APÊNDICE I. METODOLOGIAS E TÉCNICAS ANALÍTICAS

I.1. Introdução

As metodologias utilizadas no desenvolvimento do projeto compreendem as seguintes

etapas: i) mapeamento geológico base; ii) análise petrográfica detalhada, iii) geoquímica de

rocha total e mineral, iv) geoquímica isotópica.

I.2. Cartografia Geológica

Na confecção do mapa geológico foram utilizadas:

I.2.1. Foto interpretação

Foram geo-interpretadas oito imagens SAF (serviço aéreo fotogeológico) na escada

1:70000 (ano 1992) da área de estudo, através da qual foram individualizados complexos

vulcânicos, vulcões e unidades de rocha, assim como o arranjo estrutural regional do

Complexo Vulcânico Yate. Posteriormente, essa interpretação foi comparada e enriquecida

com a foto interpretação feita por Moreno (1995), confeccionando assim, o mapa de foto

interpretação final. Numa etapa final, mediante duas campanhas de campo nos meses de verão

do ano 2004 e 2005 (Janeiro - Fevereiro), o mapa de foto interpretação foi corrigido, gerando

o mapa geológico final.

I.2.2. Digitalização

A vetorização dos diferentes dados, como unidades litoestratigráficas do mapa final,

mapas antigos da zona (Sernageomin-BRGM, 1995; Moreno, 1995), perfis geológicos e

feições estruturais e geomorfológicas, foi realizada mediante a plataforma Global Mapper®

5.0, baseada em imagens LANDSAT/TM e SRTM (Shuttle Radar Topography Mission,

Elevation Dataset) com resolução de pixel 50 e 90 metros. Com o objetivo de facilitar a

organização e montagem do mapa final, foram utilizadas como técnicas básicas de sistema de

informação geográficas (GSI) as plataformas ARCVIEW 3.2 e ARCGIS 8.1. Foram

armazenados principalmente os vetores do mapa geológico, os dados planialtimétricos,

topográficos (doados pelo SERNAGEOMIN, Pto. Varas), de pontos de amostragem e

estruturas, que foram extraídos tanto pelo programa Global Mapper® 5.0, quanto de tabelas de

informação confeccionadas em Excel. Finalmente para a montagem do mapa final, utilizou-se

a plataforma Corel Draw® 12.

Os dados Geodésicos utilizados no georeferenciamento do mapa foram: i) elipsóide de

referência internacional 1924; ii) datum Provisório Sul-Americano (La Canoa Venezuela) de

1956; iii) projeção Universal Transversal de Mercator (UTM) de origem X: meridiano 75º

W=500 km e Y: 10.000 km ao sul do Equador.

Durante os trabalhos de campo foram coletadas 91 amostras representativas de todas

as litologias mapeadas e descritas macroscopicamente (ver Anexo: Tabela A1 e Figura AI.1).

Figura AI.1. Mapa da amostragem efetuado no Complexo Vulcânico Yate. Destacam-se as diferentes campanhas realizadas no percurso da pesquisa (cor azul: Campo I; cor vermelha: Campo II)

I.3. Petrografia

Das amostra coletadas, 82 foram separadas para exame petrográfico, que foi realizado

utilizando um microscópio da marca Olimpus, modelo BX40, com aumentos de 1,25x, 4x,

10x, 50x. As microfotografias foram obtidas mediante um microscópio da marca Olimpus,

modelo BX50, com câmera digital Cannon.

I.4. Química Mineral

Foram selecionadas 15 amostras representativas das diferentes associações minerais

observadas na petrografia.

Procedimento analítico

As análises de química mineral foram realizadas no Laboratório de Microssonda

Eletrônica do IGC-USP, utilizando uma microssonda de fabricação JEOL, modelo JXA-8600

SUPERPROBE com cinco espectrômetros ópticos. O sistema de automatização foi o Voyager

3.6.1 da Noran Instrument. As condições de trabalho foram:

a) Potencial de aceleração de 15 KV e feixe elétrico de 20 nA de corrente.

b) Diâmetro de feixe: 5 µm para os feldspatos, os máficos (olivina,

clinopiroxênio, ortopiroxênio); 1 µm para os opacos (magnetita e ilmenita) e

10 para o vidro da matriz, essas duas últimas com desenfoque para minimizar a

perda de voláteis e Na;

c) Os tempos de contagem foram de 5” para os elementos mais voláteis (Na, K, F,

Cl), 10” para os elementos maiores e 20” para os traços.

d) Erros totais (máximos) estimados variam entre: 1-2% para os elementos

maiores, 5% para os elementos menores e 10 % para os elementos traços.

e) Finalmente para a correção do efeito de matriz foi utilizando o programa

PROZA do laboratório.

