às regiões abaixo do paralelo 34ºS, com adição da região do Altiplano de Puna, como áreas emissoras de poeira

(GAIERO et al., 2003; SMITH et al., 2007) em um intervalo de -10 < ƐNd < 5, incluindo diversos tipos de materiais como solos superficiais, loess dos pampas e sedimentos de rios, os valores apresentados por estas possíveis áreas-fonte frente aos resultados de 2012 e 2015 são de -19 < ƐNd< -14, remetendo ao surgimento de uma potencial área fonte com valores de Sr e Nd em gelo não retratados na literatura. Seguindo a mesma linha de discussão, os valores observados para a região denominada Pampa Norte, também se enquadra em uma região com

característica de valores para neodímio não-radiogênicos (mais negativos) de -25,7 87 86 < ƐNd< -24,3 e com estrôncio mais radiogênico 0,70879 < Sr/ Sr < 0,715510.

5.2.2 Sul da África

A região do sul da África foi dividida em 4 subgrupos: SAF 1, SAF 2, SAF 3, SAF 4 conforme as áreas classificadas por Li et al. (2008) como emissoras. As regiões que mais se destacam como potencial área fonte é correspondente a SAF 2. No entanto a contribuição desta região da África, apesar de amplamente discutida, é considerada muito inexpressiva tanto no tempo presente como em abordagens paleoclimáticas no contexto antártico (GROUSSET et al.,1992; BASILE et al., 1997; DELMONTE et al., 2004), além do fato de sua localização em menores latitudes ser menos favorecida, amparadas em paralelo por retrotrajetórias realizadas por Lunt e Valdes (2002). Na figura 41 a interseção entre os domínios do ano de 2012 e a região SAF 1 é praticamente inexpressiva no limite de divisão dos domínios.

Figura 41 - Sr-Nd para região SAF1 com resultados do CR1 (esquerda). Localização dos pontos das amostras e doCR1 em vermelho (direita).

Na figura 42 encontra-se as interseções dos domínios do CR 1 com os domínios da região denominada SAF 2 para o ano de 2012, cuja área faz parte do deserto do Kalahari, região emissora de poeira mineral. Esta região abrange os países da Namíbia, da África do Sul e do Botswana. Nas figuras 57 e 58 há

Figura 42 - Sr-Nd para região SAF2 com resultados do CR1 (esquerda). Localização dos pontos das amostras e doCR1 em vermelho (direita). interseção dos domínios para ambas as regiões com o ano de 2012, porém a orientação de seus conjuntos amostrais apresentam domínios deslocados do comportamento das amostras do CR 1. Nas figuras 43 e 44 são verificados sobreposições ligeiras para os anos de 2012 e 2013, sendo que a região SAF 4 aparenta similaridade para os dois referidos anos, enquanto que apenas em 2013 tem relação com SAF 3.

SAF3 2,0 CRIOSFERA 2012

-8,0 CRIOSFERA 2013

CRIOSFERA 2015

Nd -18,0 Ɛ Ɛ

-28,0

-38,0

-48,0 0,700 0,705 0,710 0,715 0,720 0,725 0,730 0,735 87 Sr / 86 Sr

Figura 43 - Sr-Nd para região SAF3 com resultados do CR1 (esquerda). Localização dos pontos das amostras e doCR1 em vermelho (direita).

10,0 SAF4 0,0 CRIOSFERA 2012

-10,0 Nd

Ɛ Ɛ -20,0

-30,0

-40,0 0,700 0,710 0,720 0,730 0,740 87 Sr / 86 Sr

Figura 44 - Sr-Nd para região SAF4 com resultados do CR1 (esquerda). Localização dos pontos das amostras e do CR1 em vermelho (direita).

5.2.3 Austrália

As regiões australianas foram divididas em 4 subregiões denominadas pela sigla AUS#, sendo AUS 1, AUS 2, AUS 3 E AUS4 numerada de 1 a 4, com base na avaliação proposta por e Marx et al. (2005) e Li et al. (2008) das regiões emissoras no continente. A figura 45 apresenta os domínios com interseções aos dos pontos do CR1 em todos os anos estudados. Os diferentes comportamentos dos domínios é

2 AUS_1

CRIOSFERA -8 2012 CRIOSFERA 2013 -18 Nd CRIOSFERA Ɛ Ɛ 2015 -28

-38

-48 0,700 0,710 0,720 0,730 0,740 87 Sr / 86 Sr

Figura 45 - Sr-Nd para região AUS2 com resultados do CR1 (esquerda). Localização dos pontos das amostras e doCR1 em vermelho (direita).

devido ao fato das diferentes constituições continentais. O contínuo distanciamento dos pontos é resultado do tempo decorrido o suficiente para que composições isotópicas distintas sejam alcançadas. Enquanto crostas continentais com formações mais antigas apresentam maior razão de Sr, fruto do decaimento de Rb, rochas mais recentes mantem as razões de Sr mais baixas, ao passo que o Nd acompanha o empobrecimento de Sm, conduzindo a valores de épsilon mais negativos. As rochas continentais geralmente são enriquecidas de Rb e depletadas ou empobrecidas em Sm por serem o produto final da diferenciação do manto. Na figura 46, a região de AUS2 apresenta smilaridade para domínios: de 2012 e 2013, com este último totalmente enquadrado no domínio.

10 78

0 AUS_2 CRIOSFERA 2012 -10 CRIOSFERA 2013 CRIOSFERA 2015

-20Nd Ɛ Ɛ -30

-40

-50 0,700 0,710 87 Sr0,720/ 86 Sr 0,730 0,740

Figura 46 - Sr-Nd para região AUS2 com resultados do CR1 (esquerda). Localização dos pontos das amostras e doCR1 em vermelho (direita).

A região do mapa dos pontos da figura 47 se encontram em uma região de pouca vegetação, sendo então passíveis de contribuir com materiais particulados. Em comparação, a figura 45 possui pontos relacionados aos domínios nos três anos estudados, com destaque para o ano de 2013. A relação dos pontos deste ano com a região em questão se dá pela presença de províncias tectônicas, nas quais os valores de ƐNd bem negativos refletem a característica geológica da região. A região do mapa correspondente aos pontos na parte sudeste do continente se encontram em uma região com maior área com cobertura de vegetação próxima a costa, enquanto os locais interiores do continente são dominados por desertos.

9 4 -1 -6

-11 Nd Ɛ Ɛ -16

-21 AUS_3 -26 CRIOSFERA 2012 -31 CRIOSFERA 2013 CRIOSFERA 2015 -36 0,700 0,710 0,720 0,730 0,740 87 Sr / 86 Sr

Figura 47 - Sr-Nd para região AUS 3 com resultados do CR1 (acima). Localização dos pontos das amostras e doCR1 em vermelho (abaixo).

9 4 -1 -6

-11 Nd AUS_4 Ɛ Ɛ -16 CRIOSFERA 2012 -21 CRIOSFERA 2013

-26 CRIOSFERA 2015 -31 -36 0,700 0,720 0,740 87 Sr / 86 Sr

Figura 48 - Sr-Nd para região AUS 4 com resultados do CR1 (acima). Localização dos pontos das amostras e do CR1 em vermelho (abaixo).

Na figura 48, apesar das relações para os anos de 2012 e 2015, a região se encontra fora do corredor de transporte de poeira em que a atividade de emissão não é significativa, como exposto por McGowan et al. (2008). Em face das plotagens apresentadas, praticamente todas as regiões se configuram, em princípio, como potenciais áreas-fonte, com destaque para as subdivisões AUS 1 para o todos os anos, AUS 2 para os anos de 2012 e 2013, AUS 3 para os anos de 2013 e 2015, e AUS 4 para o ano de 2012. Ao realizar um mapeamento das áreas desérticas emissoras e respectivos padrões de vento, Marx et al. (2005) expõe as áreas do norte (deserto de Gibson), a área oeste (deserto de Grande Vitória) e por fim a área central de Lake Eyre. Os pontos das áreas correspondentes a AUS1 e AUS 2 estão localizado nessas áreas segundo o mapa da figura 49. O padrão de circulação dos ventos sobre o continente atravessa o continente em orientação Noroeste Sudeste, gerando um cinturão de atividade de emissão de poeira (MARX et al., 2005).

Figura 49 - Padrão de circulação dos ventos sobre as áreas emissoras Australianas. Fonte: MARX et al., 2005.

5.2.4 Antártica

A contribuição da Antártica se mostra presente para os três anos de deposição, porém as fontes possuem características diferentes. No ano de 2012, a proximidade com as assinaturas isotópicas do gelo da ilha de Berkner podem estar associadas a similares condições de advecção de massas de ar do Mar de Wedell, no qual está ilha se encontra em meio a plataforma de gelo marinha, recebendo os mesmos materiais que reproduzem os sinais isotópicos do Criosfera1. Com relação ao ano de 2013, a assinatura isotópica mais correlata são as de Enderby Land (Figura 48), conjunto de montanhas de formação Pré-Cambriana no setor leste (MCCULLOCK; BLACK, 1987), situadas entre a Terra de Dronning Maud e Ilha Kemp. Para o ano de 2015 a inserção no domínio isotópico das montanhas de Mawson formada por charnockitos (YOUNG et al., 1997), situadas também na costa leste entre Enderby-Land e a plataforma de gelo Amery, confere ao local uma potencial área fonte.

Dronning Maud Land Enderby Land Kemp Land Coats Land

Queen MacRobertson ElizabethLand Range

Ellsworth Wilhelm II Land Land

Figura 50 - Mapa do setor costal leste-oeste. Valor da legenda igual ao número de pontos de amostragem.

Figura 51 - Composição isotópica de ƐNd para margens continentais, com destaque para a região antártica com valores abaixo de -32, referentes a Enderby Land. Fonte: LACAN et al., 2012.

A Lambert-Amery A Dome C 82 Old Dome C

Vostok

Vales Secos Antárticos

Norte Terra de Vitória / Baía Terranova

Antarctica

Talos Dome (Holoceno)

Ilha de James Ross

Mawson East

Vestfjella (Oeste de Droning Maud)

Mimy

Enderby Land

Sedimentos da plataforma

Terra Adelie

Bunger Hills

Vales Secos

Ilha de Berkner

Lambert-Amery 2

Montanhas Transantárticas

B Lambert-Amery Dome C

Old Dome C

Vostok

Vales Secos Antárticos

Norte Terra de Vitória / Baía Terranova

Antarctica

Talos Dome (Holoceno)

Ilha de James Ross

Mawson East

Vestfjella (Oeste de Droning Maud)

Mimy

Enderby Land

Sedimentos da plataforma

Terra Adelie

Bunger Hills

Vales Secos

Ilha de Berkner

Lambert-Amery 2

Montanhas Transantárticas

Figura 52 - (A) Sr-Nd de fontes Antárticas (testemunhos de gelo Old Dome C, Dome C, Talos Dome, Vostok) com resultados do CR1. (B) Área gráfica destacada por linha pontilhada em (A).

Uma ressalva a ser feita sobre os dados do gráfico referente à figura 52, no qual os pontos do Criosfera apresentam os mesmos domínios das referidas regiões, os dados referentes à ilha de Berkner são de amostras de gelo coletadas durante um

período interanual, enquanto que Enderby Land e Mawson East são amostras de rocha do local fonte.

5.3. DINÂMICA DE DEPOSIÇÃO DE NEVE E MASSAS DE AR

5.3.1 Ano de 2012

As monitorações meteorológicas do local de estudo foram interrompidas em 30 de Maio de 2012 em função de problemas relacionados à geração de energia eólica, então a análise da deposição de neve neste ano também seguiu esta interrupção, não tendo sua série temporal completa. A acumulação de neve nas áreas costais da antártica são altas, de 40 a 50 cm/ano (RUTH et al., 2004), quando comparados com valores do platô antártico leste < 9 cm/ano (PARRENIN et al., 2007). Como a região do Criosfera 1 é em uma área central, onde os centros de alta pressão são dominantes, estas reduzem as condições de precipitação, reduzindo as aproximações das massas de ar com umidade. Em contrapartida, os centros de baixa pressão que se posicionam nas áreas periféricas conduzem a maiores regimes de precipitação. O pacote de neve apresentou algumas ondulações devido à formação de sastrugi. Assim, realizaram-se várias leituras da espessura do pacote de neve (22) ao redor da placa marcadora, com média encontrada para o ano de 2012 foi de 19,74,6 cm. O valor atribuído pelo sensor no momento imediatamente anterior a medida da espessura foi de 19,5 cm. Os dados do sensor de deposição de neve foram plotados juntamente com a intensidade do vento local. Apesar dos dois parâmetros terem apresentado diferentes padrões de variabilidade, indicando um aumento da deposição de neve em função da velocidade do vento, apresentaram tendências de similaridades como pode ser observado na Figura 53. A figura 53B apresenta dois períodos de maior acumulação de neve (aproximadamente 10 cm) na metade de janeiro e meados de fevereiro, se mantendo praticamente constante até o final do mês de maio, evidenciando saltos de acumulação durante o verão. Observando as combinações de direção do vento com as precipitações deste ano, percebe-se um aumento do acúmulo de neve em meados de janeiro em períodos de orientação dos ventos vindos de oeste, no qual a fonte de umidade

principal é o mar de Ross. Já para o início de fevereiro o salto de acúmulo de neve é acompanhado por ventos de leste. Em continuidade deste comportamento, marcadamente os picos de acúmulo de neve são acompanhados por ventos de leste.

Os ventos de sul, enquanto carreiam materiais do platô antártico, os ventos de leste tem provável origem do mar de Wedell. Tanto o mar de Ross como de Wedell são fontes potenciais de umidade para as regiões centrais do continente (CIAIS et al., 1994; SALAMATIN et al., 2004) que contribuem para as deposições de neve no local do Criosfera 1. Para os resultados referentes ao ano de 2012, as razões isotópicas de 87 86 Sr/ Sr variam de 0,709929 a 0,715510 e –26,5 < ƐNd <-14,6, como mostrados na tabela 6.

Tabela 6 - Resultados Sr-Nd ano 2012 Erro Erro Padrão 143 144 padrão n 87 86 n AMOSTRA ANO Nd/ Nd ƐNd Sr/ Sr Absoluto absoluto (analítico) (analítico) (±2σ x 10-6) (±2σ x 10-6) SNPT_15 2012 0,511281 49 -26,5 20 0,715510 15 30 SNPT_19 2012 0,511725 11 -17,8 30 0,71085 5 100 SNPT_20 2012 0,511892 2 -14,6 20 0,709929 5 100

A partir da interseção dos domínios isotópicos do CR1 com os domínios das regiões-fonte potenciais, a tabela 7 resume previamente, para o ano de 2012, tais relações entre as regiões de cada continente.

Tabela 7 - Relação dos sinais isotópicos dos anos de coleta com as regiões –fonte potenciais SUL DA AUSTRÁLIA AMÉRICA DO SUL ANTÁRTICA ANO ÁFRICA (Regiões) (Regiões) (Regiões) (Regiões) Nordeste SAF2 AUS1 Pampa Norte AUS 2 2012 Centro- Ilha de AUS 3 Oeste/Sudeste/Sul Berkner SAF4 AUS 4 Norte

Salar/Peru/Andes

Analisando todas as trajetórias do ano de 2012, considerando que as trajetórias antárticas observadas correspondem àquelas que contornam o domo antártico pelo lado leste, a figura 54 demonstra o padrão dominante do curso das massas de ar que possuem esta característica, seguidas pelas com origem na América do Sul e Austrália. As contribuições de massas de ar originadas nos continentes sul-americano e australiano foram maiores durante os meses de abril a julho, enquanto que nos períodos de verão, as massas de ar com relação à Austrália se fazem menos expressivas. Na figura 55 as trajetórias exemplificam o contorno do domo antártico e em meados de janeiro, combinados com um conjunto de massas de ar advindas da área correspondente ao Mar de Wedell, abrangendo o primeiro período de acumulo efetivo de neve no local, em que a ilha de Berkner se encontra no intermédio deste

trajeto. Na figura 52 são apresentados os sinais isotópicos do Criosfera com a Antártica para os três anos estudados. No caso dos pontos referentes ao de 2012, a presença dos sinais das montanhas transantárticas dentro do domínio isotópico de 2012, a assinatura isotópica destas montanhas é bem definido, com valores restritos de ƐNd de -20,7 a -21. No caso das relações com a Ilha de Berkner, esta se apresenta como um conjunto de membro terminal em potencial para uma curva de mistura em que ambas assinaturas isotópicas (Berkner e Criosfera) seriam enquadradas.

2012

100 ANT AUS % trajetórias 50 SAM

0 SAF

JUL

SET

FEV

JAN

DEZ

JUN

ABR

MAI

OUT

AGO

NOV MAR

Figura 54 - Histograma do percentual das trajetórias correspondente às áreas-fonte potenciais de Junho a Dezembro de 2012.

Figura 55 - Retrotrajetórias de massas de ar com duração de 15 dias alcançando o CR1 à 1270m acima do nível do mar.

As trajetórias que melhor suportam os sinais encontrados para o ano de 2012 para América do Sul e Austrália são dispostas nas figuras a seguir, de janeiro a dezembro. Apesar de as informações da deposição de neve serem registradas somente até o mês de maio, a análise das massas de ar é compreendida entre janeiro e dezembro, com ênfase nos saltos de deposição de neve (meados de janeiro e fevereiro). É possível verificar a orientação das massas de ar, originadas no continente australiano na figura 56, contornando pelo lado oeste do continente antártico, até alcançar a região do Criosfera1. Um caminho peculiar pode ser observado no início do mês de dezembro de acordo com a figura 57, em que a massa de ar entra pelo lado leste do continente Antártico, com possível origem na Austrália. Na verdade os caminhos de transporte de material da região Patagônica alcançam 80% do setor leste do continente antártico de acordo com Li et al. (2010) para depois alcançar a região oeste do continente, percebida nas trajetórias de 23 de agosto, 24 de outubro e 9 de novembro de 2012. No entanto, Evangelista et al. (2007) verificaram o transporte de material particulado na forma de blackcarbon - produto da queima de biomassa – tanto por atividade antropogênica (combustível fóssil) como por queimadas de monoculturas até a ilha de Rei George na Península Antártica, elucidando diferentes caminhos de transporte para a Antártica com origem no continente sul-americano. Quanto às contribuições sul-africanas, não foram constatadas trajetórias que favorecessem tais fontes. Sendo assim, ambas as possibilidades (sul-americana e australiana) de origem do material devem ser consideradas.