A metodologia de aquisição de dados de microssonda tem considerada, primeiro, a

descrição petrográficas de lâminas delgadas, previamente polidas, e escolha de minerais e

pontos de análises a serem analisados nas rotinas respectivas mediante software Digimax,

utilizando o microscópio ótico do laboratório de Microssonda Eletrônica. Antes da entrada na

microssonda, as lâminas são metalizadas com carbono no evaporador AUTO 206 Edwards.

Finalmente, dentro da microssonda, é efetuada a localização automática dos pontos

previamente selecionados para facilitar a movimentação e otimização do tempo de análise. O

foco do microscópio é feito manualmente.

I.5. Química rocha total

As seguintes etapas foram efetuadas para a obtenção dos dados geoquímicos.

I.5.1. Preparação da amostra

Numa primeira etapa o material, previamente separado manualmente1, foi britado num

pilão de aço. Posteriormente foi quarteado e lavado com água deionizada e HCl 1M para

extrair à alteração e o aço remanescente. Numa terceira etapa, foi seco e posteriormente

pulverizado em moinhos de anel de ágata por 5 a 10 minutos, dependendo da quantidade de

amostra a se preparar (30-50 gramas por 10’ e 10-20 gramas por 5’- 8’). A escolha da ágata

tem como objetivo minimizar a contaminação por Nb, Ta e Co, elementos de importância na

interpretação petrogenética de magmas de arcos magmáticos. Finalmente o material foi

mantido em frascos ou sacos de plástico para sua posterior análise.

Elementos Maiores

Os elementos maiores foram analisados por Fluorescência de Raios X (FRX) do

Laboratório de FRX do Departamento de Mineralogia e Geotectônica do IGC-USP. A etapa

de preparação da amostra para FRX seguiu, em linhas gerais, os procedimentos que

atualmente estão em vigor nesse laboratório.

Sumariamente três etapas principais podem ser descritas:

a) Pesagem e mistura: o pó de material a ser analisado é aquecido em forno a 70º C

por um dia, para retirar a umidade. Posteriormente se pesa 1.0000 ± 0.0001 grs desse material

que é misturado com o fundente, que corresponde a uma mistura nas proporções 1:4 de

metaborato (3 grs) e tetraborato de lítio (6 grs).

1 A amostra foi reduzida a uma quantidade representativa, correspondente ao volumem de um cubo de arista 10 vezes maior ao fenocristal maior (visto na petrografia), procurando não ter bordas com alteração.

b) Fundição: a mistura e colocada em cadinhos de platina é aquecida por 10’ em uma

estufa de chama e jogada em moldes de platina gerando assim pastilhas fundidas.

c) Medição: as análises foram feitas em Fluorescência de Raio-X Phillips PW2400,

sob condições analíticas que incluem (i) voltagem de aceleração entre 22 kV (para Al, Ca,

Fe, K, Mg, Na, P, Si) e 40 kV (para Mn, Ti), (ii) intensidade do feixe de raio-X de 50 mA,

(iii) tempo médio de contagem entre 30 segundos (para Al, Ca, Fe, K, Si) e 60 segundos

(para Mg, Na, P), e (iv) correções de matriz Alpha. Maiores detalhes sobre o procedimento

analítico e condições instrumentais estão descritos em Mori et al. (1999). A perda ao fogo

(LOI e H2O-) se fez mediante gravimetría de uma amostra aquecida em forno a 1000ºC

durante uma hora.

Elementos menores e traços

As concentrações de elementos traços e terras-raras foram obtidas por ICP-MS

(espectrômetro de massa com plasma indutivamente acoplado) no laboratório Acme Analytical

Ltda em Canadá. O procedimento analítico pra as REE (terras raras) e HFSE (High Field

Strength Element) envolveu a dissolução em microondas de 0,2 grama de material pulverizado

(< 300 mesh) em uma solução de HFconc+HNO3+H2Odest na proporção de 3:1:1. Para os metais

preciosos e bases, uma alíquota de 0.5 g de amostra foi dissolvida com Água Régia (HCl-HNO3

- 95%) (maiores detalhes em www.acmelab.com).

I.5.2. Tratamento de dados

Os dados geoquímicos foram tratados com os programas Igpetwin 98, Minpet e

planilhas montadas em Excel. Os elementos maiores foram recalculados ao 100% em base

anidra com FeOt com a norma CIPW segundo os critérios de Irving e Baragar (1971).

Um problema dos dados em fluorescência de raio-X é que o ferro é dado como

Fe2O3total. Para superar este inconveniente se faz necessária uma correção para se obter, a

partir do Fe2O3total, o Fe2O3, FeO e FeOt2. Este último, muito utilizado nos diagramas

petrológicos (FeOt/MgO vs SiO2, Miyashiro, 1974; AFM, Irvine e Baragar, 1971). Dos

diversos procedimentos para corrigir o Fe2O3, foi utilizado aquele descrito por Middelmost

(1989). A escolha desta está no fato que Middelmost (1989) aponta a falhas das outras

2 FeOt = FeO+0.8998*Fe2O3

metodologias (por ex. Irvine e Baragar, 1971), e apresenta um critério mais amplo e aplicável

em rochas que vão de basaltos a riolitos, independentemente da fO2 (a priori desconhecida).

Os diagramas multi-elementais tipo SPIDER e terras raras (REE) foram normalizados

respectivamente, para o manto primordial e condritos de Sun e Macdound (1989).

I.6. Químca Isotópica

As análises isotópicas de Rb-Sr, Sm-Nd e Pb-Pb foram feitas no Centro de Pesquisas

Geocronológicas da Universidade de São Paulo seguindo os procedimentos analíticos

descritos por Kawashita (1972), Sato et al. (1995), Babinski et al. (1999), respectivamente.

Sumariamente os procedimentos principais são colocados à continuação.

I.6.1. Preparação da amostra para análises isotópica e medição

O material analisado, previamente foi selecionado para excluir amostras alteradas.

Depois ele foi britado num pilão de aço e quarteado (com um tamanho baixo a #12), e

posteriormente foi lavado com água deionizada e HCL 1M para retirar possíveis restos de

alteração e aço. Em outra etapa o material foi seco e posteriormente pulverizado em moinhos

de bolas de tungstênio (W) durante 5 a 2’ (30 gramas por 5` e 10 gramas por 2’), com o

objetivo de evitar a contaminação de Pb e Sr do moinho de ágata. O material foi

posteriormente mantido em frascos ou sacos de plástico. Antes da dissolução completa das

amostras , elas foram limpas com água tridestilada e água régia 1M em ultra-som por 10’.

I.6.2. 143Nd/144Nd e 87Sr/86Sr

O procedimento para extração de elementos terras-raras e Sr incluiu inicialmente a

pesagem de cerca de 100 mg de material pulverizado (< 300 mesh) e adição de spike 149Sm/150Nd, em proporção adequada à concentração desses elementos no material (rocha).

A dissolução ácida, em savillex®, foi feita com 4 ml de HF:HNO3 na proporção 3:1, em

chapa aquecida a ~600C, por cerca de 5 dias. Após evaporação, foram adicionados 4-5 ml

de 6N HCl à amostra, mantendo em chapa aquecida por 12 horas. O resíduo-amostra foi

tomado em 1 ml de 2,62N HCl para separação em colunas de troca iônica empacotadas

com resina BioRad-AG1X 200-400 mesh, forma Cl-. A solução contendo elementos terras-

raras é evaporada e tomada em 0,2 ml de 0,26N HCl para separação de Sm e Nd por

cromatografia de fase reversa, em colunas empacotadas com resina LN Spec (pó de teflon

impregnado com ácido fosfórico di-2-etil). Nesse caso só foi utilizada a alíquota de Nd

para determinação da razão 143Nd/144Nd. A medição foi realizada mediante a deposição do

Nd com H3PO4 e resina AG50W-X8 em filamentos de Re no espectrômetro de massa 262

FINNIGAN-MAT. As rações isotópicas de 143Nd/144Nd foram normalizadas com a razão 146Nd/144Nd=0.719. Os padrões para o 143Nd/144Nd ocupado foi La Joya

(0.511847±0.00005 2σ) e BCR-1 (0.512662 ±0.00005 2σ), com branco de 0.03 ng.

A medição foi realizada mediante a deposição do Nd com H3PO4 e resina AG50W-

X8 em filamentos de Re no espectrômetro de massa 262 FINNIGAN-MAT. As rações

isotópicas de 143Nd/144Nd foram normalizadas com a razão 146Nd/144Nd=0.719. Os padrões

para o 143Nd/144Nd ocupado foi La Joya (0.511847±0.00005 2σ) e BCR-1 (0.512662

±0.00005 2σ), com branco de 0.03 ng. As rações isotópicas de Sr foram normalizadas com

a razões 87Sr/86Sr=0.1194 e o padrão NBS987 forneceu media de 0.71028±0.00006 (2 σ),

com branco de 5 ng, para o período em que as amostras foram analisadas.