Figura 56 - Retrotrajetórias de massas de ar com duração de 15 dias alcançando o CR1 à 1270m acima do nível do mar com origem na região australiana.

Na figura 57 apresentam—se as dominâncias de massas de ar tanto da América do Sul como da Austrália. Já na figura 58 uma parte das massas de ar tem origem na América do Sul em conjunto com padrão antártico de contorno do domo no sentido leste-oeste.

Figura 57 - Retrotrajetórias de massas de ar com duração de 15 dias alcançando o CR1 à 1270m acima do nível do mar, maioria com origem na região australiana.

Figura 58 - Retrotrajetórias de massas de ar com duração de 15 dias alcançando o CR1 à 1270m acima do nível do mar.

Figura 59 - Retrotrajetórias de massas de ar com duração de 15 dias alcançando o CR1 à 1270m acima do nível do mar, com dominância sul-americana.

Figura 60 - Retrotrajetórias de massas de ar com duração de 15 dias alcançando o CR1 à 1270m acima do nível do mar com dominância antártica.

Nas figuras 59 e 61 é dominante a massas de ar da América do Sul, diferentemente da figura 60 que exemplifica uma massa de ar antártica, com menor contribuição da América do Sul. Já a figura 62 mostra claramente as massas de ar com origem australiana - que por sua vez dão continuidade em uma massa de ar que contorna o domo antártico -, e as massas de ar que adentram o continente via mar de Wedell.

Figura 61 - Retrotrajetórias de massas de ar com duração de 15 dias alcançando o CR1 à 1270m acima do nível do mar com origem sulamericana.

5.3.2 Ano de 2013

Para o ano de 2013 a acumulação de neve foi de aproximadamente 20,4 cm, semelhante ao ano de 2012. Diferentemente dos anos anteriores, apesar de terem ocorrido normalmente os eventos de precipitação, o acumulo de neve em 2014 foi praticamente nulo. Em relação a figura 63, as regiões destacadas marcam a predominância dos ventos de Sul e de Leste em consonância com as deposições de neve. Em relação aos ventos de Sul, estes são constantemente soprados com origem no platô antártico (NOONE; SIMMONDS, 2002; PARISH; BROWNWICH, 2007). Os ventos de leste derivam dos sistemas frontais que circundam a Antártica e penetram o continente através de advecções via Mar de Weddell exemplificado na figura 61. Os ventos de oeste são os mais raros na região e também derivam de advecções do Mar de Amundsen. Os ventos de Norte quase sempre acompanharam os ventos de Leste, derivados dos sistemas ciclônicos que atingem a Antártica Marítma. Diferentemente do ano de 2012, não houve uma correspondência aparente entre a velocidade do vento e o acúmulo de neve. Em contrapartida, para o ano de 2013 a acumulação de neve foi de aproximadamente 20,4 cm, semelhante ao ano de 2012.

A variação de neve no período compreendido entre o final de abril e meados de maio é marcado pela deposição e posterior redução gradativa de neve até atingir os patamares da linha base de acordo com a Figura 63, evidenciando uma característica de remoção da neve durante o período de inverno, mostrando maior variabilidade neste período. Condições similares são registradas em meados de julho, com ligeira deposição seguida de remoção. Os picos presentes podem estar associados a passagens transversais de cristais de neve pelo sensor. Os sistemas de advecção estão esquematizados na figura 64.

Figura 64 - Esquematização de entrada dos sistemas frontais em (A) e ventos de Sul com origem no platô em (B).

Figura 65 - Variação da deposição de neve e velocidade do vento durante o ano de 2013. Linha azul corresponde à média de vento anual.

Para os resultados referentes ao ano de 2013, as razões isotópicas de Sr 87 86 variam na faixa de 0,715270< Sr/ Sr< 0,717626 e –27,6<ƐNd< -33,7 para Nd, como são mostrados na tabela 8.

Tabela 8 - Resultados de Sr-Nd ano 2013 Erro Branco (pg Erro Padrão 143 144 padrão n 87 86 n AMOSTRA ANO Nd/ Nd Nd /g ƐNd Sr/ Sr Absoluto absoluto (analítico) (analítico) amostra) (±2σ x 10-6) (±2σ x 10-6) TESTE (L) 2013 0,510965 4 1134 -32,6 20 0,717626 14 20 SNPT_01 (L) 2013 0,511224 12 1134 -27,6 20 0,715270 4 20 Comp2 (F) 2013 0,510908 2 1245 -33,7 20 0,721896 540 20

Com base nas considerações mencionadas para o ano de 2012 com referência às massas de ar que tem relação com as regiões em que o sinal isotópico é semelhantes aos sinais encontrados no CR1, a figura 66 para o ano de 2013 mostra maiores eventos com relação à Antártica e América do Sul, seguida da região australiana. A tabela 9 resume de forma prévia as relações dos domínios isotópicos do CR1 para o ano de 2013.

2013

100 ANT AUS % trajetórias 50 SAM SAF 0 AGO SET OUT NOV DEZ

Figura 66 - Histograma do percentual das trajetórias correspondente às áreas fonte potenciais de Agosto a Dezembro de 2013.

Tabela 9 - Relação dos sinais isotópicos dos anos de coleta com as regiões –fonte potenciais SUL DA AUSTRÁLIA AMÉRICA DO SUL ANTÁRTICA ANO ÁFRICA (Regiões) (Regiões) (Regiões) (Regiões) Uruguai AUS1 Enderby SAF3 2013 AUS2 Nordeste Land SAF4 AUS3 Pampas Norte

Como grande parte da deposição efetiva se deu no mês de agosto de 2013, as massas de ar que corroboram para os sinais isotópicos encontrados são demonstradas nas figuras 67, 68 e 69.

Figura 67 - Retrotrajetórias de massas de ar com duração de 15 dias alcançando o CR1, com diferentes altitudes das massas de ar (lado esquerdo) e dominância sul-americana (lado direito).

Nestas trajetórias a presença de massas de ar que atravessam os continentes. Uma observação para a trajetória de 2 de agosto representada pela figura 67, as massas de ar com origem australiana se localizam, em sua maioria, em altitudes de 3000m (da baixa troposfera) enquanto que as de origem sul-americana estão abaixo dos 1000m de altitude, no qual são mostradas origens distintas com padrões de circulação característicos indo da circulação circumpolar modificando-se à vórtex ciclônico ao alcançar áreas mais centrais do continente com projeções gradativas de menores altitudes (exemplos dos dias 1 e 3 de agosto). Já para os sinais encontrados neste período de 2013, relacionados à assinatura isotópica Antártica, as trajetórias que contornam o domo/platô antártico podem trazer consigo os materiais que justificam as assinaturas isotópicas de Enderby-Land, presentes na trajetória de 17 e 19 de setembro. Uma trajetória incomum de origem sul-americana foi identificada no dia 4 de agosto, em que as massas de ar entram no continente via mar de Amundsen e mar de Ross, evidenciando um caminho diferente para o carreamento de materiais particulados para a região do CR1. Paralelamente, um caminho menos frequente durante a análise das trajetórias partindo do continente australiano é verificado no dia 11 de agosto, em que as massas de ar contornam o platô antártico por um caminho mais curto sobre o oceano austral, adentrando o

continente via Mar de Ross e em seguidas pelas montanhas transantárticas, cujo sinal isotópico não foi encontrado nas amostras de gelo, mesmo com diversas trajetórias de massas de ar que favorecessem o carreamento de material da referida cadeia de montanhas. Na figura 69 é evidenciada uma das condições do possível carreamento do aerossol mineral com origem no sul da África do Sul.

5.3.3 Ano 2015

Para o ano de 2015 o gráfico de vento demonstra uma predominância dos ventos de Sul, verificada também nos anos anteriores. Nos períodos destacados na Figura 70 pelos blocos verticais a variabilidade em função da direção dos ventos, situando-se nos setores angulares. Observando o período de abril, onde há acumulo de neve sem ser acompanhado dos ventos de Leste-Noroeste-Norte, provavelmente pela deriva superficial de neve. Após sucessivos acúmulos e arrastes pelos ventos, os meses finais são marcados pelas sucessivas advecções de massas de ar do norte e do leste. Entre os períodos de maio e junho novamente se observa um acúmulo de neve com posterior remoção. Em relação ao bloco azul é o período em que a cota de neve não retorna para a cota base, ou seja, neste intervalo, de outubro a dezembro se encontra a deposição efetiva de 2015, correspondendo a 55 cm, a maior registrada desde a implementação do módulo. Ao comparar os resultados obtidos por Helsen et al. (2007) em que este verifica as contribuições de precipitação de neve na Antártica, apresenta os maiores acúmulos durante os meses de dezembro, janeiro e fevereiro, caracterizando o verão como a estação em que o acumulo de neve é mais presente em áreas antárticas centrais, enquanto no inverno os eventos de deriva superficial são mais presentes em função da maior intensidade dos ventos.

2015

ANT

60 AUS 50 40 % SAM 30 trajetórias 20 SAF 10 0 OUT NOV DEZ

Figura 71 - Histograma do percentual das trajetórias correspondente às áreas fonte potenciais de Agosto a Dezembro de 2013.

Figura 72 - Retrotrajetórias de massas de ar com duração de 15 dias alcançando o CR1 à 1270m acima do nível do mar com dominância antártica.

Para o ano de 2015, em que a deposição ocorreu entre o final de outubro e final de dezembro, foram analisadas as trajetórias neste período, no qual as massas de ar com origem na América do Sul e Antártica são mais expressivas, como demonstrado na figura 71, exemplificados nas figuras 72 a 74 os dois padrões de circulação mais recorrentes.

100

101

Nas trajetórias de 2015 se demonstram as massas de ar que apresentam dominância ao contornar o domo antártico bem como das trajetórias que

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transpassam a região sul da América do Sul. Apesar da relação isotópica das regiões AUS1 e AUS3 com este ano, as massas de ar que poderiam conduzir o aerossol mineral ao CR1 não se expressam nas trajetórias (ver histograma de 2015). Por outro lado, o contorno do domo antártico, mais uma vez, expressa a compatibilidade do sinal antártico de Mawson East com os sinais encontrados no gelo, em paralelo aos sinais referentes à America do Sul, cuja dominância das massas de ar também é demonstrada nas referidas trajetórias.

5.4 ISÓTOPOS ESTÁVEIS NA NEVE ANTÁRTICA (δD e δO18)

As relações de temperatura, umidade e precipitação estão intimamente ligadas aos sistemas de evaporação e transporte da água do mar para regiões de alta latitude. As figuras 75 e 76 a seguir apresentam as observações de temperatura aferida com os valores de δD e δ18O para os anos de 2012 e 2013. Os dias julianos correspondem a dias corridos em escala anual. A temperatura do ar corresponde a altitude de 10m de altitude em relação ao solo.

Figura 76 - Temperatura do ar, δD e δ18O e profundidade da neve. Ano 2012.

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Frente à plotagens do ano 2012, o período do verão (mais precisamente pelo mês de fevereiro) é marcado por um aumento de temperatura variando de – 22,6 a - 14,8ºC, além de uma amplitude de -27 a -14,8°C. Podemos perceber a correspondência entre a temperatura e os isótopos estáveis de oxigênio e hidrogênio, nos quais as proporções isotópicas refletem as condições de temperatura cuja neve foi depositada, resultando em valores mais negativos, ouseja, maior fracionamento em temperaturas menores e valores menos negativos em temperaturas maiores.

Figura 77 - Temperatura do ar, δD e δ18O e profundidade da neve. Ano 2013.

Para o ano de 2013, o período de inverno estudado abrangendo os meados de julho e meados de agosto, é verificado uma amplitude de temperatura de- 46 a - 25 ºC, expressando a variação sazonal com faixas de temperaturas menores quando comparadas ao período estudado no ano de 2012. De fato é notável a correspondência entre a temperatura e os conteúdos de δD e δ18O, onde maiores temperaturas são acompanhadas por maiores conteúdos destes isótopos. Por outro

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lado, se as temperaturas aferidas correspondem à temperatura de precipitação da neve, entre 210 e 222 dias julianos (ou dias corridos) as temperaturas mais baixas não são acompanhadas de conteúdos mais baixos dos isótopos, os quais mantem certa constância em seus conteúdos apesar das suas variações acompanharem as variações de temperatura, demonstrando uma relação maior entre a temperatura de precipitação e variação dos isótopos para o ano de 2012 quando comparados à 2013. A análise dos isótopos permitiu paralelamente a calibração das temperaturas, resultando nas curvas de calibração entre os anos e 2012 e 2013. De acordo com a figura 77 os resultados das calibrações mostram boa correlação (r= 0,93) na deposição interanual 2012/2013. A diferença entre os valores de 2012 comparadas à 2013 refletem variações sazonais, com diferentes padrões de precipitação em determinadas estações do ano.

Figura 78 - Curvas de calibração isotópica de δD (superior esquerdo), δ18O (superior direito), de excesso de deutério(inferior esquerdo) e de δD x δ18O (linha meteórica da água local). CR1 2012- 2013.

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Quando comparamos os resultados do Criosfera 1 com outros valores da Antártica percebemos aparentemente uma diferença relacionada à altitude. De acordo com a compilação realizada por Masson-Delmonte et al. (2008), os valores apresentam uma variação direta com a altitude, no qual os valores de δD e δO18 diminuem com a altitude, conforme a avaliação de transectos em aclive, além da taxa de fracionamento (slope) para ambos os isótopos apresentarem tendência de aumento conforme figura 78.

Figura 79 - Valores da análise de regressão linear local para a relação entre a temperatura da superfície da neve e composição de δD e δO18. (a) Coeficiente de correlação entre temperatura e temperatura e δD. (b) Taxa de δD ‰ºC-1. (c) Coeficiente de correlação entre temperatura e 18 18 -1 temperatura e δO . (d)Taxa de δO ‰ºC . Ponto do Criosfera (84ºS). Fonte: Adaptado de MASS-DELMONTE et al., 2008.

Durante o verão as temperaturas médias são mais elevadas em comparação ao inverno, de modo que as precipitações e, consequentemente, o 18O presente sofre alterações em diferentes locais (MARQUETTO, 2013). Por outro lado, a relação do fracionamento isotópico com a

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altitude não seja uma condição determinante, mas secundária, estando mais diretamente ligada às temperaturas de precipitação (QIN et al., 1994), que por sua vez vão diminuindo ao adentrar o continente, expressando o efeito da continentalidade combinada a altitude. As regiões antárticas da costa recebem umidade principalmente das regiões marítimas (Mar de Ross, Wedell, Bellinghausen, Amery) enquanto que as regiões mais ao centro do continente recebem essa umidade principalmente do mar aberto (SODEMANN; STOHL, 2009). A redução gradual da temperatura de condensação durante o transporte da umidade confere um aumento no dexcesso que alcança as regiões interiores. O vapor atmosférico formado durante a formação da neve polar é geralmente supersaturado devido às temperaturas bastante baixas, levando a um fracionamento cinético por cristais de gelo. O fracionamento cinético ocorre por 18 16 questões da difusividade do HDO e H2 O no ar serem menores que do H2 O, culminando em um menor tempo para a saída de D para a fase vapor. Como o fracionamento cinético é mais intenso quando há reduções temperatura e uma boa parte da precipitação na área de estudo se dar pela sublimação e posterior deposição dos cristais de gelo - cujo processo pode acarretar em um aumento do d (SATAKE; KAWADA, 1997) -, observa-se uma tendência para o aumento do d em função do decréscimo da temperatura de condensação de acordo com o gráfico de dexcesso na figura 74. O gráfico da relação deδD x δ18O apresenta o comportamento da linha meteórica da água local, com curva deδD (‰)= 7,67 δ18O(‰) – 9,23. Esta curva demonstra valores de coeficiente angular muito próximo dos encontrados por Petit et al. (1991) – δD = 7,7 δ18O – 6 (modelo de precipitação) e δD (‰)= 7,8 δ18O(‰) – 2 (resultados práticos) – e Mass-Delmonte et al. (2008) para todos os pontos analisados – δD (‰)= 7,75 δ18O(‰) – 4,93 -, das quais podem ser apontados dois fatos. Primeiro é sobre as condições de preservação das amostras serem satisfatórias, dado que tais isótopos necessitam de cuidados especiais que não acarretem em diferenças expressivas no conteúdo destes no gelo. O segundo fato é o comportamento esperado frente à linha meteórica da água global- δD (‰)= 8,13 δ18O(‰)+10,8 (ROZANISKI et al., 1993), demonstrando evaporações secundárias no processo, e variações sazonais durante a precipitação.

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5.5 ÍNDICE DE ABSORÇÃO DE AEROSSOL (IAA)

Na tentativa de identificar tais eventos de emissão de poeira das regiões desérticas em escala global durante os períodos em questão, são apresentados na figura a seguir os resultados do índice. Quanto maior o índice (ou mais próximo da cor vermelho), maior o conteúdo de material de poeira na atmosfera. De todos os períodos analisados, as emissões ativas identificadas se dão no continente australiano no período de outubro de 2012 e novembro de 2015. Na região sul-americana as emissões aparentes se dão entre junho e julho de 2012, de agosto a setembro de 2013 e em abril de 2015, com maiores expressões na região do altiplano boliviano e na região da patagônia argentina. A consideração do primeiro deriva das hipóteses desta região como contribuinte de material durante os períodos glaciais pleistocênicos para a região leste do platô antártico (DELMONTE et al., 2010). Com relação às emissões dos desertos africanos, apesar de emitir muito material em forma de poeira mineral, as correntes atmosféricas geram caminhos de transporte ao encontro do oceano atlântico (direções oeste/sudoeste), desfavorecendo o encaminhamento deste material até o continente antártico (PROSPERO et al., 2002). As emissões identificadas contribuem para verificar a relação das assinaturas isotópicas nos anos de estudo. Primeiramente as regiões consideradas emissoras de fato expressam seu potencial através das imagens geradas, como evidenciado pelos estudos de Prospero et al. (2002); Goudie e Middleton (2006) que utilizaram esta ferramenta em identificações de poeira mineral em escala global. Particularmente em relação ao período de abril de 2015, os altos índices de absorção presentes estão relacionados com a erupção do vulcão Cabulco no Chile. Apesar da emissão de fumaça e poeira em grande quantidade, não foram observados sinais isotópicos característicos de vulcões (altos valores de ƐNd e baixas razões de Sr) no gelo antártico, visto que o acúmulo efetivo no local de estudo se deu seis meses após o início da deposição efetiva de 2015. Estendendo a observação sobre este ano, para o mês de novembro, ainda que haja a emissão de acordo com a Figura 80, foi atribuída baixa contribuição das massas de ar com

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passagem ou origem relacionada ao continente australiano, reduzindo suas possiblidades de sinais isotópicos com o CR1.