I.6.3. 206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb e 208Pb/204Pb

Para Pb, o procedimento analítico é semelhante àquele descrito acima para Sr e terras-

raras. Todavia, após o ataque ácido com HCl, o resíduo-amostra foi tomado em 2 ml de HBr

0,6N para posterior concentração de Pb em colunas cromatográficas de troca iônica (BioRad-

AG1X 200-400 mesh). A separação química de Pb da solução-amostra foi testada utilizando o

procedimento descrito em Babinski et al. (1999), desenvolvido para rochas carbonáticas. A

purificação foi feita repetindo-se o procedimento de diluição nas colunas para garantir a

eliminação de possíveis interferentes (p.ex., Ca), que tornam as medidas isotópicas mais

precisas, já que o sinal é mais estável. Com isto, os erros analíticos associados às razões

isotópicas de Pb são significantemente reduzidos. As análises dos isótopos de Pb foram

realizadas no espectrômetro de massas multicoletor VG 354 Micromass. As rações isotópicas

foram normalizadas para o padrão NBS981 com teores de 1.0024 para o 206Pb/204Pb, 1.0038

para o 207Pb/204Pb e 1.0051 para o 208Pb/204Pb. O erro analítico está entre 0,15-0,48%, 0,13-

1,07% e 0,104-0,45%, respectivamente.

I.7. Datação 40Ar/39Ar

As amostras datadas pelo método Ar/Ar foram processadas e analisadas no

Laboratório de Geocronologia do Serviço Geológico do Chile (SERNAGEOMIN, Santiago).

A seguir resume-se a metodologia utilizada pra datar rochas, mediante Ar/Ar no

SERNAGEOMIN. A rocha é colocada num disco de alumínio de alta pureza (18.5 mm de

diâmetro, 4.8 mm de espessura, com orifícios de 3 mm de diâmetro), com capacidade para

vinte e uma amostras. Em cada orifício, além da amostra pra datar, coloca-se um padrão de

sanidina do Fish Canyon (28.03 ± 0.1 Ma; Renne et al., 1994). O disco é posteriormente

irradiado no reator de tipo HERALD da Comisión Chilena de Energía Nuclear (CCHEN) na

Reina (Santiago), por 48 horas. Assim que recebidas no SERNAGEOMIN, os padrões foram

fundidos para o cálculo da constante J, a qual está relacionada com a posição específica de

cada grão no disco. Posteriormente ao resfriamento, às amostras foram introduzidas num

disco de Cu com capacidade para dez amostras e cobertas por um disco de brometo de

potássio. O conjunto é introduzido na câmara de amostragem em ultra vácuo. A câmara é

coberta por uma janela de Zn-Se que è transparente ao laser de CO2. As amostras foram

analisadas mediante aquecimento gradual com incrementos na temperatura ligados à potência

do laser (o máximo foi 30 W), utilizando lentes que permitiram esquentar uma superfície de 6

x 6 mm. Para cada três passos de aquecimento foi analisando um branco. O gás de argônio foi

separado por uma câmara de fria (- 133 ºC) e capturado com um ST101 (getter) operando a

2.2 A, e logo introduzido no espectrômetro de massa de alta resolução MAP 215-50 (Pérez de

Arce et al., 2000). Os isótopos 36Ar, 37Ar, 38Ar, 39Ar e 40Ar foram medidos dez vezes e as

razoes 36/40Ar, 37/40Ar, 38/40Ar e 39/40Ar calculadas em tempo zero (antes da entrada do gás no

espectrômetro), para eliminar o efeito do fracionamento durante a análise. A linha base foi

analisada no começo e final da análise. As idades aparentes 40Ar/39/Ar foram corrigidas pelo

argônio atmosférico e argônio gerado desde a irradiação do K, Ca e Cl. Os platôs (plateau)

foram definidos utilizando à aproximação proposta por Fleck et al. (1977). Os critérios para

definir o platô foram: i) três ou mais passos que representem pelo menos o 50% de argônio

liberado; ii) concordância entre os passos contíguos deve ser menor do que o erro (2σ).

Quando o excesso de 40Ar foi detectado preferiu-se trabalhar com a isócrona. No caso que a

isócrona e o platô foram concordantes, preferiu-se o platô por apresentar uma incerteza

menor. Os erros nas idades de platô são expressos com dois sigmas de confiança. Os erros das

isócronas são expressos com um sigma de confiança.