Altiplano Boliviano

Figura 80 - Emissões mais expressivas do ano de 2012. Altiplano Boliviano (Superior e intermediário). Austrália (inferior).

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Figura 81 - Emissões mais expressivas do ano de 2013. Altiplano Boliviano e Pampa Argentino.

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Figura 82 - Emissões mais expressivas do ano de 2015. Pampa Argentino (abril) e Austrália (Novembro).

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5.6 SINAIS DE POEIRA MINERAL NA ANTÁRTICA: DADOS SATELITAIS CALIPSO

Os dados satelitais são alternativas com diversas aplicações para classificar a presença de determinados tipos de aerossol. Ao realizar uma varredura sobre o aporte de material na forma de aerossol mineral na área de estudo apresentado na figura 83, sinalizam a presença deste tipo de aerossol no ambiente.

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De certa forma a verificação destes sinais é pontual, em função da pouca quantidade de material que chega ao continente, da ordem de µg/m-3/ano (LI et al., 2010). Apesar da grande vantagem desta ferramenta, somente é possível mensurar os aerossóis de forma qualitativa. Geralmente as plumas vêm acompanhadas de uma mistura de materiais, contendo aerossóis de diversas matrizes em conjunto com as nuvens. Na presença de nuvens as absorções são tipicamente reduzidas devido ao efeito de blindagem proporcionado (WAGNER et al., 2008), resultando em imagens em que há a classificação de aerossol do tipo poeira e outros aerossóis em algumas camadas abaixo da superfície da nuvem. Isso explica as regiões em preto em direção ortogonal entre a superfície e as camadas de nuvens. Além da confirmação do aporte mineral, mesmo em parcelas muito pequenas, constata-se a altitude na qual os materiais são transportados. Nas imagens identificadas, não foi possível obter uma passagem do satélite sobre o local do CR1, apenas com distâncias maiores que 220km devido às restrições de trajetória do satélite. De acordo com a figura 84, no final de dezembro a poeira se desloca próxima ao continente entre 1000 e 4000m de altitude. Para o caso do dia 21 de dezembro de 2012, a definição do aerossol se encontra bem classificada, não havendo efeitos de blindagem, apesar de estar acompanhada de uma massa de nuvens, cuja recorrência é confirmada por Gassó e Stein (2007). Na figura 84, ao invés do conteúdo de poeira se localizar em maiores altitudes troposféricas, o conteúdo de poeira se encontra dispersa entre a baixa troposfera a camada próxima ao oceano, mostrando outra possível altitude de transporte eólico. Uma observação importante nesta última figura é o conjunto de particulados classificados como poeira, demonstrando a capacidade robusta do algoritmo de classificação, visto que na máscara vertical esta seção encontra-se com presença de aerossóis bem pontuais. De certa forma também exemplifica as baixíssimas concentrações de particulados que se aproximam do continente.

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Figura 84 - Máscara de caracterização vertical (superior), sedno1= ar limpo, 2=nuvens, 3=aerossol, 4=camada estratosférica, 5=superfície, 6=subsuperfície, 7=totalmente atenuado, L=não/confiável. Classificação do tipo de aerossol (meio), sendo N/A=não aplicável, 1=marinho limpo, 2=poeira, 3=continental poluído, 4=continental limpo, 5=poeira poluída, 6=fumaça. Linha geográfica da caracterização (inferior).

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6 CONCLUSÃO

6.1 ISÓTOPOS ESTÁVEIS E DINÂMICA DE DEPOSIÇÃO DE NEVE

Os variação dos isótopos estáveis de δD e δ18O apresentaram correlação com as variações de temperatura sensibilidade atribuída às temperaturas de precipitação, suportado pelas medições de temperatura do ar durante as séries temporais estudadas. Isso traz para a comunidade científica polar mais informações a respeito dos estudos glaciológicos acerca da dinâmica de precipitação de uma região da antártica central, porém não se situando em altitudes mais elevadas quando comparadas aos das regiões do platô antártico, onde as precipitações condicionadas pelas advecções de ar com origens marinhas de norte (mar de Amundsen e Bellinghausen) e de leste (mar de Wedell) caracterizam os regimes de precipitação da neve a partir da umidade, presente na massa de ar, que alcança a região, em paralelo com os efeitos orográficos aparentes, recebendo também material de deriva superficial. Particularmente sobre o deutério em excesso, este apresentou comportamento dentro do esperado (tendência de maiores valores para menores temperaturas). No entanto, apesar do d informar sobre as diferentes contribuições de material aportado (neve/gelo) sobre o local, como por exemplo nevascas, frutos das condições de alta energia onde há suspensão, mistura e carreamento de neve e gelo com proporções isotópicas distintas, resultando em variações abruptas no conteúdo de d, não foram verificadas tais anomalias.

6.2 ASSINATURAS ISOTÓPICAS NO CR1 MASSAS DE AR

Os estudos de proveniência da poeira nas regiões centrais e do platô leste da antártica contribuem para a caracterização isotópica das áreas-fonte potenciais do hemisfério sul, especialmente do sul da América do Sul, bem como os caminhos atmosféricos que reproduzem os transportes de longa duração até a Antártica. De todas as trajetórias analisadas durante os três anos estudados, o domínio da região sul da América do Sul é expressivo, bem como as trajetórias que contornam o lado leste do domo antártico, desde a Terra da Princesa Elizabeth até

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Terra Coats/Plataforma de Gelo de Ronnie, permitindo constatar efeitos orográficos que influenciam as massas de ar que aportam à região do CR1. As trajetórias oriundas do Sul da África são isoladas com pouca dominância. Quanto à região australiana, esta apresenta uma expressão intermediária, apesar dos domínios isotópicos conduzirem aos sinais isotópicos encontrados na neve. Apesar da longa e ampla área geográfica estudada da América do Sul, incluindo parte dos Andes, Patagônia, Argentina Pampa, bem como a plataforma continental possuírem suas heterogeneidades particulares (granulometria, mineralogia, rocha, leito de rio, solo superficial, etc.), a assinatura isotópica de maneira geral da região patagônica, considerada a de maior contribuição tanto pela proximidade continental como pelos modelos atmosféricos, tem um perfil de isotópico homogêneo, com características pontuais de valores de Nd mais negativos quando comparada às outras fontes principais na mesma região. Por outro lado a região da Patagônia não apresenta material com sinal isotópico característico de crosta inferior, reduzindo as possibilidades desta área fonte para 2013, a princípio. Tal fato abre uma margem para duas suposições: ou uma nova área fonte no sul da América do Sul, particularmente entre o Uruguai e os Pampas Argentinos (região do Tandil), se expõem de maneira pontual por razão de algum evento ou alguma região não considerada na literatura necessita de uma análise mais apurada. Por fim a região aparenta um contínuo domínio natural das contribuições de poeira para a Antártica, mesmo que na análise do gelo não tenha sido reproduzida a faixa dos sinais isotópicos esperados. A emissão eólica de poeira mineral com origem australiana, por ser de maior magnitude remete, em princípio, uma maior contribuição para o continente antártico. Por outro lado, ao comparar os caminhos pelos quais as massas de ar se deslocam, provavelmente boa parte do material emitido se deposita no mar, aliada a maior distância entre os continentes. Do ponto de vista das contribuições relacionadas aos períodos glaciais e interglaciais, frente aos estudos previamente realizados nos testemunhos de gelo, a contribuição australiana é maior no período interglacial. Sendo assim, isso sugere não descartar a possibilidade dos materiais, principalmente das regiões AUS 2 e 3, se fazerem presentes nas regiões centrais da Antártica, pois de certa forma, sob o olhar dos ciclos climatológicos, o tempo presente encontra-se em um período interglacial.

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A região Antártica apresentou a maior correspondência entre as assinaturas isotópicas e as trajetórias das massas de ar. A verificação de tais massas que contornam o domo antártico pelo lado leste do continente, em diversos meses de diferentes anos, reforçam a ideia de um sinal continental endógeno, principalmente nos anos de 2013 e 2015, já que no ano de 2012, mesmo que assinaturas isotópicas referentes ao primeiro ano de estudo sejam muito próximos dos encontrados na Ilha de Berkner, no banco de dados compilado estas assinaturas não se fazem presente na Antártica, reduzindo a possibilidade de um sinal Antártico para este ano. Portanto, em termos gerais, a análise isotópica permitiu a constatação de que múltiplas fontes com características distintas alcançam os locais centrais do continente Antártico, com uma maior tendência de reprodução de sinais isotópicos do próprio continente e do continente Australiano.

6.3 DADOS SATELITAIS – MetOpA/B E CALIPSO

Os dados satelitais se mostraram uma ferramenta adicional interessante no suporte de identificação das áreas emissoras relacionada aos períodos de deposição. Os resultados do índice de absorção de aerossol, no entanto,apresentaram sinais de emissão pontuais com relação aos sinais isotópicos encontrados, principalmente para a região do pampa Argentino do ano de 2013. Para os anos de 2012 e 2015, com foco no continente australiano, o primeiro ano apresentou um evento de maior expressão, porém as trajetórias das massas de ar não corroboram para a chegada do material, ao contrário do último ano, cujoevento de menor expressão foi diagnosticado, mas que também não teve trajetórias favoráveis que relacionem diretamente os eventos de emissão com as trajetórias das massas de ar. Em linhas gerais, somente o evento de 2013 para a América do Sul, amparados pelos sinais isotópicos da região, aparentam correspondências aos encontrados na Antártica. Os dados obtidos pelas classificações do satélite CALIPSO foram importantes para evidenciar as altitudes nas quais o aerossol mineral é carreado em torno do continente antártico. A dificuldade de verificar plumas de aerossol com alguma parcela de poeira (dust) nas proximidades do continente antártico é percebida ao passo dos efeitos de blindagem gerados pelas nuvens. Contudo, foi possível identificar conteúdos desta natureza, demonstrando a capacidade qualitativa dos

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dados, porém necessitando de uma exploração mais aprofundada do conjunto de orbitas integradas, que possam resultar em identificações mais conclusivas.

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8 APÊNDICE

APÊNDICE A - Referências bibliográficas do banco de dados de Estrôncio de Neodímio

AUSTRÁLIA

REGIÃO DOI TÍTULO JOURNAL australia_points_1 10.1016/S0301-9268(00)00148-0 ARCHAEAN MAFIC MAGMATISM IN THE KALGOORLIE AREA OF THE YILGARN CRATON australia_points_1 ARCHEAN MAFIC AND ULTRAMAFIC VOLCANIC ROCKS australia_points_1 10.1016/j.chemgeo.2010.02.022 ELEMENTAL AND ND-ISOTOPE SYSTEMATICS OF THE UPPER BASALT UNIT australia_points_1 10.1016/j.lithos.2009.11.008 GEOCHEMICAL SYSTEMATICS OF BASALTS OF THE LOWER BASALT UNIT australia_points_1 10.1016/j.precamres.2009.08.002 GEOCHEMISTRY OF COEXISTING DEPLETED AND ENRICHED PARINGA BASALTS australia_points_1 GRENVILLE-AGE BELTS AND ASSOCIATED OLDER TERRANES IN AUSTRALIA AND ANTARCTICA J. AUSTRAL. GEOL. GEOPHYS. australia_points_1 10.1016/j.precamres.2010.04.003 MAGNESIAN DYKE SUITES OF THE 2.7ï¿½GA KAMBALDA SEQUENCE australia_points_1 RE-OS AND SM-ND ISOTOPIC CONSTRAINTS ON THE SOURCES OF KIMBERLITES AND MELNOITES australia_points_1 REE AND ND ISOTOPE GEOCHEMISTRY australia_points_1 10.1038/307697a0 REVISED SM-ND SYSTEMATICS OF KAMBALDA GREENSTONES

SM-ND AGE OF KAMBALDA AND KANOWNA GREENSTONES AND HETEROGENEITY IN THE australia_points_1 10.1038/294322a0 NATURE ARCHEAN MANTLE australia_points_1 10.1016/0301-9268(84)90007-X SM-ND GEOCHRONOLOGY OF THE GREENSTONE BELTS IN THE YILGARN BLOCK

THE NATURE OF THE WALLABY (CUVIER) PLATEAU AND OTHER IGNEOUS PROVINCES OF THE australia_points_1 AGSO J. AUSTRALIAN GEOL. GEOPHYS. WEST AUSTRALIAN MARGIN

australia_points_1 10.1016/j.lithos.2004.03.031 THE PETROGENESIS OF CARBONATITE australia_points_1 10.1016/0012-821X(96)00150-1 THE PETROGENESIS OF THE BUNBURY BASALT australia_points_1 10.1016/S0012-821X(85)80003-0 THE SM-ND AGE OF KAMBALDA VOLCANICS IS 500 MA TOO OLD EARTH PLANET. SCI. LETT.

A COMPARITIVE STUDY OF THE GEOCHEMICAL AND ISOTOPIC SYSTEMATICS OF LATE ARCHEAN australia_points_2 10.1016/0301-9268(92)90072-V PREC. RESEARCH FLOOD BASALTS FROM THE PILBARA AND KAAPVAAL CRATONS

australia_points_2 10.1016/0012-821X(87)90025-2 AGE OF THE ARCHEAN TALGA-TALGA SUBGROUP 126

australia_points_2 10.1093/petrology/egh014 EVIDENCE FOR EARLY LREE-ENRICHED MANTLE SOURCE REGIONS: DIVERSE MAGMAS FROM THE C. 3.0 GA MALLINA BASIN

EVIDENCE FOR MESOARCHEAN (3.2ï¿½GA) RIFTING OF THE PILBARA CRATON: THE MISSING australia_points_2 10.1016/j.precamres.2009.11.007 PREC. RESEARCH LINK IN AN EARLY PRECAMBRIAN WILSON CYCLE

GEOCHEMISTRY AND GEODYNAMIC SETTING OF VOLCANIC AND PLUTONIC ROCKS ASSOCIATED australia_points_2 10.1016/S0301-9268(00)00083-8 WITH EARLY ARCHEAN VOLCANOGENIC MASSIVE SULFIDE MINERALIZATION

GEOCHEMISTRY AND PETROGENESIS OF ARCHEAN AND EARLY PROTEROZOIC SILICEOUS HIGH- australia_points_2 MAGNESIAN BASALTS

australia_points_2 GEOCHEMISTRY OF THE 755 MA MUNDINE WELL DYKE SWARM

MODERN-STYLE SUBDUCTION PROCESSES IN THE MESOARCHAEAN: GEOCHEMICAL EVIDENCE australia_points_2 10.1016/j.epsl.2004.12.026 EARTH PLANET. SCI. LETT. FROM THE 3.12 GA WHUNDO INTRA-OCEANIC ARC

ND AND SR ISOTOPES IN KIMBERLITES AND LAMPROITES FROM WESTERN AUSTRALIA: AN australia_points_2 10.1038/302400a0 NATURE ENRICHED MANTLE ORIGIN

ORIGIN OF THE 3500-3300 MA CALC-ALKAINE ROCKS IN THE PILBARA ARCHEAN: ISOTOPIC AND australia_points_2 10.1016/0301-9268(93)90047-6 PREC. RESEARCH GEOCHEMICAL CONSTRAINTS FROM THE SHAW BATHOLITH australia_points_2 10.1016/S0301-9268(99)00084-4 TECTONIC IMPLICATIONS OF PALAEOPROTEROZOIC POST-COLLISIONAL

THE OLDEST CONTINENTAL AND OCEANIC PLATEAUS; GEOCHEMISTRY OF BASALTS AND australia_points_2 KOMATIITES OF THE PILBARA CRATON

USE OF GEOCHEMISTRY AS A GUIDE TO PLATINUM GROUP ELEMENT POTENTIAL OF MAFIC- australia_points_2 ULTRAMAFIC ROCKS; EXAMPLES FROM THE WEST PILBARA BLOCKS AND HALLS CREEK MOBILE ZONE

A-TYPE MAGMATISM IN THE WESTERN LACHLAN FOLD BELT? A STUDY OF GRANITES AND australia_points_3 10.1016/j.lithos.2006.12.008 RHYOLITES FROM THE GRAMPIANS REGION

AN ANALCIME MUGEARITE-MEGACRYST ASSOCIATION FROM NORTHEASTERN NEW SOUTH australia_points_3 10.1007/BF00306482 WALES: IMPLICATIONS FOR HIGH-PRESSURE AMPHIBOLE-DOMINATED FRACTIONATION OF CONTRIB. MINERAL. PETROL. ALKALINE MAGMAS australia_points_3 10.1080/08120090500304299 BELMORE VOLCANIC PROVINCE

CHARACTERISATION OF A PLUME-RELATED ~ 800 MA MAGMATIC EVENT AND ITS australia_points_3 10.1016/0012-821X(94)90077-9 EARTH PLANET. SCI. LETT. IMPLICATIONS FOR BASIN FORMATION IN CENTRAL-SOUTHERN AUSTRALIA

CO2- AND LREE-RICH MANTLE BELOW AESTERN AUSTRALIA: A REE AND ISOTOPIC STUDY OF australia_points_3 10.1016/0012-821X(83)90167-X ALKALINE MAGMAS AND APTITE-RICH MANTLE XENOLITHS FROM SOUTHERN HIGHLANDS PROVINCE

127

CO2-AND LREE-RICH MANTLE BELOW EASTERN AUSTRALIA: A REE AND ISOTOPIC STUDY OF australia_points_3 10.1016/0012-821X(83)90167-X ALKALINE MAGMAS AND APATITE-RICH MANTLE XENOLITHS FROM THE SOUTHERN HIGHLANDS PROVINCE

COMBINED U-PB DATING AND SM-ND STUDIES ON LOWER CRUST AND MANTLE XENOLITHS australia_points_3 FROM THE DELEGATE BASALTIC PIPES

australia_points_3 10.1080/08120090600632466 CONTINENTAL CA 1.7 - 1.69 GA FE-RICH METATHOLEIITES IN THE CURNAMONA PROVINCE

E WILLOURAN BASIC PROVINCE OF SOUTH AUSTRALIA: ITS RELATION TO THE GUIBEI LARGE australia_points_3 10.1016/j.lithos.2010.08.011 LITHOS IGNEOUS PROVINCE IN SOUTH CHINA AND THE BREAKUP OF RODINIA

EVIDENCE FOR CARBONATITE METASOMATISM IN SPINEL PERIDOTITE XENOLITHS FROM australia_points_3 10.1016/0012-821X(91)90078-V WESTERN VICTORIA

GEOCHEMICAL AND ISOTOPIC CONSTRAINTS ON THE ORIGIN OF THE JURASSIC DOLERITES OF australia_points_3 10.1093/petrology/30.4.841 J. PETROL. TASMANIA

GEOCHEMICAL AND ISOTOPIC SYSTEMATICS IN CARBONATITES AND IMPLICATIONS FOR THE australia_points_3 10.1016/0016-7037(88)90051-8 GEOCHIM. COSMOCHIM. ACTA EVOLUTION OF OCEAN-ISLAND SOURCES australia_points_3 10.1046/j.1440-0952.2001.00863.x GEOCHEMICAL AND ND-ISOTOPIC SYSTEMATICS OF THE PERMO-TRIASSIC GYMPIE GROUP

GEOCHEMICAL EVIDENCE FROM LOWER PERMIAN VOLCANIC ROCKS OF NORTHEAST NEW australia_points_3 10.1046/j.1440-0952.2001.00850.x AUSTR. J. EARTH SCI. SOUTH WALES FOR ASTHENOSPHERIC UPWELLING FOLLOWING SLAB BREAKOFF australia_points_3 10.1016/S0009-2541(01)00347-3 GEOCHEMICAL EVOLUTION OF LITHOSPHERIC MANTLE BENEATH S.E. SOUTH AUSTRALIA CHEM. GEOL.

GEOCHEMISTRY AND AGE OF METAMORPHOSED FELSIC IGNEOUS ROCKS WITH A-TYPE australia_points_3 10.1016/0024-4937(96)00011-4 AFFINITIES IN THE WILLYAMA SUPERGROUP

australia_points_3 10.1029/95JB01424 GEOCHEMISTRY AND GEOCHRONOLOGY OF ANCIENT SOUTHEAST PACIFIC SEAFLOOR J GEOPHYS RES

GEOCHEMISTRY AND TECTONIC SETTING OF SOME NEOPROTEROZOIC AND EARLY CAMBRIAN australia_points_3 10.1080/08120099708728358 AUSTR. J. EARTH SCI. VOLCANICS IN WESTERN NEW SOUTH WALES australia_points_3 10.1080/08120099408728142 GEOCHEMISTRY OF THE MT WRIGHT VOLCANICS FROM THE WONOMINTA BLOCK

ISOTOPIC AND GEOCHEMICAL SYSTEMATICS IN TERTIARY-RECENT BASALTS FROM australia_points_3 10.1016/0016-7037(85)90063-8 SOUTHEASTERN AUSTRALIA AND IMPLICATIONS FOR THE EVOLUTION OF THE SUB- GEOCHIM. COSMOCHIM. ACTA CONTINENTAL MANTLE

australia_points_3 10.1046/j.1440-0952.2003.00990.x LATE ORDOVICIAN ISLAND-ARC VOLCANIC ROCKS

128

MAGMATIC CHANGES DURING THE STABILISATION OF A CORDILLERAN FOLD BELT: THE LATE australia_points_3 10.1016/S0024-4937(98)00042-5 CARBONIFEROUS-TRIASSIC IGNEOUS HISTORY OF EASTERN NEW SOUTH WALES

australia_points_3 10.1080/08120090601147001 MAGMATIC CHARACTERISTICS AND GEOCHRONOLL

MANTLE HETEROGENEITY BENEATH THE CENOZOIC VOLCANIC PROVINCES OF CENTRAL australia_points_3 10.1080/08120090500139448 VICTORIA INFERRED FROM TRACE-ELEMENT AND SR

10.1130/0091- australia_points_3 MELTING OF A SUBDUCTION-MODIFIED CONTINENTAL LITHOSPHERIC 7613(1993)021<0463:MOASMC>2.3.CO;2

australia_points_3 10.1016/S0009-2541(96)00130-1 MULTIPLE SOURCES FOR BASALTIC ROCKS FROM DUBBO

NEODYMIUM ISOTOPIC CONSTRAINTS FOR THE ORIGIN OF MESOPROTEROZOIC FELSIC australia_points_3 10.1139/e95-039 MAGMATISM

OSMIUM ISOTOPIC EVIDENCE FOR CRUST-MANTLE INTERACTION IN THE GENESIS OF australia_points_3 10.1093/petrology/42.6.1197 CONTINENTAL INTRAPLATE BASALTS FROM THE NEWER VOLCANICS PROVINCE

australia_points_3 10.1016/j.precamres.2005.08.004 PROVENANCE AND TECTONIC DEVELOPMENT OF THE LATE ARCHAEAN GAWLER CRATON

S-TYPE IGNIMBRITES WITH POLYBARIC CRYSTALLISATION HISTORIES: THE TOLMIE IGNEOUS australia_points_3 10.1007/s00410-011-0652-1 COMPLEX

SM-ND ISOTOPIC EVIDENCE FOR THE PROVENANCE OF SEDIMENTS FROM THE ADELAIDE FOLD australia_points_3 10.1016/0016-7037(93)90116-E GEOCHIM. COSMOCHIM. ACTA BELT AND SOUTHEASTERN AUSTRALIA WITH IMPLICATIONS FOR EPISODIC CRUSTAL ADDITION

SM-ND MINERAL ISOCHRON AGES OF LATE PROTEROZOIC DYKE SWARMS IN AUSTRALIA: australia_points_3 10.1016/0009-2541(93)90079-X CHEM. GEOL. EVIDENCE FOR TWO DISTINCTIVE EVENTS OF MAFIC MAGMATISM AND CRUSTAL EXTENSION

SUBCONTINENTAL VERSUS SUBOCEANIC MANTLE: II ND-SR-PB ISOTOPIC COMPARISON OF australia_points_3 10.1016/0012-821X(82)90170-4 CONTINENTAL THOLEIITES WITH MID-OCEAN RIDGE THOLEIITES

australia_points_3 10.1007/BF01162768 SUBDUCTION-RELATED LATE PERMIAN SHOSHONITES OF THE SYDNEY BASIN

THE IMPORTANCE OF DIFFERENT TYPES OF MAGMATISM IN VHMS MINERALISATION: EVIDENCE australia_points_3 10.1007/BF01161862 FROM THE GEOCHEMISTRY OF THE HOST VOLCANIC ROCKS TO THE BENAMBRA MASSIVE SULPHIDE DEPOSITS

THE MOUNT WRIGHT ARC: A CAMBRIAN SUBDUCTION SYSTEM DEVELOPED ON THE australia_points_3 10.1016/j.gr.2010.11.017 CONTINENTAL MARGIN OF EAST GONDWANA

australia_points_3 10.1016/0016-7037(86)90172-9 THE ORIGINS OF ULTRAPOTASSIC ROCKS AS INFERRED FROM SR

129

australia_points_3 10.1016/0012-821X(91)90126-3 THE PETROGENESIS OF MESOZOIC GONDWANA LOW-TI FLOOD BASALTS EARTH PLANET. SCI. LETT.

THE PETROLOGY OF HIGH PRESSURE XENOLITHS AND ASSOCIATED CENOZOIC BASALTS FROM australia_points_3 10.1016/j.lithos.2010.03.012 LITHOS NORTHEASTERN TASMANIA

TRACE ELEMENT PARTITIONING BETWEEN MICA- AND AMPHIBOLE-BEARING GARNET australia_points_3 10.1007/s00410-010-0570-7 LHERZOLITE AND HYDROUS BASANITE MELT: 2. TASMANIAN CAINOZOIC BASALTS AND THEIR CONTRIB. MINERAL. PETROL. ORIGINS OF INTRAPLATE BASALTIC MAGMAS

U-SERIES ISOTOPE AND GEODYNAMIC CONSTRAINTS ON MANTLE MELTING PROCESSES australia_points_3 10.1016/j.epsl.2007.07.006 EARTH PLANET. SCI. LETT. BENEATH THE NEWER VOLCANIC PROVINCE IN SOUTH AUSTRALIA australia_points_4 10.1016/S0024-4937(99)00068-7 EVOLUTION OF A POST-BATHOLITH DIKE SWARM IN CENTRAL COASTAL QUEENSLAND

GEOCHEMICAL ANATOMY OF SILICA IRON EXHALITES: EVIDENCE FOR HYDROTHERMAL australia_points_4 10.2113/gsecongeo.96.5.1201 OXYANION CYCLING IN RESPONSE TO VENT FLUID REDOX AND THERMAL EVOLUTION (MT. WINDSOR SUBPROVINCE

GEOCHEMICAL CHARACTERISTICS OF LAVA-FIELD BASALTS FROM EASTERN AUSTRALIA AND australia_points_4 10.1007/s004100050096 CONTRIB. MINERAL. PETROL. INFERRED SOURCES: CONNECTIONS WITH THE SUBCONTINENTAL LITHOSPHERIC MANTLE?

LATE PALEOZOIC CRUSTAL HISTORY OF CENTRAL COASTAL QUEENSLAND INTERPRETED FROM australia_points_4 10.1016/S0024-4937(97)00037-6 LITHOS GEOCHEMISTRY OF MESOZOIC PLUTONS: THE EFFECTS OF CONTINENTAL RIFTING australia_points_4 10.1016/0016-7037(86)90391-1 LOWER CRUSTAL XENOLITHS FROM QUEENSLAND

ORIGIN OF NORTH QUEENSLAND CENOZOIC VOLCANISM: RELATIONSHIPS TO LONG LAVA FLOW australia_points_4 10.1029/97JB03578 BASALTIC FIELDS

PETROGENESIS AND GEODYNAMIC IMPLICATIONS OF LATE CENOZOIC BASALTS IN NORTH australia_points_4 10.1093/petrology/42.4.685 QUEENSLAND

australia_points_4 10.1046/j.1440-0952.2000.00833.x PETROLOGICAL

130

AMERICA DO SUL

REGIÃO DOI TITLE JOURNAL

Altiplano Sul Salar Isotopic constraints on the source of Argentinian loess with implications for atmospheric circulation and the provenance of Antarctic dust during recent glacial maxima

Altiplano Sul Salar Lower Carboniferous post-orogenic granites in central-eastern Sierra de Velasco, Sierras Pampeanas, Argentina: U?Pb monazite geochronology, geochemistry and Sr?Nd isotopes

Altiplano Sul Salar Pre-Cenozoic intra-plate magmatism along the Central Andes (17?34?S): Composition of the mantle at an active margin

Altiplano Sul Salar A GEOCHEMICAL TRAVERSE ACROSS THE MIDDLE MIOCENE MAGMATIC ARC IN THE SOUTHERN PART OF THE CENTRAL BERLINER GEOWISS. ABH. A VOLCANIC ZONE OF THE ANDES (ZVZ, 25?-26?30?S, 67?30^-69^W)

Altiplano Sul Salar 10.1016/j.jvolgeores.2005.10.008 BIMODAL VOLCANISM IN A TECTONIC TRANSFER ZONE: EVIDENCE FOR TECTONICALLY CONTROLLED MAGMATISM IN J. VOLCANOL. GEOTHERM. THE SOUTHERN CENTRAL ANDES, NW ARGENTINA RES.

Altiplano Sul Salar 10.1007/s00710-010-0127-5 CONSTRAINTS ON METASOMATIZED MANTLE UNDER CENTRAL SOUTH AMERICA: EVIDENCE FROM JURASSIC ALKALINE MINERAL. PETROL. LAMPROPHYRE DYKES FROM THE EASTERN CORDILLERA, NM ARGENTINA

Altiplano Sul Salar 10.1093/petroj/40.10.1527 CRUSTAL RECYCLING OF METAMORPHIC BASEMENT: LATE PALEOZOIC GRANITOIDS OF NORTHERN CHILE (ABOUT J. PETROL. 22?S). IMPLICATIONS FOR THE COMPOSITION OF THE ANDEAN CRUST

Altiplano Sul Salar 10.1029/94JB00652 EFFUSIVE SILICIC VOLCANISM IN THE CENTRAL ANDES: THE CHAO DACITE AND OTHER YOUNG LAVAS OF THE J. GEOPHYS. RES. ALTIPLANO-PUNA VOLCANIC COMPLEX

Altiplano Sul Salar 10.1016/S0895-9811(99)00011-5 EVIDENCE FOR LATE MIOCENE TO RECENT CONTAMINATION OF ARC ANDESITES BY CRUSTAL MELTS IN THE CHILEAN J. S. AMER. EARTH SCI. ANDES (25? - 26?) AND ITS GEODYNAMIC IMPLICATIONS

Altiplano Sul Salar 10.1016/j.jvolgeores.2004.03.007 FROM ANDESITIC VOLCANISM TO THE FORMATION OF A PORPHYRY CU-AU MINERALIZING MAGMA CHAMBER: THE J. VOLCANOL. GEOTHERM. FARALLON NEGRO VOLCANIC COMPLEX, NORTHWESTERN ARGENTINA RES.

Altiplano Sul Salar 10.1007/s004100050158 GENERATION OF A CRUST-MANTLE MIXTURE: MAGMA SOURCES AND CONTAMINATION AT CERRO PANIZOS, CENTRAL CONTRIB. MINERAL. ANDES PETROL.

Altiplano Sul Salar 10.1016/S0009-2541(00)00249-7 GEOCHEMISTRY AND ISOTOPE SYSTEMATICS OF SMALL- TO MEDIUM-VOLUME NEOGENE-QUATERNARY IGNIMBRITES CHEM. GEOL. IN THE SOUTHERN CENTRAL ANDES: EVIDENCE FOR DERIVATION FROM ANDESITIC MAGMA SOURCES

Altiplano Sul Salar 10.1016/S0377-0273(02)00257-3 GEODYNAMICAL EVOLUTION OF CENTRAL ANDES AT 24?S AS INFERRED BY MAGMA COMPOSITION ALONG THE J. VOLCANOL. GEOTHERM. CALAMA-OLACAPATO-EL TORO TRANSVERSAL VOLCANIC BELT RES. 131

Altiplano Sul Salar 10.1007/BF00320830 IMPLICATIONS OF QUATERNARY VOLCANISM AT CERRO TUZGLE FOR CRUSTAL AND MANTLE EVOLUTION OF THE PUNA CONTRIB. MINERAL. PLATEAU, CENTRAL ANDES, ARGENTINA PETROL.

Altiplano Sul Salar 10.1016/S0895-9811(99)00012-7 INCORPORATION OF THE PALEOGENE FORELAND INTO THE NEOGENE PUNA PLATEAU: THE SALAR DE ANTOFALLA J. S. AMER. EARTH SCI. AREA, NW ARGENTINA

Altiplano Sul Salar 10.1016/0012-821X(82)90197-2 ISOTOPE AND TRACE ELEMENT EVIDENCE FOR LATE-STAGE INTRA-CRUSTAL MELTING IN THE HIGH ANDES EARTH PLANET. SCI. LETT.

Altiplano Sul Salar 10.1007/s00410-001-0344-3 ISOTOPIC COMPOSITION OF LATE MESOZOIC BASIC AND ULTRABASIC ROCKS FROM THE ANDES (23-32?S) - CONTRIB. MINERAL. IMPLICATIONS FOR THE ANDEAN MANTLE PETROL.

Altiplano Sul Salar 10.1093/petrology/35.2.401 LASCAR VOLCANO, NORTHERN CHILE: EVIDENCE FOR STEADY-STATE DISEQUILIBRIUM J. PETROL.

Altiplano Sul Salar 10.1007/s004100000214 MAGMA EVOLUTION IN THE PURICO IGNIMBRITE COMPLEX, NORTHERN CHILE: EVIDENCE FOR ZONING OF A DACITE CONTRIB. MINERAL. MAGMA BY INJECTION OF RHYOLITIC MELTS FOLLOWING MAFIC RECHARGE PETROL.

Altiplano Sul Salar 10.1093/petrology/42.3.459 MAGMATIC EVOLUTION OF THE LA PACANA CALDERA SYSTEM, CENTRAL ANDES, CHILE: COMPOSITIONAL VARIATION J. PETROL. OF TWO COGENETIC LARGE-VOLUME FELSIC IGNIMBRITES

Altiplano Sul Salar 10.1130/B26109.1 MIOCENE MAGMATISM AND TECTONICS OF THE EASTERNMOST SECTOR OF THE CALAMA-OLACAPATO-EL TOTO FAULT BULL. GEOL. SOC. AM. SYSTEM IN CENTRAL ANDES AT ~24?S: INSIGHTS INTO THE EVOLUTION OF THE EASTERN CORDILLERA

Altiplano Sul Salar 10.1007/s00410-006-0119-y ND, PB, AND SR ISOTOPE COMPOSITION OF JUVENILE MAGMATISM IN THE MESOZOIC LARGE MAGMATIC PROVINCE CONTRIB. MINERAL. OF NORTHERN CHILE (18-27?S): INDICATIONS FOR A UNIFORM SUBARC MANTLE PETROL.