APÊNDICE II. MODELAGEM GEOQUÍMICA

I.1. Aproximação metodológica para modelagem petrogenética de rochas vulcânicas

A modelagem quantitativa do CVY levou em conta os seguintes processos e modelos

petrogenéticos:

(1) fracionamento do fluído desde a placa de Nazca (basalto e sedimentos), sem fusão

parcial, modelado por destilação de Rayleigh;

(2) segregação do fluido, reagindo com o manto como uma coluna cromatográfica, até

uma zona de fusão parcial sobrejacente à placa de Nazca. Modelado pelo o processo de

refinamento, ou zone refining (Ayers, 1998);

(3) zona de fusão por aumento dos fluidos no manto astenosférico quente, modelado

por fusão parcial incremental dinâmica, não modal, em um sistema aberto (Open System Flux

Melting (Tatsumi e Eggins, 1995; Ozawa e Shimizu, 1995; Zou, 1998; Kimura e Yoshida,

2006; Zou, 2007);

(4-5) cristalização fracionada, assimilação e mistura em diferentes profundidades da

crosta. Esses últimos, modelados por mínimos quadrados em elementos maiores. Como

segunda via, serão feitos modelagens de cristalização fracionada de Rayleigh em elementos

traços.

Mediante critérios petrográficos e geoquímicos foram testados aqueles magmas com

baixa interação com a crosta (chamados parentais ou primitivos) e aqueles que sofreram

interação com a crosta. Do mesmo modo, aqueles que apresentem mistura de magmas e/ou

cristalização fracionada.

I.1.1. Magmas Primitivos

A escolha de magmas primitivos está baseada principalmente nos critérios de Kelemen

et al.(2003), que diz respeito a: i) número magnesíano (Mg#) maior que 0,55 (Mg#1,

recalculado para 100%, em base anidra); ii) olivinas com Fo>85 e; iii) altos teores de

elementos compatíveis (Ni, Cr), não necessariamente em equilíbrio com o manto (ou seja,

com algum grau de diferenciação), porém sem evidências de contaminação crustal. Cabe

notar que magmas em equilíbrio com o manto, denominados primários, apresentam Mg#

[~0,83], Cr[~2233 ppm], Ni [~2608 ppm], Co[~110 ppm] (p. ex., manto litosférico do retro

arco; Bjerg et al., 2005). Esses tipos são pouco freqüentes em arcos continentais. Contudo,

1 Mg# (número magnesíano) = [MgO%wt]/([ MgO%wt] + [FeOt%wt] molar, com FeOt = FeO + 0.8998Fe2O3 (Fe2O3/FeO

segundo Middlemost, 1989)

magmas primitivos são também considerados como tal, quando apresentam aglomerados de

minerais indicando graus de cristalização com pequena interação com a crosta e/ou outros

magmas (Wilson, 1989). Sendo assim, a modelagem dos basaltos primitivos do CVY, aceitos

segundo o critério de Mg# maior que 0,55 (Kelemen et al., 2003), será com fracionamento

mineral na crosta. Os BAB-A apresentam Mg# < 0,55, em desacordo com o critério de

Kelemen et al. (2003), mas apresentam escassa ou nenhuma evidência de assimilação e

mistura de magmas. Porém, esses magmas serão, também, modelados assumindo-se como

produto de um magma primitivo com forte fracionamento mineral (olivina e clinopiroxênio)

na crosta.

I.1.2. O Manto enriquecido ou empobrecido?

Para definir a natureza do manto que teria sido a fonte das rochas menos evoluídas do

CVY, foram utilizadas as características geoquímicas intrínsecas a essas. Diversos indícios

sugerem que o manto seria enriquecido por fluidos desde a placa subductante (manto

metasomatizado), a saber:

i. Análises gequímicas de basaltos obtidos ao longo da dorsal de Chile apresentam depleção

em Nb, Ta, razões elementais (LILE, ETRL), semelhantes aquelas de basaltos de arcos,

indicando que também o manto a baixo da dorsal foi metasomatizado por fluidos com

baixo Nb, Ta (Klein e Karsten, 1995; Karsten et al., 1996; Bach et al., 1996). Essas

características têm sido observadas em trabalhos experimentais em condições de alta

pressão e temperatura (2,0 GPa - 900ºC; Brenan et al., 1995), nas quais rochas

peridotíticas são metasomatizadas por fluidos com depleção de Nb, Ta.

ii. Análises isotópicas de Sr e Pb, obtidos da dorsal do Chile (Chile Rise, fusão por

descompressão) perto da fossa, são semelhantes aos basaltos de arco (Klein e Karsten,

1995), sugerindo um enriquecimento do manto em elementos incompatíveis e Sr, desde a

zona de subducção.

iii. O diagrama Zr/Yb vs Nb/Yb (Pearce e Peate, 1995), utilizado para determinar

enriquecimento da fonte, mostra os basaltos do CVY na zona de manto enriquecido

(Figura 7.2A). Por outro lado, o diagrama Sm/La vs Th/La, utilizado para diferentes

aportes de fontes em zonas de arco (Plank, 2005), mostra que os mesmos basaltos plotam

em uma curva de mistura entre os sedimentos da trincheira, um manto tipo E-MORB, OIB

e o manto primitivo (Figura 6.2B).

iv. Por último, teores iniciais de 230Th/232Th (~ 0,8-0,9) em rochas de segmento central da

ZVS são mais baixos que os de basaltos tipo MORB e semelhantes aos de sedimentos

pelágicos, mostrando uma possível adição de sedimentos ao manto antes da fusão

(Tormey et al., 1991; Hickey-Vargas et al., 2002; Sigmarsson et al., 2002; Jicha et al.,

2007).