Altiplano Sul Salar 10.1093/petrology/43.5.907 PETROGENESIS OF EARLY NEOGENE MAGMATISM IN THE NORTHERN PUNA; IMPLICATIONS FOR MAGMA GENESIS AND J. PETROL. CRUSTAL PROCESSES IN THE CENTRAL ANDEAN PLATEAU

Altiplano Sul Salar PETROLOGY AND GEOCHEMISTRY OF VOLCANIC ROCKS OF THE CERRO GALAN CALDERA, NORTHWEST ARGENTINA GEOL. MAG.

Altiplano Sul Salar 10.1093/petrology/35.5.1295 PETROLOGY OF CALC-ALKALINE LAVAS OF VOLCAN OLLAG?E AND THE ORIGIN OF COMPOSITIONAL DIVERSITY AT J. PETROL. CENTRAL ANDEAN STRATOVOLCANOES

Altiplano Sul Salar PETROLOGY OF QUATERNARY SHOSHONITIC LAVAS OF NORTHWESTERN ARGENTINA SPEC. PAP. GEOL. SOC. AM.

Altiplano Sul Salar 10.1016/j.lithos.2011.12.013 PETROLOGY OF THE COYAGUAYMA IGNIMBRITE, NORTHERN PUNA OF ARGENTINA: ORIGIN AND EVOLUTION OF A LITHOS PERALUMINOUS HIGH-SIO2 RHYOLITE MAGMA

Altiplano Sul Salar 10.1016/j.jvolgeores.2010.12.008 PETROLOGY OF THE LUINGO CALDERA (SE MARGIN OF THE PUNA PLATEAU): A MIDDLE MIOCENE WINDOW OF THE J. VOLCANOL. GEOTHERM. ARC?BACK ARC CONFIGURATION RES.

Altiplano Sul Salar 10.1016/j.jvolgeores.2006.04.014 PLEISTOCENE MAFIC VOLCANOES IN THE PUNA-CORDILLERA ORIENTAL BOUNDARY, NW-ARGENTINA J. VOLCANOL. GEOTHERM. RES.

Altiplano Sul Salar 10.1016/j.lithos.2007.06.007 PRE-CENOZOIC INTRA-PLATE MAGMATISM ALONG THE CENTRAL ANDES (17-34?S): COMPOSIITON OF THZE MANTLE AT LITHOS AN ACTIVE MARGIN

132

Altiplano Sul Salar 10.1016/j.jvolgeores.2006.04.019 RAPID ASCENT AND CONTAMINATION OF MAGMAS THROUGH THE THICK CRUST OF THE CVZ (ANDES, OLLAG?E J. VOLCANOL. GEOTHERM. REGION): EVIDENCE FROM A NEARLY APHYRIC HIGH-K ANDESITE WITH SKELETAL OLIVINES RES.

Altiplano Sul Salar 10.1016/j.jvolgeores.2010.08.013 REGIONAL DIVERSITY, CRUSTAL AND MANTLE SOURCES AND EVOLUTION OF CENTRAL ANDEAN PUNA PLATEAU J. VOLCANOL. GEOTHERM. IGNIMBRITES?? RES.

Altiplano Sul Salar REPEARED CRUSTAL THICKENING AND RECYCLING DURING THE ANDEAN OROGENY IN NORTH CHILE (21?-26?S) J. GEOPHYS. RES.

Altiplano Sul Salar 10.1029/2002GC000438 SLAB-DERIVED BORON ISOTOPE SIGNATURES IN ARC VOLCANIC ROCKS FROM THE CENTRAL ANDES AND EVIDENCE FOR GEOCHEMISTRY BORON ISOTOPE FRACTIONATION DURING PROGRESSIVE SLAB DEHYDRATION GEOPHYSICS GEOSYSTEMS

Altiplano Sul Salar SPATIAL AND TEMPORAL VARIATIONS IN VOLCANICS OF THE ANDEAN CENTRAL VOLCANIC ZONE (26 TO 28?S) SPEC. PAP. GEOL. SOC. AM.

Altiplano Sul Salar STYLES OF ZONING IN CENTRAL ANDEAN IGNIMBRITES: INSIGHTS INTO MAGMA CHAMBER PROCESSES SPEC. PAP. GEOL. SOC. AM.

Altiplano Sul Salar 10.1007/s00410-010-0523-1 THE GEOCHEMISTRY OF A DYING CONTINENTAL ARC: THE INCAPILLO CALDERA AND DOME COMPLEX OF THE CONTRIB. MINERAL. SOUTHERNMOST CENTRAL ANDEAN VOLCANIC ZONE (~28?S) PETROL.

Altiplano Sul Salar 10.1016/j.jvolgeores.2004.09.002 THE NEGRA MUERTA VOLCANIC COMPLEX, SOUTHERN CENTRAL ANDES: GEOCHEMICAL CHARACTERISTICS AND J. VOLCANOL. GEOTHERM. MAGMATIC EVOLUTION OF AN EPISODICALLY ACTIVE VOLCANIC CENTRE RES.

Altiplano Sul Salar 10.1016/j.jvolgeores.2007.06.005 TWENTY-FIVE MILLION YEARS OF SILICIC VOLCANISM IN THE SOUTHERN CENTRAL VOLCANIC ZONE OF THE ANDES: J. VOLCANOL. GEOTHERM. GEOCHEMISTRY AND MAGMA GENESIS OF IGNIMBRITES FROM 25 TO 27 ?S, 67 TO 72 ?W RES.

Altiplano Sul Salar 10.1130/0091- VOLCANIC ROCKS FROM THE BOLIVIAN ALTIPLANO: INSIGHTS INTO CRUSTAL STRUCTURE, CONTAMINATION, AND GEOLOGY 7613(1992)020<1127:VRFTBA>2.3.CO;2 MAGMA GENESIS IN THE CENTRAL ANDES

Altiplano Sul Salar 10.1029/94JB00896 YOUNG MAFIC BACK ARC VOLCANIC ROCKS AS INDICATORS OF CONTINENTAL LITHOSPHERIC DELAMINATION BENEATH J. GEOPHYS. RES. THE ARGENTINE PUNA PLATEAU, CENTRAL ANDES

Andes Norte Provenance of late Oligocene to quaternary sediments of the Ecuadorian Amazonian foreland basin as inferred from major and trace element geochemistry and Nd-Sr isotopic omposition

Andes Norte 10.1016/S0024-4937(02)00218-9 ACCRETED FRAGMENTS OF THE LATE CRETACEOUS CARIBBEAN-COLOMBIAN PLATEAU IN ECUADOR LITHOS

Andes Norte 10.1093/petrology/43.2.199 ADAKITE-LIKE LAVAS FROM ANTISANA VOLCANO (ECUADOR): EVIDENCE FOR SLAB MELT METASOMATISM BENEATH J. PETROL. THE ANDEAN NORTHERN VOLCANIC ZONE

133

Andes Norte 10.1016/j.chemgeo.2009.05.014 ADAKITE-LIKE MAGMAS FROM FRACTIONAL CRYSTALLIZATION AND MELTING-ASSIMILATION OF MAFIC LOWER CRUST CHEM. GEOL. (EOCENE MACUCHI ARC, WESTERN CORDILLERA, ECUADOR)

Andes Norte 10.1007/s00410-009-0397-2 ADAKITE-LIKE VOLCANISM OF ECUADOR: LOWER CRUST MAGMATIC EVOLUTION AND RECYCLING CONTRIB. MINERAL. PETROL.

Andes Norte 10.1016/j.epsl.2005.03.016 CRETACEOUS ALKALINE INTRA-PLATE MAGMATISM IN THE ECUADORIAN ORIENTE BASIN: GEOCHEMICAL, EARTH PLANET. SCI. LETT. GEOCHRONOLOGICAL AND TECTONIC EVIDENCE

Andes Norte 10.1093/petroj/38.6.677 CRETACEOUS BASALTIC TERRANES IN WESTERN COLOMBIA: ELEMENTAL, CHRONOLOGICAL AND SR-ND ISOTOPIC J. PETROL. CONSTRAINTS ON PETROGENESIS

Andes Norte 10.1144/gsjgs.141.5.0823 CRUSTAL CONTAMINATION IN NORTHERN ANDEAN VOLCANICS J. GEOL. SOC. LONDON

Andes Norte Data source (Article) Data source Kind of sample

Andes Norte 10.1093/petrology/egr020 ENRICHED BASALTIC ANDESITES FROM MID-CRUSTAL FRACTIONAL CRYSTALLIZATION, RECHARGE, AND ASSIMILATION J. PETROL. (PILAVO VOLCANO, WESTERN CORDILLERA OF ECUADOR)

Andes Norte EVOLUTION OF THE LATE PLEISTOCENE MOJANDA-FUYA FUYA VOLCANIC COMPLEX (ECUADOR), BY PROGRESSIVE BULL. VOLCANOL. ADAKITIC INVOLVEMENT IN MANTLE MAGMA SOURCES

Andes Norte 10.1007/s00410-009-0475-5 EVOLVING METASOMATIC AGENT IN THE NORTHERN ANDEAN SUBDUCTION ZONE, DEDUCED FROM MAGMA CONTRIB. MINERAL. COMPOSITION OF THE LONG-LIVED PICHINCHA VOLCANIC COMPLEX (ECUADOR) PETROL.

Andes Norte 10.1016/j.jvolgeores.2008.05.023 GEOCHEMICAL AND PETROLOGICAL CONSTRAINTS ON REAR-ARC MAGMA GENESIS PROCESSES IN ECUADOR: THE J. VOLCANOL. GEOTHERM. PUYO CONES AND MERA LAVAS VOLCANIC FORMATIONS RES.

Andes Norte 10.1093/petrology/egl006 GEOCHEMICAL CONSTRAINTS ON THE ORIGIN OF VOLCANIC ROCKS FROM THE ANDEAN NORTHERN VOLCANIC ZONE, J. PETROL. ECUADOR

Andes Norte 10.1093/petrology/egr023 GEOCHEMISTRY AND PETROLOGY OF THE MOST RECENT DEPOSITS FROM COTOPAXI VOLCANO, NORTHERN VOLCANIC J. PETROL. ZONE, ECUADOR

Andes Norte 10.1016/S0012-821X(99)00272-1 LARGE VOLUME RECYCLING OF OCEANIC LITHOSPHERE OVER SHORT TIME SCALES: GEOCHEMICAL CONSTRAINTS FROM EARTH PLANET. SCI. LETT. THE CARIBBEAN LARGE IGNEOUS PROVINCE

Andes Norte 10.1016/S0012-821X(02)01024-5 MAGMATIC RESPONSE TO EARLY ASEISMIC RIDGE SUBDUCTION: THE ECUADORIAN MARGIN CASE (SOUTH AMERICA) EARTH PLANET. SCI. LETT.

Andes Norte 10.1016/j.lithos.2004.09.027 MANTLE DIVERSITY BENEATH THE COLOMBIAN ANDES, NORTHERN VOLCANIC ZONE: CONSTRAINTS FROM SR AND ND LITHOS ISOTOPES

Andes Norte 10.1029/1998JB900091 MULTIPLE PLUME EVENTS IN THE GENESIS OF THE PERI-CARIBBEAN CRETACEOUS OCEANIC PLATEAU PROVINCE J. GEOPHYS. RES.

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Andes Norte 10.1016/S0040-1951(99)00099-2 OCEANIC PLATEAU AND ISLAND ARCS OF SOUTHWESTERN ECUADOR: THEIR PLACE IN THE GEODYNAMIC EVOLUTION TECTONOPHYSICS OF NORTHWESTERN SOUTH AMERICA

Andes Norte PERVASIVE MANTLE PLUME HETEROGENEITY: EVIDENCE FROM THE LATE CRETACEOUS CARIBBEAN-COLOMBIAN J. GEOPHYS. RES. OCEANIC PLATEAU

Andes Norte 10.1007/BF00373714 PETROLOGY AND GEOCHEMISTRY OF KOMATIITES AND THOLEIITES FROM GORGONA ISLAND, COLOMBIA CONTRIB. MINERAL. PETROL.

Andes Norte 10.1007/BF00374425 PYROCLASTIC ROCKS: ANOTHER MANIFESTATION OF ULTRAMAFIC VOLCANISM ON GORGONA ISLAND, COLOMBIA CONTRIB. MINERAL. PETROL.

Andes Norte 10.1016/j.epsl.2009.10.012 RAPID TRANSITION TO LONG-LIVED DEEP CRUSTAL MAGMATIC MATURATION AND THE FORMATION OF GIANT EARTH PLANET. SCI. LETT. PORPHYRY-RELATED MINERALIZATION (YANACOCHA, PERU)

Andes Norte 10.1016/j.lithos.2011.11.019, ROLE OF CRUSTAL AND SLAB COMPONENTS IN THE NORTHERN VOLCANIC ZONE OF THE ANDES (ECUADOR) LITHOS CONSTRAINED BY SR-ND-O ISOTOPES

Andes Norte SLAB MELTING AND SLAB MELT METASOMATISM IN THE NORTHERN ANDEAN VOLCANIC ZONE: ADAKITES AND HIGH- BULL. SOC. GEOL. FRANCE MG ANDESITES FROM PICHINCHA VOLCANO (ECUADOR)

Andes Norte 10.1016/S0012-821X(97)00141-6 SUBDUCTION CONTROLS ON THE COMPOSITIONS OF LAVAS FROM THE ECUADORIAN ANDES EARTH PLANET. SCI. LETT.

Andes Norte 10.1093/petrology/egi053 TEMPORAL EVOLUTION OF MAGMATISM IN THE NORTHERN VOLCANIC ZONE OF THE ANDES: THE GEOLOGY AND J. PETROL. PETROLOGY OF CAYAMBE VOLCANIC COMPLEX (ECUADOR)

Andes Norte 10.1007/BF00381444 TERTIARY OR MESOZOIC KOMATIITES FROM GORGONA ISLAND, COLOMBIA: FIELD RELATIONS AND GEOCHEMISTRY CONTRIB. MINERAL. PETROL.

Andes Norte 10.1139/e04-060 THE EARLY CRETACEOUS SAN JUAN PLUTONIC SUITE, ECAUADOR: A MAGMA CHAMBER IN AN OCEANIC PLATEAU? CAN. J. EARTH SCI. centro_oeste_sudeste_sul ISOTOPE GEOCHEMISTRY OF FLOOD VOLCANICS FROM THE PARANA BASIN (BRAZIL) centro_oeste_sudeste_sul 10.1016/0375-6742(92)90125-R ISOTOPIC GEOCHEMICAL CHARACTERIZATION OF SELECTED NEPHELINE SYENITES AND PHONOLITES FROM THE POCOS J. GEOCHEM. EXPLORATION DE CALDAS ALKALINE COMPLEX, MINAS GERAIS, BRAZIL centro_oeste_sudeste_sul 10.1007/s004100050252 LATE CRETACEOUS RIFT-RELATED UPWELLING AND MELTING OF THE TRINDADE STARTING MANTLE PLUME HEAD CONTRIB. MINERAL. BENEATH WESTERN BRAZIL PETROL. centro_oeste_sudeste_sul 10.1016/0009-2541(95)00086-0 LITHOSPHERIC TO ASTHENOSPHERIC TRANSITION IN LOW-TI FLOOD BASALTS FROM SOUTHERN PARANA, BRAZIL CHEM. GEOL. centro_oeste_sudeste_sul 10.1093/petrology/36.1.189 THE LATE CRETACEOUS IMPACT OF THE TRINDADE MANTLE PLUME: EVIDENCE FROM LARGE-VOLUME, MAFIC, J. PETROL. POTASSIC MAGMATISM IN SE BRAZIL

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Nordeste_PA_MA_RN Contrasting sources and P-T crystallization conditions of epidote-bearing granitic rocks, northeastern Brazil: O, Sr, and Nd isotopes

Nordeste_PA_MA_RN 40Ar/39Ar ages and Sr?Nd?Pb?Os geochemistry of CAMP tholeiites from Western Maranh?o basin (NE-Brazil)

Nordeste_PA_MA_RN Nd, Pb and Sr isotopes in the Identidade Belt, an Archaean greenstone belt of the Rio Maria region (Caraja?s Province, Brazil): implications for the Archaean geodynamic evolution of the Amazonian Craton

Nordeste_PA_MA_RN 10,1016/j,lithos,2010,12,010 40Ar/39Ar AGES AND Sr-Nd-Pb-Os GEOCHEMISTRY OF CAMP THOLEIITES FROM WESTERN MARANHAO BASIN (NE LITHOS BRAZIL)

Nordeste_PA_MA_RN AGE AND COMPOSITION OF THE GRAO PAR? GROUP VOLCANICS, SERRA DOS CARAJ?S REV, BRAS, GEOCIENC,

Nordeste_PA_MA_RN 10,1016/j,lithos,2005,04,004 LITHOSPHERE-ASTHENOSPHERE INTERACTION AND THE ORIGIN OF CRETACEOUS THOLEIITIC MAGMATISM IN LITHOS NORTHEASTERN BRAZIL: SR-ND-PB ISOTOPIC EVIDENCE

Nordeste_PA_MA_RN 10,1016/S0301-9268(01)00164-4 ND, PB, AND SR ISOTOPES IN THE IDENTIDADE BELT, AN ARCHAEAN GREENSTONE BELT OF THE RIO MARIA REGION PREC, RESEARCH (CARAJAS PROVINCE, BRAZIL); IMPLICATIONS FOR THE ARCHEAN GEODYNAMIC EVOLUTION OF THE AMAZONIAN CRATON

Nordeste_PA_MA_RN 10,1007/s004100050125 PETROLOGICAL AND SR-ND EVIDENCE BEARING ON EARLY PROTEROZOIC MAGMATIC EVENTS OF THE CONTRIB, MINERAL, SUBCONTINENTAL MANTLE: SAO FRANCISCO CRATON (UAUA, NE-BRAZIL) PETROL,

Nordeste_PA_MA_RN 10,1007/BF00306664 PETROLOGY, ISOTOPE CHARACTERISTICS, AND K-AR AGES OF THE MARANHAO, NORTHERN BRAZIL, MESOZOIC BASALT CONTRIB, MINERAL, PROVINCE PETROL,

Norte 10.1016/0012-821X(82)90172-8 A COMBINED O, SR, ND, AND PB ISOTOPIC AND TRACE ELEMENT STUDY OF CRUSTAL CONTAMINATION IN ANDEAN EARTH PLANET. SCI. LETT. Salar_Peru_Andes_Titicaca LAVAS, I. LOCAL GEOCHEMICAL VARIATIONS

Norte 10.1093/petrology/26.1.124 A HIGH-K, MANTLE DERIVED PLUTONIC SUITE FROM ^LINGA^, NEAR AREQUIPA (PERU) J. PETROL. Salar_Peru_Andes_Titicaca

Norte 10.1007/s00410-004-0612-0 CARBONATITE DIVERSITY IN THE CENTRAL ANDES: THE AYOPAYA ALKALINE PROVINCE, BOLIVIA CONTRIB. MINERAL. Salar_Peru_Andes_Titicaca PETROL.

Norte 10.1130/B30721.1 CHARACTERIZING THE CONTINENTAL BASEMENT OF THE CENTRAL ANDES: CONSTRAINTS FROM BOLIVIAN CRUSTAL GEOL SOC AMER BULL Salar_Peru_Andes_Titicaca XENOLITHS

Norte 10.1029/2007GC001925 COMPOSITION AND STRUCTURAL CONTROL OF CRUSTAL DOMAINS IN THE CENTRAL ANDES GEOCHEMISTRY Salar_Peru_Andes_Titicaca GEOPHYSICS GEOSYSTEMS

Norte 10.1016/j.chemer.2004.01.002 GEOCHEMICAL AND ISOTOPIC CHARACTERISTICS AND EVOLUTION OF THE JURASSIC VOLCANIC ARC BETWEEN ARICA CHEM. ERDE Salar_Peru_Andes_Titicaca (18.5�S) AND TOCOPILLA (22�S), NORTH CHILEAN COASTAL CORDILLERA

136

Norte 10.1016/0040-1951(92)90434-8 GEODYNAMIC INTERPRETATIONS OF PLATE SUBDUCTION IN THE NORTHERNMOST PART OF THE CENTRAL VOLCANIC TECTONOPHYSICS Salar_Peru_Andes_Titicaca ZONE FROM THE GEOCHEMICAL EVOLUTION AND QUANTIFICATION OF THE CRUSTAL CONTAMINATION OF THE NEVADO SOLIMANA VOLCANO, SOUTHERN PERU

Norte 10.1007/BF00286937 LATE CENOZOIC MAGMATISM OF THE BOLIVIAN ALTIPLANO CONTRIB. MINERAL. Salar_Peru_Andes_Titicaca PETROL.

Norte LOCAL AND REGIONAL GEOCHEMICAL VARIATIONS IN THE QUATERNARY VOLCANIC FRONT OF THE CENTRAL ANDES REV. GEOL. CHILE Salar_Peru_Andes_Titicaca (17�30�-22�00�S), NORTHERN CHILE

Norte MAGMA EVOLUTION OF QUATERNARY MINOR VOLCANIC CENTRES IN SOUTHERN PERU, CENTRAL ANDES BULL. VOLCANOL. Salar_Peru_Andes_Titicaca

Norte 10.1016/S0895-9811(97)00024-2 PETROGENESIS OF MIOCENE BASIC SHOSHONITIC LAVAS IN THE BOLIVIAN ANDES AND IMPLICATIONS FOR J. S. AMER. EARTH SCI. Salar_Peru_Andes_Titicaca HYDROTHERMAL GOLD, SILVER AND TIN DEPOSITS

Norte 10.1016/j.jvolgeores.2008.05.021 PETROLOGICAL INFERENCES ON THE EVOLUTION OF MAGMAS ERUPTED IN THE ANDAGUA VALLEY, PERU (CENTRAL J. VOLCANOL. GEOTHERM. Salar_Peru_Andes_Titicaca VOLCANIC ZONE) RES.

Norte PETROLOGY AND GEOCHEMISTRY OF ALKALINE IGNEOUS ROCKS OF THE NORTHWESTERN ALTIPLANO OF PERU (PUNO) SOC. GEOL. PERU PUBL. Salar_Peru_Andes_Titicaca ESPEC.

Norte ROLE OF MAGMA MIXING IN THE PETROGENESIS OF TEPHRA ERUPTED DURING THE 1990-98 EXPLOSIVEACTIVITY OF BULL. VOLCANOL. Salar_Peru_Andes_Titicaca NEVADO SABANCAYA, SOUTHERN PERU

Norte THE NEVADOS DE PAYACHATA VOLCANIC REGION (18�S/69�W, N. CHILE) I. GEOLOGICAL, GEOCHEMICAL AND BULL. VOLCANOL. Salar_Peru_Andes_Titicaca ISOTOPIC OBSERVATIONS

Norte 10.1007/BF00286829 THE NEVADOS DE PAYACHATA VOLCANIC REGION (18�S/69�W, N. CHILE) II. EVIDENCE FOR WIDESPREAD CRUSTAL CONTRIB. MINERAL. Salar_Peru_Andes_Titicaca INVOLVEMENT IN ANDEAN MAGMATISM PETROL.

Norte 10.1016/0377-0273(93)90043-Q VOLCANOLOGICAL AND PETROLOGICAL EVOLUTION OF VOLCAN TATA SABAYA, SW BOLIVIA J. VOLCANOL. GEOTHERM. Salar_Peru_Andes_Titicaca RES. nothern_pampean_loess_6 0004-4822/02 $00.00 + $00.50 MAGMATIC SOURCES, SETTING AND CAUSES OF EOCENE TO RECENT PATAGONIAN PLATEAU MAGMATISM (36�S TO REV. ASOC. GEOL. 52�S LATITUDE) ARGENTINA

Nothern_patagonian ABANICO EAST FORMATION: PETROLOGY AND GEOCHEMISTRY OF VOLCANIC ROCKS BEHIND THE CENOZOIC ARC REV. GEOL. CHILE FRONT IN THE ANDEAN CORDILLERA, CENTRAL CHILE (33ï¿½50ï¿½S)

Nothern_patagonian 10.1093/petrology/egm049 ADAKITIC DACITES FORMED BY INTRACRUSTAL CRYSTAL FRACTIONATION OF WATER-RICH PARENT MAGMAS AT J. PETROL. NEVADO DE LONGAVI VOLCANO (36.2ï¿½ S; ANDEAN SOUTHERN VOLCANIC ZONE, CENTRAL CHILE)

Nothern_patagonian 10.1016/j.jvolgeores.2010.04.003 BACK-ARC BASALTS FROM THE LONCOPUE GRABEN (PROVINCE OF NEUQUEN, ARGENTINA) J. VOLCANOL. GEOTHERM.

137 RES.

Nothern_patagonian BASALTS, ANDESITES, DACITES AND RHYOLITES FROM NEVADOS DE CHILAN AND ANTUCO STRATOVOLCANOES COMPT. REND. ACAD. SCI. (SOUTHERN ANDES): A REMARKABLE EXAMPLE OF MAGMATIC DIFFERENTIATION THROUGH CRYSTAL FRACTIONATION PARIS SER. 2A

Nothern_patagonian CENOZOIC THOLEIITIC VOLCANISM IN THE COLBUN AREA, LINARES PRECORDILLERA, CENTRAL CHILE (35ï¿½35^-36ï¿½S) REV. GEOL. CHILE

Nothern_patagonian 10.1130/0091- CRUST-MAGMA INTERACTIONS AND THE EVOLUTION OF ARC MAGMAS: THE SAN PEDRO-PELLADO VOLCANIC GEOLOGY 7613(1987)15<443:CIATEO>2.0.CO;2 COMPLEX, SOUTHERN CHILEAN ANDES

Nothern_patagonian CRUSTAL CONTRIBUTION IN THE GENESIS OF THE BIMODAL TRIASSIC VOLCANISM FROM THE COASTAL RANGE, REV. GEOL. CHILE CENTRAL CHILE

Nothern_patagonian 10.1007/BF00372365 CRUSTAL CONTRIBUTION TO ARC MAGMATISM IN THE ANDES OF CENTRAL CHILE CONTRIB. MINERAL. PETROL.

Nothern_patagonian 10.1016/j.jsames.2003.06.001 EXTENSIONAL LOWER CRETACEOUS VOLCANISM IN THE COASTAL RANGE (29ï¿½20-30ï¿½S), CHILE: GEOCHEMISTRY J. S. AMER. EARTH SCI. AND PETROGENESIS

Nothern_patagonian 10.1016/j.jsames.2010.01.001 GEOCHEMISTRY OF MAFIC PALEOCENE VOLCANIC ROCKS IN THE VALLE DEL CURA REGION: IMPLICATIONS FOR THE J. S. AMER. EARTH SCI. PETROGENESIS OF PRIMARY MANTLE-DERIVED MELTS OVER THE PAMPEAN FLAT-SLAB

Nothern_patagonian 10.1093/petrology/36.2.265 GEOCHEMISTRY OF THE ACTIVE AZUFRE-PLANCHON-PETEROA VOLCANIC COMPLEX, CHILE (35ï¿½15^S): EVIDENCE FOR J. PETROL. MULTIPLE SOURCES AND PROCESSES IN A CORDILLERAN ARC MAGMATIC SYSTEM

Nothern_patagonian 10.1016/j.jsames.2004.06.003 LATE TERTIARY VOLCANIC EPISODES IN THE AREA OF THE CITY OF SANTIAGO DE CHILE: NEW GEOCHRONOLOGICAL J. S. AMER. EARTH SCI. AND GEOCHEMICAL DATA

Nothern_patagonian LAVAS LAS PATAGUAS: ALKALINE VOLCANISM IN THE EARLY MIOCENE ANDEAN FOREARC, CENTRAL CHILE REV. GEOL. CHILE

Nothern_patagonian MAGMA SOURCE VARIATIONS FOR MID-LATE TERTIARY MAGMATIC ROCKS ASSOCIATED WITH A SHALLOWING SPEC. PAP. GEOL. SOC. AM. SUBDUCTION ZONE AND A THICKENING CRUST IN THE CENTRAL ANDES (28 TO 33ï¿½S)

Nothern_patagonian 10.1016/0040-1951(96)00032-7 MAGMATIC EVIDENCE FOR NEOGENE LITHOSPHERIC EVOLUTION OF THE CENTRAL ANDEAN ^FLAT-SLAB^ BETWEEN TECTONOPHYSICS 30ï¿½S AND 32ï¿½S

Nothern_patagonian 10.1093/petrology/egq029 MAGMATIC EVOLUTION OF THE GIANT EL TENIENTE CU-MO DEPOSIT, CENTRAL CHILE J. PETROL.

Nothern_patagonian MIOCENE TO PRESENT MAGMATIC EVOLUTION AT THE NORTHERN END OF THE ANDEAN SOUTHERN VOLCANIC ZONE, REV. GEOL. CHILE CENTRAL CHILE

Nothern_patagonian 10.1016/j.gr.2010.07.004 MISSISSIPPIAN VOLCANISM IN THE SOUTH-CENTRAL ANDES: NEW Uï¿½PB SHRIMP ZIRCON GEOCHRONOLOGY AND GONDWANA RES. WHOLE-ROCK GEOCHEMISTRYï¿½

Nothern_patagonian 10.1029/JB091iB06p05963 MULTIPLE SOURCES FOR BASALTIC ARC ROCKS FROM THE SOUTHERN VOLCANIC ZONE OF THE ANDES (34ï¿½-41ï¿½ S): J. GEOPHYS. RES. 138 TRACE ELEMENT AND ISOTOPIC EVIDENCE FOR CONTRIBUTIONS FROM SUBDUCTED OCEANIC CRUST, MANTLE AND

CONTINENTAL CRUST

Nothern_patagonian 10.1016/S0024-4937(98)00080-2 MULTIPLE SOURCES FOR THE COASTAL BATHOLITH OF CENTRAL CHILE (31-34ï¿½S): GEOCHEMICAL AND SR-ND LITHOS ISOTOPIC EVIDENCE AND TECTONIC IMPLICATIONS

Nothern_patagonian PETROCHEMISTRY AND AGE OF RHYOLITIC PYROCLASTIC FLOWS WHICH OCCUR ALONG THE DRAINAGE VALLEYS OF REV. GEOL. CHILE THE RIO MAIPO AND RIO CACHAPOAL (CHILE) AND THE RIO YAUCHA AND RIO PAPAGAYOS (ARGENTINA)

Nothern_patagonian 10.1007/BF00371418 PETROGENESIS OF THE LAGUNA DEL MAULE VOLCANIC COMPLEX, CHILE (36ï¿½S) CONTRIB. MINERAL. PETROL.

Nothern_patagonian 10.1016/j.jsames.2011.04.007 PETROLOGY OF THE MIOCENE IGNEOUS ROCKS IN THE ALTAR REGION, MAIN CORDILLERA OF SAN JUAN, ARGENTINA. A J. S. AMER. EARTH SCI. GEODYNAMIC MODEL WITHIN THE CONTEXT OF THE ANDEAN FLAT-SLAB SEGMENT AND METALLOGENESIS

Nothern_patagonian 10.1007/BF00307727 POCHO VOLCANIC ROCKS AND THE MELTING OF DEPLETED CONTINENTAL LITHOSPHERE ABOVE A SHALLOWLY DIPPING CONTRIB. MINERAL. SUBDUCTION ZONE IN THE CENTRAL ANDES PETROL.

Nothern_patagonian 10.2113/gsecongeo.100.5.887 REGIONAL GEOCHEMISTRY OF TERTIARY IGNEOUS ROCKS IN CENTRAL CHILE: IMPLICATIONS FOR THE GEODYNAMIC ECON. GEOL. ENVIRONMENT OF GIANT PORPHYRY COPPER AND EPITHERMAL GOLD MINERALIZATION

Nothern_patagonian 10.1016/j.lithos.2014.11.026 SR, ND, PB AND HF ISOTOPIC CONSTRAINTS ON MANTLE SOURCES AND CRUSTAL CONTAMINANTS IN THE PAYENIA LITHOS VOLCANIC PROVINCE, ARGENTINA

Nothern_patagonian TEMPORAL VARIATIONS OF THE MAGMA GENESIS OF MIOCENE AND QUARTERNARY VOLCANIC ROCKS IN THE BERLINER GEOWISS. ABH. A SOUTHERN PART OF THE CENTRAL VOLCANIC ZONE OF THE ANDES (CVZ, 25ï¿½-26ï¿½S, 67ï¿½-69ï¿½W)

Nothern_patagonian 10.1130/B25099.1 TERTIARY VOLCANISM DURING EXTENSION IN THE ANDEAN FOOTHILLS OF CENTRAL CHILE (33ï¿½15^33ï¿½45^S) BULL. GEOL. SOC. AM.

Nothern_patagonian THE GENETIC RELATIONSHIP BETWEEN MAFIC DIKE SWARMS AND PLUTONIC RESERVOIRS IN THE MESOZOIC OF INT. J. EARTH SCI. (GEOL. CENTRAL CHILE (30ï¿½-33ï¿½45'S): INSIGHTS FROM AMS AND GEOCHEMISTRY RUNDSCHAU)

Nothern_patagonian TRIASSIC RIFTING AND ASSOCIATED BASALTS IN THE CUYO BASIN, CENTRAL ARGENTINA SPEC. PAP. GEOL. SOC. AM.

Nothern_patagonian UPPER CARBONIFEROUS RETROARC VOLCANISM WITH SUBMARINE AND SUBAERIAL FACIES AT THE WESTERN J. S. AMER. EARTH SCI. GONDWANA MARGIN OF ARGENTINA

Nothern_patagonian VERY LONG PAHOEHOE INFLATED BASALTIC LAVA FLOWS IN THE PAYENIA VOLCANIC PROVINCE (MENDOZA AND LA REV. ASOC. GEOL. PAMPA, ARGENTINA) ARGENTINA

Southern Patagonian 10.4067/S0716-0208200100010000 AGES AND GEOCHEMISTRY OF MESOZOIC-EOCENE BACK-ARC VOLCANIC ROCKS IN THE AYSEN REGION OF THE REV. GEOL. CHILE PATAGONIAN ANDES, CHILE

Southern Patagonian 10.1016/j.lithos.2007.07.002 BIMODAL BACK-ARC ALKALINE MAGMATISM AFTER RIDGE SUBDUCTION: PLIOCENE FELSIC ROCKS FROM CENTRAL LITHOS PATAGONIA (47ï¿½S)

139

Southern Patagonian 10.1007/BF00286934 CALBUCO VOLCANO AND MINOR ERUPTIVE CENTERS DISTRIBUTED ALONG THE LIQUINE-OFQUI FAULT ZONE, CHILE CONTRIB. MINERAL. (41ï¿½ - 42ï¿½ S): CONTRASTING ORIGIN OF ANDESITIC AND BASALTIC MAGMA IN THE SOUTHERN VOLCANIC ZONE OF PETROL. THE ANDES

Southern Patagonian 10.1007/s004100000164 CARBONATITE METASOMATIZED PERIDOTITE XENOLITHS FROM SOUTHERN PATAGONIA: IMPLICATIONS FOR CONTRIB. MINERAL. LITHOSPHERIC PROCESSES AND NEOGENE PLATEAU MAGMATISM PETROL.

Southern Patagonian 10.1007/BF00286933 CRUSTAL XENOLITHS FROM CALBUCO VOLCANO, ANDEAN SOUTHERN VOLCANIC ZONE: IMPLICATIONS FOR CRUSTAL CONTRIB. MINERAL. COMPOSITION AND MAGMA-CRUST INTERACTION PETROL.