Figura AII.1. A) diagrama Nd/Yb vs Zr/Yb dos basaltos e basalto andesitos com MgO>6% (Mg# [0,55-0,60], MgO/FeO+MgO molar com Fe como FeOt) indicando o caráter enriquecidos das rochas básicas do complexo Vulcânico Yate com respeito aos campos dos basaltos tipo MORB normal - enriquecido e empobrecido (desde Pearce e Peate, 1995). Cabe notar a tendência fora do manto tipo MORB (MORB array) dos BAB-K e alguns BAB-AM (YB8). B) Diagrama Sm/La vs Th/La (modificado desde Plank, 2005) para distinguir aportes de sedimentos e misturas de fontes em basaltos. Destaca-se a tendência enriquecida dos BAB-K e uma línea de mistura entre os sedimentos da dorsal e um manto enriquecido (E-MORB ou OIB).

A partir dessas premissas, o manto escolhido será representado por uma mistura

simples entre um manto empobrecido (tipo hazburgítico) e enriquecido (tipo webterítico), em

casos, com fases minerais hidratadas (p. ex. anfibólio e biotita). As condições iniciais e os

coeficientes de partição utilizados nas modelagens são detalhados no Anexo VI, Tabelas

AVI.1 e AVI.2 respectivamente.

I.2. Grau de fusão parcial e aporte de fontes – modelagens em basaltos

Para a modelagem de fusão parcial foram selecionadas rochas primitivas com teor de

Mg#2> 0,55 recalculado a 100% sem voláteis (vide Kelemmem, 2003). Contudo, foram

2 mg# (número magnesíano) = [MgO%wt]/([ MgO%wt] + [FeOt%wt] molar, com FeOt = FeO + 0.8998Fe2O3 (Fe2O3/FeO

segundo Middlemost, 1989)

modelados basaltos com Mg# <0,55, como os basaltos de alto alumínio e baixo magnésio

BAB-A (vide seção II.1). Todos os basaltos modelados apresentam fenocristais em diversas

quantidades, indicando diferentes graus de cristalização fracionada, por tanto a modelagem

necessariamente terá fracionamento mineral.

Na presente Tese se assumirão os seguintes processos dominantes e restrições para as

modelagens dos basaltos:

i) Todas as rochas observadas, em menor ou maior grau, apresentam fenocristais,

indicando que a cristalização fracionada atua até nas rochas menos diferenciadas. Portanto, o

balanço final terá um magma segregado desde uma cristalização fracionada do tipo de

Rayleigh, modelada pela equação (1) (vide Rollinson 1989, eq. 4.18 ):

)1(' −×= D

folava FCC (1)

Com foC como a concentração do fundido proveniente do manto antes do

fracionamento mineral, F’ a porcentagem de líquido fracionado (1-F é a porcentagem de

cristalização) e D o coeficiente de partição global de cristalização (ver detalhes dos

coeficientes de partição utilizados no Anexo V, Tabela AV.1).

ii) A concentração do fundido proveniente do manto ( foC ) será assumindo um

processo de fusão parcial do manto por input de fluidos desde a placa subductante (flux-

melting) e posterior segregação incremental (Schmidt e Poli, 1998; Tatsumi e Eggins, 1995;

Schmidt e Poli, 2003). O modelo que melhor representa estas condições é a fusão parcial

dinâmica não modal em um sistema aberto (Open System Dinamic Melting; Ozawa e Shimizu,

1995; Zou, 1999; Kimura e Yoshida, 2006, Zou, 2007). A concentração final do líquido

segregado incrementalmente por fusão parcial hidratada e representado pelo seguinte balanço

de Zou (1999):

∫⋅−=

F

Fffo

c

dffCFcF

C )(1 (2)

Resolvendo a equação (2) se obtém a concentração do líquido da segregação

infinitesimal (Cf (f)) de Fc a F:

{ }

[ ] [ ][ ]