Southern Patagonian 10.5027/andgeoV24n2-a06 EOCENE-MIOCENE LONGITUDINAL DEPRESSION AND QUATERNARY VOLCANISM IN THE SOUTHERN ANDES, CHILE (33- REV. GEOL. CHILE 42.5ï¿½ S): A GEOCHEMICAL COMPARISON

Southern Patagonian 10.1016/S0024-4937(99)00030-4 EVIDENCE FROM MANTLE XENOLITHS FOR RELATIVELY THIN (<100KM) CONTINENTAL LITHOSPHERE BELOW THE LITHOS PHANEROZOIC CRUST OF SOUTHERNMOST SOUTH AMERICA

Southern Patagonian 10.1086/648269 EVIDENCE IN CERRO PAMPA VOLCANIC ROCKS FOR SLAB-MELTING PRIOR TO RIDGE-TRENCH COLLISION IN SOUTHERN J. GEOL. SOUTH AMERICA

Southern Patagonian GARNET PERIDOTITE XENOLITHS FROM PALI-AIKE BASALTS OF SOUTHERNMOST SOUTH AMERICA PROCEEDINGS OF THE FOURTH INTERNATIONAL KIMBERLITE CONFERENCE

Southern Patagonian GEOCHEMICAL FEATURES OF SOUTHERN ANDES QUATERNARY VOLCANICS BETWEEN 41ï¿½50^ AND 43ï¿½00^ S SPEC. PAP. GEOL. SOC. AM.

Southern Patagonian 10.1007/BF00402922 GEOCHEMICAL VARIATIONS IN ANDEAN BASALTIC AND SILICIC LAVAS FROM THE VILLARICA-LANIN VOLCANIC CHAIN CONTRIB. MINERAL. (39.5ï¿½S): AN EVALUATION OF SOURCE HETEROGENEITY, FRACTIONAL CRYSTALLIZATION, AND CRUSTAL PETROL. ASSIMILATION

Southern Patagonian ISOTOPE AND TRACE ELEMENT DATA FOR OROGENIC ANDESITES FROM THE AUSTRAL ANDES

Southern Patagonian 10.1016/0024-4937(95)00040-2 KERGUELEN BASIC AND ULTRABASIC XENOLITHS: EVIDENCE FOR LONG-LIVED KERGUELEN HOTSPOT ACTIVITY LITHOS

Southern Patagonian 10.1093/petrology/42.6.1067 MANTLE PROCESSES AND SOURCES OF NEOGENE SLAB WINDOW MAGMAS FROM SOUTHERN PATAGONIA, ARGENTINA J. PETROL.

Southern Patagonian 10.1016/j.jvolgeores.2005.09.002 MIOCENE TO LATE QUATERNARY PATAGONIAN BASALTS (46-47ï¿½S): GEOCHRONOMETRIC AND GEOCHEMICAL J. VOLCANOL. GEOTHERM. EVIDENCE FOR SLAB TEARING DUE TO ACTIVE SPREADING RIDGE SUBDUCTION RES.

Southern Patagonian 10.1029/96TC03368 NEOGENE PATAGONIAN PLATEAU LAVAS: CONTINENTAL MAGMAS ASSOCIATED WITH RIDGE COLLISION AT THE CHILE TECTONICS TRIPLE JUNCTION

Southern Patagonian 10.1016/j.epsl.2005.04.014 OXYGEN ISOTOPE EVIDENCE FOR SLAB MELTING IN MODERN AND ANCIENT SUBDUCTION ZONES EARTH PLANET. SCI. LETT.

Southern Patagonian 10.1016/j.lithos.2004.09.024 PETROGENESIS OF THE EOCENE AND MIO-PLIOCENE ALKALINE BASALTIC MAGMATISM IN MESETA CHILE CHICO, LITHOS

140

SOUTHERN PATAGONIA, CHILE: EVIDENCE FOR THE PARTICIPATION OF TWO SLAB WINDOWS

Southern Patagonian PETROGENESIS OF THE PLEISTOCENE TRONADOR VOLCANIC GROUP, ANDEAN SOUTHERN VOLCANIC ZONE REV. GEOL. CHILE

Southern Patagonian 10.1016/S0009-2541(02)00249-8 PLIO-PLEISTOCENE BASALTS FROM THE MESETA DEL LAGO BUENOS AIRES, ARGENTINA: EVIDENCE FOR CHEM. GEOL. ASTENOSPHERE-LITHOSPHERE INTERACTIONS DURING SLAB WINDOW MAGMATISM

Southern Patagonian 10.1016/0012-821X(95)00103-J PRODUCTION OF JURASSIC RHYOLITE BY ANATEXIS OF THE LOWER CRUST OF PATAGONIA EARTH PLANET. SCI. LETT.

Southern Patagonian 10.1093/petrology/29.2.333 RECENT VOLCANISM IN THE PUYEHUE-CORDON CAULLE REGION, SOUTHERN ANDES, CHILE (40.5ï¿½S): PETROGENESIS J. PETROL. OF EVOLVED LAVAS

Southern Patagonian 10.1007/s004100050155 ROLE OF THE SUBDUCTED SLAB, MANTLE WEDGE AND CONTINENTAL CRUST IN THE GENERATION OF ADAKITES FROM CONTRIB. MINERAL. THE ANDEAN AUSTRAL VOLCANIC ZONE PETROL.

Southern Patagonian 10.1016/j.lithos.2004.09.028 SPINEL-FACIES MANTLE XENOLITHS FROM CERRO REDONDO, ARGENTINE PATAGONIA: PETROGRAPHIC, GEOCHEMICAL, LITHOS AND ISOTOPIC EVIDENCE OF INTERACTION BETWEEN XENOLITHS AND HOST BASALT

Southern Patagonian 10.1016/0012-821X(88)90082-9 SR AND ND ISOTOPIC AND TRACE ELEMENT COMPOSITIONS OF QUATERNARY VOLCANIC CENTERS OF THE SOUTHERN EARTH PLANET. SCI. LETT. ANDES

Southern Patagonian 10.1016/j.jsames.2004.10.001 THE LATE PLIOCENE MAFIC LAVAS FROM THE CAMUSï¿½ AIKE VOLCANIC FIELD (50ï¿½S, ARGENTINA): EVIDENCE FOR J. S. AMER. EARTH SCI. GEOCHEMICAL VARIABILITY IN SLAB WINDOW MAGMATISM

Southern Patagonian 10.1016/S0040-1951(00)00082-2 THE PALI AIKE VOLCANIC FIELD, PATAGONIA: SLAB-WINDOW MAGMATISM NEAR THE TIP OF SOUTH AMERICA TECTONOPHYSICS

Southern Patagonian 10.1016/S0895-9811(03)00063-4 THE QUATERNARY CALC-ALKALINE VOLCANISM OF THE PATAGONIAN ANDES CLOSE TO THE CHILE TRIPLE JUNCTION: J. S. AMER. EARTH SCI. GEOCHEMISTRY AND PETROGENESIS OF VOLCANIC ROCKS FROM THE CAY AND MACA VOLCANOES (45ï¿½S, CHILE)

Southern Patagonian THE RELATION OF THE MID-TERTIARY COASTAL MAGMATIC BELT IN SOUTH-CENTRAL CHILE TO THE LATE OLIGOCENE REV. GEOL. CHILE INCREASE IN PLATE CONVERGENCE RATE

Southern Patagonian THE SOMUNCURA LARGE IGNEOUS PROVINCE IN PATAGONIA: INTERACTION OF A TRANSIENT MANTLE THERMAL J. PETROL. ANOMALY WITH A SUBDUCTING SLAB sud_urug_nothern_ 10.1016/j.lithos.2004.09.022 ANDEAN SUBDUCTION-RELATED MANTLE XENOLITHS: ISOTOPIC EVIDENCE OF Sr-Nd DECOUPLING DURING LITHOS METASOMATISM sud_urug_nothern_ 10.1016/j.chemgeo.2007.04.009 CHEMICAL AND ISOTOPIC RELATIONSHIPS BETWEEN PERIDOTITE XENOLITHS AND MAFIC-ULTRAPOTASSIC ROCKS CHEM. GEOL. FROM SOUTHERN BRAZIL sud_urug_nothern_ 10.1007/s004100050230 CHEMICAL AND OS ISOTOPIC STUDY OF CRETACEOUS POTASSIC ROCKS FROM SOUTHERN BRAZIL CONTRIB. MINERAL. PETROL.

141

sud_urug_nothern_ 10.1016/S0264-3707(99)00021-6 CHEMICAL STRATIGRAPHY OF THE PARAN� BASALT SUCCESSION IN WESTERN URUGUAY: FURTHER EVIDENCE FOR THE J. GEODYNAMICS DIACHRONOUS NATURE OF THE PARAN� MAGMA TYPES sud_urug_nothern_ 10.1093/petrology/36.5.1193 DESCRIPTION AND PETROGENESIS OF THE PARANA RHYOLITES J. PETROL. sud_urug_nothern_ 10.1093/petrology/41.9.1413 EARLY CRETACEOUS BASALTIC AND RHYOLITIC MAGMATISM IN SOUTHERN URUGUAY ASSOCIATED WITH THE OPENING J. PETROL. OF THE SOUTH ATLANTIC sud_urug_nothern_ 10.1093/petrology/42.11.2109 EARLY PROTEROZOIC CALC-ALKALINE AND MIDDLE PROTEROZOIC THOLEIITIC DYKE SWARMS FROM CENTRAL-EASTERN J. PETROL. ARGENTINA: PETROLOGY, GEOCHEMISTRY, SR-ND ISOTOPES AND TECTONIC IMPLICATIONS sud_urug_nothern_ 10.1038/322356a0 EVIDENCE FROM THE PARANA OF SOUTH BRAZIL FOR A CONTINENTAL CONTRIBUTION TO DUPAL BASALTS NATURE sud_urug_nothern_ 10.1016/0016-7037(88)90051-8 GEOCHEMICAL AND ISOTOPIC SYSTEMATICS IN CARBONATITES AND IMPLICATIONS FOR THE EVOLUTION OF OCEAN- GEOCHIM. COSMOCHIM. ISLAND SOURCES ACTA sud_urug_nothern_ 10.1016/0012-821X(96)00041-6 HIGH-TI AND LOW-TI MAFIC POTASSIC MAGMAS: KEY TO PLUME-LITHOSPHERE INTERACTIONS AND CONTINENTAL EARTH PLANET. SCI. LETT. FLOOD BASALT GENESIS sud_urug_nothern_ 10.1093/petrology/28.4.701 MANTLE HETEROGENEITY AND CRUSTAL CONTAMINATION IN THE GENESIS OF LOW-TI CONTINENTAL FLOOD BASALTS J. PETROL. FROM THE PARANA PLATEAU (BRAZIL): SR-ND ISOTOPES AND GEOCHEMICAL EVIDENCE sud_urug_nothern_ 10.1093/petroj/39.8.1493 MIGRATING CRETACEOUS-EOCENE MAGMATISM IN THE SERRA DO MAR ALKALINE PROVINCE, SE BRAZIL: MELTS FROM J. PETROL. THE DEFLECTED TRINDADE MANTLE PLUME? sud_urug_nothern_ 0168-9622/91/$03.50 OXYGEN ISOTOPIC COMPOSITION OF LOWER CRETACEOUS THOLEIITES AND PRECAMBRIAN BASEMENT ROCKS FROM CHEM. GEOL. THE PARANA BASIN (BRAZIL): THE ROLE OF WATER-ROCK INTERACTION sud_urug_nothern_ 10.1144/GSL.SP.1992.068.01.14 PARAN? MAGMATISM AND THE OPENING OF THE SOUTH ATLANTIC SPEC. PUBL. GEOL. SOC. LONDON sud_urug_nothern_ 10.1093/petroj/40.3.451 PETROGENESIS AND STRATIGRAPHY OF THE HIGH-TI/Y URUBICI MAGMA TYPE IN THE PARAN? FLOOD BASALT J. PETROL. PROVINCE AND IMPLICATIONS FOR THE NATURE OF ^DUPAL^-TYPE MANTLE IN THE SOUTH ATLANTIC REGION sud_urug_nothern_ 10.1016/S0264-3707(99)00022-8 PETROGENESIS OF AN 800 M LAVA SEQUENCE IN EASTERN URUGUAY: INSIGHTS INTO MAGMA CHAMBER PROCESSES J. GEODYNAMICS BENEATH THE PARAN? FLOOD BASALT PROVINCE sud_urug_nothern_ 10.1016/j.lithos.2004.07.004 PETROGENESIS OF THE EARLY CRETACEOUS VALLE CHICO IGNEOUS COMPLEX (SE URUGUAY): RELATIONSHIPS WITH LITHOS PARANA-ETENDEKA MAGMATISM sud_urug_nothern_ 10.1007/s004100100280 PETROLOGY OF KAMAFUGITES AND KIMBERLITES FROM THE ALTO PARANAIBA ALKALINE PROVINCE, MINAS GERAIS, CONTRIB. MINERAL. BRAZIL PETROL. sud_urug_nothern_ 10.1016/j.jsames.2008.08.005 POST-COLLISIONAL LAMPROPHYRIC EVENT IN SIERRA NORTE, C�RDOBA, ARGENTINA: MINERALOGICAL, J. S. AMER. EARTH SCI.

142 GEOCHEMICAL AND ISOTOPIC CHARACTERISTICS

sud_urug_nothern_ 10.1016/0009-2541(89)90023-5 REGIONAL VARIATIONS WITHIN THE PARAN� FLOOD BASALTS (SOUTHERN BRAZIL): EVIDENCE FOR SUBCONTINENTAL CHEM. GEOL. MANTLE HETEROGENEITY AND CRUSTAL CONTAMINATION sud_urug_nothern_ 10.1016/0024-4937(95)00038-0 SHIFTS IN THE SOURCE OF THE PARAN? BASALTS THROUGH TIME LITHOS sud_urug_nothern_ 10.1029/136GM06 THE CENTRAL ATLANTIC MAGMATIC PROVINCE (CAMP) IN BRAZIL: PETROLOGY, GEOCHEMISTRY, 40AR/39AR AGES, Geophysical Monograph PALEOMAGNETISM AND GEODYNAMIC IMPLICATIONS Series (American Geophysical Union; AGU), sud_urug_nothern_ 10.1093/petrology/36.1.189 THE LATE CRETACEOUS IMPACT OF THE TRINDADE MANTLE PLUME: EVIDENCE FROM LARGE-VOLUME, MAFIC, J. PETROL. POTASSIC MAGMATISM IN SE BRAZIL sud_urug_nothern_ 10.1007/s004100050588 THE LIMITED EXTENT OF PLUME-LITHOSPHERE INTERACTION DURING CONTINENTAL FLOOD BASALT GENESIS: CONTRIB. MINERAL. GEOCHEMICAL EVIDENCE FROM CRETACEOUS MAGMATISM IN SOUTHERN BRAZIL PETROL. sud_urug_nothern_ 10.1007/BF00321486 TRACE-ELEMENT AND SR, ND, PB, AND O ISOTOPIC COMPOSITION OF PLIOCENE AND QUATERNARY ALKALI BASALTS OF CONTRIB. MINERAL. THE PATAGONIAN PLATEAU LAVAS OF SOUTHERNMOST SOUTH AMERICA PETROL.

143

SUL DA ÁFRICA

REGIÃO DOI TÍTULO JOURNAL

SAF_1 10.1093/petrology/42.11.2049 EARLY CRETACEOUS BASALT AND PICRITE DYKES OF THE SOUTHERN ETENDEKA REGION

SAF_1 10.1093/petroj/39.2.227 ETENDEKA VOLCANISM OF THE GOBOBOSEB MOUNTAINS AND MESSUM IGNEOUS COMPLEX

SAF_1 10.1093/petroj/39.2.191 ETENDEKA VOLCANISM OF THE GOBOBOSEB MOUNTAINS AND MESSUM IGNEOUS COMPLEX

SAF_1 10.1093/petroj/39.6.1117 ISOTOPE AND TRACE ELEMENT GEOCHEMISTRY OF CRETACEOUS DAMARALAND LAMPROPHYRES AND CARBONATITES

SAF_1 10.1016/0012-821X(96)00074-X ISOTOPE CHARACTERISTICS OF THE OKENYENYA IGNEOUS COMPLEX

SAF_1 10.1093/petrology/egm012 ORIGIN OF CFB MAGMATISM: MULTI-TIERED INTRACRUSTAL PICRITE-RHYOLITE MAGMATIC PLUMBING AT SPITZKOPPE

SAF_1 10.1093/petrology/egg083 PETROLOGY AND GEOCHEMISTRY OF EARLY CRETACEOUS BIMODAL CONTINENTAL FLOOD VOLCANISM OF THE NW ETENDEKA

SAF_1 10.1093/petroj/40.9.1377 PETROLOGY OF THE ALKALINE CORE OF THE MESSUM IGNEOUS COMPLEX

SAF_1 10.1007/s004100050588 THE LIMITED EXTENT OF PLUME-LITHOSPHERE INTERACTION DURING CONTINENTAL FLOOD BASALT GENESIS: GEOCHEMICAL EVIDENCE FROM CONTRIB. CRETACEOUS MAGMATISM IN SOUTHERN BRAZIL MINERAL. PETROL.

SAF_2 10.1016/0301-9268(92)90072-V A COMPARITIVE STUDY OF THE GEOCHEMICAL AND ISOTOPIC SYSTEMATICS OF LATE ARCHEAN FLOOD BASALTS FROM THE PILBARA AND KAAPVAAL PREC. RESEARCH CRATONS

SAF_2 10.1016/S0899-5362(00)80006-8 AGE AND GEOCHEMISTRY OF KAROO DOLERITE DYKES FROM NORTHEAST BOTSWANA J. AFR. EARTH SCI.

SAF_2 10.1016/0016-7037(88)90051-8 GEOCHEMICAL AND ISOTOPIC SYSTEMATICS IN CARBONATITES AND IMPLICATIONS FOR THE EVOLUTION OF OCEAN-ISLAND SOURCES GEOCHIM. COSMOCHIM. ACTA

SAF_2 10.1016/0009-2541(95)00188-3 GEOCHEMISTRY AND TECTONIC SETTING OF MAGMATIC UNITS IN THE PAN-AFRICAN GARIEP BELT

SAF_2 10.1093/petrology/egm010 MAJOR AND TRACE ELEMENT AND SR

SAF_2 10.1007/s00410-008-0305-1 PETROGENESIS OF THE SWARTRUGGENS AND STAR GROUP II KIMBERLITE DYKE SWARMS

SAF_2 10.1144/GSL.SP.1987.033.01.22 THE ORANGE RIVER GROUP: A MAJOR PROTEROZOIC CALCALKALINE VOLCANIC BELT IN THE WESTERN NAMAQUA PROVINCE 144

SAF_3 10.1016/S0012-821X(98)00053-3 A DEEP MANTLE SOURCE FOR CARBONATITE MAGMATISM: EVIDENCE FROM THE NEPHELINITES AND CARBONATITES OF THE BUHERA DISTRICT

SAF_3 10.1016/j.lithos.2004.03.001 A GEOCHEMICAL AND ND ISOTOPIC STUDY OF BARBERTON KOMATIITES (SOUTH AFRICA): IMPLICATION FOR THE ARCHEAN MANTLE LITHOS

SAF_3 10.1016/0012-821X(89)90047-2 A PROTEROZOIC LITHOSPHERIC SOURCE FOR KAROO MAGMATISM: ECIDENCE FROM THE NUANETSI PICRITES EARTH PLANET. SCI. LETT.