⎪⎪⎪

⎭

⎪⎪⎪

⎬

⎫

⎪⎪⎪

⎩

⎪⎪⎪

⎨

⎧

⎪⎪⎪

⎭

⎪⎪⎪

⎬

⎫

⎪⎪⎪

⎩

⎪⎪⎪

⎨

⎧

⎥⎥⎥

⎦

⎤

⎢⎢⎢

⎣

⎡

⎥⎦

⎤⎢⎣

⎡+−++−+

−

×++⋅−++

+−+⋅−−+

+−

×−−

×−

=

+⎟⎠⎞⎜

⎝⎛

+−+ 1)(

)1(

)()(1

)1()1()()1(

)(

111

PP

l

l

fo

PFcDoPFDo

PFcDoPFcDoPCoDoC

FFcC

PFcFC

αβ

αααα

βαβααββ

β

β

(3)

Onde Co é a concentração do manto antes da fusão; β é o fluxo de líquido segregado

desde a placa (β=[% de fluido desde a placa]/[% fusão]); Cl a concentração do líquido que

entra na zona de fusão; α e um parâmetro adimensional em função da porosidade (Ф) definido

como α = Ф/1- Ф; F é a porcentagem de fusão parcial total; Fc é a percentagem de fusão

crítica dependente de α e β (Fc = α /(α + β + 1)); Do o coeficiente de partição global para a

fusão e P o coeficiente de partição global das fases minerais fundidas não modalmente.

iii) A concentração final do fluido que entra na zona de fusão (Cl) é modelada

mediante dois processos: i) separação da placa subductante mediante destilação de Rayleigh e

ii) refinação cromatográfica no manto ou zone refining.

A concentração inicial na base antes da interação com a mineralogia do manto (base

da coluna cromatográfica - Cil) é modelada segundo uma destilação de Rayleigh da placa

subductante, a qual apresenta a seguinte forma:

11

//)1(

−−= fluidslabDfluid

fluidslabai

l FD

CC (5)

Com Dslab/fluid como o coeficiente de partição global entre a crosta oceânica e o fluido

segregado. Esse coeficiente foi obtido por experimentos de mobilidade de elementos traços na

desidratação de basaltos oceânicos a alta pressão (4 Gpa., 900º-1300ºC; Kogiso et al., 1997;

Tatsumi e Kogiso, 1997; Aizawa et al., 1999; Kessel et al., 2005) com eclogita residual

Gt:Cpx:Rut:Liq (0,49:0,25:0,0016:0,26) (Kessel et al., 2005). Ca corresponde à concentração

da fonte, neste caso a fonte foi uma mistura simples entre sedimentos e basaltos oceânicos:

Ca=Csl*X + Csed*(1-X) (4)

Sendo X a porcentagem de fluido segredado pela placa composta pelo manto e

basaltos oceânicos, conseqüentemente 1-X corresponde aos sedimentos. Na região de estudo

se assome X entre 0,8-0,9 (com 18-20 km de placa e ~2 km de sedimentos, p. ex. Melnick e

Echtler, 2006). Os sedimentos da trincheira estariam em um canal de subducção em regime

acrecionário, pelo qual o input de sedimento dentro do manto não seria relevante. Isto não é

conclusivo, porém, diversos outros fatores têm influência na geração do canal de subducção

(Lohrmann et al., 2006). O parâmetro Csl corresponde à concentração média obtida dos

basaltos do segmento 4 da dorsal de Chile, D63-5 e D61-1 (vide Klein e Karsten,1995;

Karsten et al.., 1996), e Csed à concentração média dos sedimentos da dorsal (furo de

sondagem ODP-202 do sitio 1232).

Finalmente a concentração do fluido depois da refinação (refining zone) no manto foi

modelado pela equação de Ayers (1998):

fluidomantonDilfluidomanto

Mfluidomanto

Ml eC

DC

DCC

/

/

0

/

0−

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛−= (4)

Com Dmanto/fluido como o coeficiente de partição global de um manto hidratado (Ayers,

1998; Kessel et al., 2005), n parâmetro adimensional definido como a razão rocha/fluido

(caso n=0, não há interação manto-fluido Cl=Cil, o fluido está em equilíbrio com a

mineralogia da placa subductante; caso que n~∞ o fluido está em equilíbrio com a

mineralogia do manto). Com Cil como a concentração de fluido proveniente da destilação da

placa de Nazca e C0M a concentração do manto astenosférico.

iv) A concentração inicial do manto a fundir (CM0) foi um manto misto caracterizado

por dois end member: i) um manto empobrecido tipo harzburgítico e, ii) outro enriquecido

tipo webterítico - lherzolítico obtido no retro-arco da região (Bjerg et al., 2005). Em alguns

casos com abundante anfibólio e baixa concentração de clinopiroxênio (manto mais

metassomatizado), em outros casos com maior concentração de clinopiroxênio e menor

anfibólio (manto menos metasomatizado). A granada e o espinêlio, importantes fases

dependentes da pressão, foram utilizadas para alguns magmas, tentando assim, reproduzir os

teores de elemento traços observados nos magmas básicos no Complexo Vulcânico Yate. Os

intervalos de cada fase mineral serão aqueles observados na literatura (por ex. Lopez-Escobar

et al., 1977; Bjerg et al., 2005). Esses caracterizados por 50-65% de olivina; 15-25%

ortopiroxênio; 5-15% de clinopiroxênio; 2-5% espinêlio, 1-5% granada e 0-10% de anfibólio.