SAF_3 10.1016/0012-821X(89)90125-8 A SM-ND AND PB ISOTOPE STUDY OF ARCHEAN GREENSTONE BELTS IN THE SOUTHERN KAAPVAAL CRATON

SAF_3 10.1016/j.chemgeo.2008.11.006 AGE, LITHOLOGY AND STRUCTURAL EVOLUTION OF THE C. 3.53 GA THEESPRUIT FORMATION IN THE TJAKASTAD AREA, SOUTHWESTERN BARBERTON GREENSTONE BELT, SOUTH AFRICA, WITH IMPLICATIONS FOR ARCHAEAN TECTONICS

SAF_3 10.1016/0012-821X(84)90011-6 AGE AND ISOTOPE GEOCHEMISTRY OF THE ARCHEAN PONGOLA AND USUSHWANA SUITES IN SWAZILAND

SAF_3 10.1016/0012-821X(91)90141-4 AN INTERPRETATION OF KAROO PICRITE BASALTS IN TERMS OF INTERACTION BETWEEN ASTHENOSPHERIC MAGMAS AND THE MANTLE LEITHOSPHERE EARTH PLANET. SCI. LETT.

SAF_3 10.1007/BF00310643 ANOMALOUS SM-ND AGES FOR THE EARLY ARCHEAN ONVERWACHT GROUP VOLCANICS CONTRIB. MINERAL. PETROL.

SAF_3 10.1016/j.lithos.2009.06.020 FORMATION AND TEMPORAL EVOLUTION OF THE KALAHARI SUB-CRATONIC LITHOSPHERIC MANTLE: CONSTRAINTS FROM VENETIA XENOLITHS

SAF_3 10.1093/petrology/35.1.95 GEOCHEMISTRY AND PETROGENESIS OF CENTRAL LEBOMBO BASALTS OF THE KAROO IGNEOUS PROVINCE J. PETROL.

SAF_3 10.1016/S0012-821X(99)00151-X HF ISOTOPE COMPOSITIONS OF KOMATIITES EARTH PLANET. SCI. LETT.

SAF_3 10.1016/j.gca.2005.08.015 HIGH-PRECISION ND142_ND144 MEASUREMENTS IN TERRESTRIAL ROCKS: CONSTRAINTS ON THE EARLY DIFFERENTIATION OF THE EARTH^S MANTLE GEOCHIM. COSMOCHIM. ACTA

SAF_3 10.1093/petrology/35.6.1597 ISOTOPIC AND GEOCHEMICAL INVESTIGATION OF THE CHILWA ISLAND CARBONATITE COMPLEX

SAF_3 10.1007/BF00376732 KOMATIITES OF THE ONVERWACHT GROUP

SAF_3 PB AND ND ISOTOPIC CORRELATION IN BELINGWE KOMATIITES AND BASALTS SPEC. PUBL. GEOL. SOC. ZIMBABWE

SAF_3 PETROGENESIS OF THE SWAZILAND AND NORTHERN NATAL RHYOLITES OF THE LEBOMBO RIFTED VOLCANIC MARGIN 145

SAF_3 10.1016/j.jafrearsci.2008.06.002 PETROLOGY OF KAROO VOLCANIC ROCKS IN THE SOUTHERN LEBOMBO MONOCLINE

SAF_3 10.1016/j.gca.2009.07.022 PT-RE-OS AND SM-ND ISOTOPE AND HSE AND REE SYSTEMATICS OF THE 2.7 GA BELINGWE AND ABITIBI KOMATIITES GEOCHIM. COSMOCHIM. ACTA

SAF_3 10.1016/0012-821X(77)90208-4 SM-ND DATING OF ARCHEAN BASIC AND ULTRABASIC VOLCANICS EARTH PLANET. SCI. LETT.

SAF_3 10.1038/279298a0 SM-ND DATING OF ONVERWACHT GROUP VOLCANICS

SAF_3 10.1093/petrology/egi059 THE GEOCHEMISTRY OF ULTRAMAFIC TO MAFIC VOLCANICS FROM THE BELINGWE GREENSTONE BELT

SAF_3 10.1016/0009-2541(95)00102-1 THE INFLUENCE OF ALTERATION ON THE TRACE-ELEMENT AND ND ISOTOPIC COMPOSITIONS OF KOMATIITES CHEM. GEOL.

SAF_3 10.1016/0301-9268(95)00072-0 THE OLDEST PART OF THE BARBERTON GRANITOI-GREENSTONE TERRAIN

SAF_3 10.1016/0016-7037(94)90519-3 THE ORIGIN OF FLUIDS AND THE EFFECTS OF METAMORPHISM ON THE PRIMARY CHEMICAL COMPOSITIONS OF BARBERTON KOMATIITES; NEW EVIDENCE FROM GEOCHEMICAL (REE) AND ISOTOPIC (ND

SAF_3 THE ROLE OF CONTINENTAL LITHOSPHERE IN THE GENERATION OF THE KAROO VOLCANIC ROCKS: EVIDENCE FROM COMBINED ND- AND SR-ISOTOPE SPEC. PUBL. STUDIES GEOL. SOC. S. AFR.

SAF_4 10.1093/petrology/43.12.2339 A CHEMICAL AND MULTI-ISOTOPE STUDY OF THE WESTERN CAPE OLIVINE MELILITITE PROVINCE

SAF_4 10.2113/gssajg.110.2-3.477 MAGMATISM AND CONTINENTAL BREAKUP AT THE WESTERN MARGIN OF SOUTHERN AFRICA: A GEOCHEMICAL COMPARISON OF DOLERITE DIKES S. AFR. J. GEOL. FROM NORTHWESTERN NAMIBIA AND THE WESTERN CAPE

SAF_4 10.1093/petrology/egr011 MULTISTAGE EVOLUTION OF DOLERITES IN THE KAROO LARGE IGNEOUS PROVINCE

SAF_4 OVERLAP OF KAROO AND FERRAR MAGMA TYPES IN KWAZULU-NATAL

SAF_4 10.1093/petrology/33.4.817 PETROGENESIS OF LATE ARCHEAN FLOOD-TYPE BASIC LAVAS FROM THE KLIPRIVIERSBERG GROUP

SAF_4 10.1016/j.epsl.2011.02.036 SOUTH ATLANTIC DUPAL ANOMALY ? DYNAMIC AND COMPOSITIONAL EVIDENCE AGAINST A RECENT SHALLOW ORIGIN EARTH AND PLANETARY SCIENCE LETTERS

SAF_4 10.1016/0301-9268(95)00090-9 THE ONGELUK BASALTIC ANDESITE FORMATION IN GRIQUALAND WEST

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ANTÁRTICA

DOI TÍTULO JOURNAL

159 MA KJAKEBEINET LAMPROITES (DRONNING MAUD LAND, ANTARCTICA) AND THEIR IMPLICATIONS FOR GONDWANA BREAKUP PROCESSES GEOL. MAG.

10.1016/j.jvolgeores.2010.07.011 BJ�RNNUTANE AND SEMBBERGET BASALT LAVAS AND THE GEOCHEMICAL PROVINCIALITY OF KAROO MAGMATISM IN WESTERN DRONNING J. VOLCANOL. MAUD LAND, ANTARCTICA� GEOTHERM. RES.

CENOZOIC MAGMATISM IN THE WESTERN ROSS EMBAYMENT: ROLE OF MANTLE PLUME VERSUS PLATE DYNAMICS IN THE DEVELOPMENT OF THE J. GEOPHYS. RES. WEST ANTARCTIC RIFT SYSTEM

10.1016/0016-7037(95)00212-I CENOZOIC VOLCANISM IN ANTARCTICA: JONES MOUNTAIN AND PETER I ISLAND GEOCHIM. COSMOCHIM. ACTA

10.1144/GSL.SP.1992.068.01.12 COATS LAND DOLERITES AND THE GENERATION OF ANTARCTIC CONTINENTAL FLOOD BASALTS SPEC. PUBL. GEOL. SOC. LONDON

10.1093/petrology/egi023 EARLY-MIDDLE JURASSIC DOLERITE DYKES FROM WESTERN DRONNING MAUD LAND (ANTARCTICA): IDENTIFYING MANTLE SOURCES IN THE J. PETROL. KAROO LARGE IGNEOUS PROVINCE

10.1007/s004100050520 ENRICHED MANTLE - DUPAL SIGNATURE IN THE GENESIS OF THE JURASSIC FERRAR THOLEITES FROM PRINCE ALBERT MOUNTAINS (VICTORIA CONTRIB. MINERAL. LAND, ANTARCTICA) PETROL.

10.1007/s00410-011-0646-z EVOLUTION OF PANTELLERITE-TRACHYTE-PHONOLITE VOLCANOES BY FRACTIONAL CRYSTALLIZATION OF BASANITE MAGMA IN A CONTINENTAL CONTRIB. MINERAL. RIFT SETTING, MARIE BYRD LAND, ANTARCTICA PETROL.

10.1093/petrology/41.8.1271 FLOOD BASALTS OF VESTFJELLA: JURASSIC MAGMATISM ACROSS AN ARCHAEAN-PROTEROZOIC LITHOSPHERIC BOUNDARY IN DRONNING MAUD J. PETROL. LAND, ANTARCTICA

10.1016/0377-0273(90)90118-Y GEOCHEMICAL EVOLUTION OF PLIOCENE-RECENT POST-SUBDUCTION ALKALIC BASALTS FROM SEAL NUNATAKS, ANTARTCTIC PENINSULA J. VOLCANOL. GEOTHERM. RES.

10.1016/0012-821X(95)00024-7 GEOCHEMICAL EVOLUTION OF RIFT MAGMAS BY PROGRESSIVE TAPPING OF A STRATIFIED MANTLE SOURCE BENEATH THE ROSS SEA RIFT, EARTH PLANET. SCI. NORTHERN VICTORIA LAND, ANTARCTICA LETT.

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10.1007/BF01161576 GEOCHEMISTRY AND PETROLOGY OF ULTRAMAFIC LAMPROPHYRES FROM SCHIRMACHER OASIS, EAST ANTARCTICA MINERAL. PETROL.

10.1144/0016-76492005-152 GEOCHEMISTRY AND TECTONIC SETTING OF MAFIC ROCKS IN WESTERN DRONNING MAUD LAND, EAST ANTARCTICA: IMPLICATIONS FOR THE J. GEOL. SOC. GEODYNAMIC EVOLUTION OF THE PROTEROZOIC MAUD BELT LONDON

10.1016/S0009-2541(99)00171-0 GEOCHEMISTRY OF LATE CENOZOIC BASALTS FROM THE CRARY MOUNTAINS: CHARACTERIZATION OF MANTLE SOURCES IN MARIE BYRD LAND, CHEM. GEOL. ANTARCTICA

10.1016/S0009-2541(97)00037-5 HOBBS COAST CENOZOIC VOLCANISM: IMPLICATIONS FOR THE WEST ANTARCTIC RIF SYSTEM CHEM. GEOL.

10.1016/j.chemgeo.2010.08.004 ISOTOPIC (SR, ND, PB, AND OS) COMPOSITION OF HIGHLY MAGNESIAN DIKES OF VESTFJELLA, WESTERN DRONNING MAUD LAND, ANTARCTICA: A CHEM. GEOL. KEY TO THE ORIGINS OF THE JURASSIC KAROO LARGE IGNEOUS PROVINCE?��

10.1007/BF02688238 ISOTOPIC ANDF CHEMICAL CONSTRAINTS ON THE CRUSTAL EVOLUTION AND SOURCE SIGNATURE OF FERRAR MAGMAS CONTRIB. MINERAL. PETROL.

10.1016/j.lithos.2008.05.010 JURASSIC DIKES OF VESTFJELLA, WESTERN DRONNING MAUD LAND, ANTARCTICA: GEOCHEMICAL TRACING OF FERROPICRITE SOURCES LITHOS

LAMPROITES FROM THE RUBIN MASSIF, PRINCE CHARLES MOUNTAINS, EAST ANTARCTICA PETROLOGY

10.1016/S0012-821X(99)00023-0 LONG-DISTANCE TRANSPORT OF MAGMAS IN THE JURASSIC FERRAR LARGE ISGNEOUS PROVINCE, ANTARCTICA EARTH PLANET. SCI. LETT.

10.1144/gsjgs.156.4.0659 MANTLE PLUMES AND ANTARCTICA - NEW ZEALAND RIFTING: EVIDENCE FROM MID-CRETACEOUS MAFIC DYKES J. GEOL. SOC. LONDON

10.1016/S0016-7037(98)00184-7 ND AND SR ISOTOPE AND TRACE ELEMENT COMPOSITION OF A MESOZOIC CFB SUITE FROM DRONNING MAUD LAND, ANTARCTICA: IMPLICATIONS GEOCHIM. FOR LITHOSPHERE AND ASTHENOSPHERE CONTRIBUTIONS TO KAROO MAGMATISM COSMOCHIM. ACTA

10.1007/BF00373077 ND AND SR ISOTOPIC STUDIES ON CENOZOIC MAFIC LAVAS FROM WEST ANTARCTICA: ANORTHER SOURCE FOR CONTINENTAL ALKALI BASALTS CONTRIB. MINERAL. PETROL.

10.1093/petrology/42.6.1043 ORIGINS OF LARGE VOLUME RHYOLITIC VOLCANISM IN THE ANTARCTIC PENINSULA AND PATAGONIA BY CRUSTAL MELTING J. PETROL.

10.1093/petroj/38.9.1225 PETROGENESIS OF A PHONOLITE-TRACHYTE SUCCESSION AT MOUNT SIDLEY, MARIE BYRD LAND, ANTARCTICA J. PETROL.

10.1144/gsjgs.145.6.0985 POST-SUBDUCTION ALKALINE VOLCANISM ALONG THE ANTARCTIC PENINSULA J. GEOL. SOC. LONDON

10.1016/S0016-7037(00)00476-2 PROVENANCE AND TRANSPORT OF TERRIGENOUS SEDIMENT IN THE SOUTH ATLANTIC OCEAN AND THEIR RELATIONS TO GLACIAL AND GEOCHIM INTERGLACIAL CYCLES: Nd AND Sr ISOTOPIC EVIDENCE COSMOCHIM ACTA

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10.1007/BF01164153 SM-ND AND RB-SR ISOTOPIC SYSTEMATICS OF THE EAST ANTARCTIC MANNING MASSIF ALKALINE TRACHYBASALTS AND THE DEVELOPMENT OF MINERAL. PETROL. THE MANTLE BENEATH THE LAMBERT-AMERY RIFT

10.1093/petrology/egn082 SR-ND-PB-HE-O ISOTOPE AND GEOCHEMICAL CONSTRAINTS ON THE GENESIS OF CENOZOIC MAGMAS FROM THE WEST ANTARCTIC RIFT J. PETROL.

10.1144/gsjgs.155.2.0269 TECTOMIC IMPLICATIONS OF FORE-ARC MAGMATISM AND GENERATION OF HIGH-MAGNESIAN ANDESITES: ALEXANDER ISLAND, ANTARCTICA J. GEOL. SOC. LONDON

10.1144/0016-764900-132 TECTONIC SETTING OF PRIMITIVE MAGMAS IN VOLCANIC ARCS: AN EXAMPLE FROM THE ANTARCTIC PENINSULA J. GEOL. SOC. LONDON

THE MT. MELBOURNE VOLCANIC FIELD (VICTORIA LAND, ANTARCTICA) II. GEOCHEMISTRY AND MAGMA GENESIS GEOL. JB.

10.1093/petrology/31.2.341 THE PETROGENESIS OF THE KIRWAN BASALTS OF DRONNING MAUD LAND, ANTARCTICA J. PETROL.

10.1016/0024-4937(95)00017-8 THE PETROLOGY OF LOWER CRUSTAL XENOLITHS FROM THE EXECUTIVE COMMITTEE RANGE, MARIE BYRD LAND VOLCANIC PROVINCE, WEST LITHOS ANTARCTICA

10.1144/GSL.SP.1994.081.01.15 THE RELATIONSHIP BETWEEN ALKALINE MAGMATISM, LITHOSPHERIC EXTENSION AND SLAB WINDOW FORMATION ALONG CONTINENTAL SPEC. PUBL. GEOL. DESTRUCTIVE PLATE MARGINS SOC. LONDON

10.1016/S0024-4937(02)00266-9 THINNING OF THE ANTARCTIC PENINSULA LITHOSPHERE THROUGH THE MESOZOIC: EVIDENCE FROM MIDDLE JURASSIC BASALTIC LAVAS LITHOS

10.1016/S0009-2541(00)00296-5 TRACE ELEMENT AND ND-SR ISOTOPIC COMPOSITION OF ULTRAMAFIC LAMPROPHYRES FROM THE EAST ANTARCTIC BEAVER LAKE AREA CHEM. GEOL.

10.1016/0009-2541(93)90061-M TRACE-ELEMENT AND ISOTOPIC CHARACTERISTICS OF SMALL-DEGREE MELTS OF THE ASTHENOSPHERE: EVIDENCE FROM THE ALKALIC BASALTS OF CHEM. GEOL. THE ANTARCTIC PENINSULA

10.1016/S0024-4937(02)00213-X ULTRAMAFIC LAMPROPHYRES OF THE FERRAR LARGE IGNEOUS PROVINCE: EVIDENCE FOR A HIMU MANTLE COMPONENT LITHOS

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