I.3. Modelagem de andesitos e dacitos em sistema aberto

Para modelagem dos andesitos utilizou-se um balanço de massa de elementos maiores.

Para determinar o grau de cristalização e mistura das rochas diferenciadas, foi

utilizado o método inverso (mínimos quadrados) de elementos maiores segundo o seguinte

balanço (polinômio) para cada elemento i:

Cip = Yi

M1CiM1 + Yi

M2CiM2 +... Yi

Mn Ci

Mn+ YisgCi

sg 1=∑ jiY (6)

Com C como a concentração do elemento i no magma parental (Cp), no magma

segregado mediante cristalização fracionada (Csg) e nos minerais constituintes da cristalização

(CiM1... Ci

Mn), respectivamente. Em conseqüência, conhecendo as concentrações Ci e possível

estimar os coeficientes do polinômio Yi (proporção em peso dos cristais e do líquido

segregado), como resultado se obtém o estimador Ŷi. Posteriormente, utilizando esse

estimador, pode-se estimar a concentração Ĉip. Finalmente comparar com o valor real Ci

p e o

estimador Ĉip mediante os resíduos ao quadrado (s2 = (Ĉi

p - Cip)2). Serão aceitos como uma

“boa correlação” os valores de s2<1. Assim, será possível estimar a porcentagem de

cristalização fracionada como F=1- Ŷisg. Se não for possível estimá-la (s2>1, não aceito) então

outro processo poderia ter atuado na diferenciação magmática (por ex. mistura de magmas e

assimilação).

A equação geral desta metodologia é uma matriz de forma:

⎟⎟⎟⎟⎟

⎠

⎞

⎜⎜⎜⎜⎜

⎝

⎛

•

⎥⎥⎥⎥⎥

⎦

⎤

⎢⎢⎢⎢⎢

⎣

⎡

=

⎟⎟⎟⎟⎟

⎠

⎞

⎜⎜⎜⎜⎜

⎝

⎛

sg

M

sgOP

MOP

sgSiO

MSiO

pOP

pSiO

Y

Y

CC

CC

C

C

.

.

..........

.. 1

1

1

5252

22

52

2

(8)

O estimador Ŷi se obtém como:

⎟⎟⎟⎟⎟

⎠

⎞

⎜⎜⎜⎜⎜

⎝

⎛

•

⎥⎥⎥⎥⎥

⎦

⎤

⎢⎢⎢⎢⎢

⎣

⎡

=

⎟⎟⎟⎟⎟

⎠

⎞

⎜⎜⎜⎜⎜

⎝

⎛ −

pOP

pSiO

MOP

sgOP

MSiO

sgSiO

sg

M

C

C

CC

CC

Y

Y

52

2

5252

221

1

11

..........

..

ˆ..

ˆ

(9)

Substituindo (9) em (8), se obstinem os estimativos Ĉ .

⎟⎟⎟⎟⎟

⎠

⎞

⎜⎜⎜⎜⎜

⎝

⎛

•

⎥⎥⎥⎥⎥

⎦

⎤

⎢⎢⎢⎢⎢

⎣

⎡

=

⎟⎟⎟⎟⎟

⎠

⎞

⎜⎜⎜⎜⎜

⎝

⎛

sg

M

sgOP

MOP

sgSiO

MSiO

pOP

pSiO

Y

Y

CC

CC

C

C

ˆ..

ˆ

..........

..

ˆ

ˆ1

1

1

5252

22

52

2

(10)

Para determinar os parâmetros Ŷisg e Ĉ foram utilizadas planilhas em Excel com

rotinas específicas para trabalhos com matrizes.

O mesmo procedimento pode ser utilizado para determinar mistura de magmas

segundo o balanço:

...3)3(2)2(1)1( magmamixmagmamixmagmamixsg CXCXCXC ⋅+⋅+⋅= com 1)( =∑ imixX (11)

Encontrando os estimativos Xmix(i) para um Csg fixo. Assim, pode-se estimar um Ĉsg e,

com o mesmo critério da cristalização, definir os graus de mistura e aportes de cada magma.