Síntese sobre ofiolitos: evolução dos conceitos

Synthesis about ophiolites: evolution of concepts

GEOCIÊNCIAS GEOSCIENCES

Síntese sobre ofiolitos: evolução dos conceitos

Synthesis about ophiolites: evolution of concepts

Gláucia Nascimento Queiroga^I; Marcos Tadeu de Freitas Suita^II; Antônio Carlos Pedrosa-Soares^III; Maximiliano de Souza Martins^IV; Marco Aurélio Piacentini Pinheiro^V

^IProfessora do Departamento de Geologia, Escola de Minas - UFOP. [e-mail]

^IIProfessor do Departamento de Geologia, Escola de Minas - UFOP. [e-mail]

^IIIProfessor do Departamento de Geologia, CPMTC-IGC-UFMG. [e-mail]

^IVProfessor do Departamento de Geologia, CGE-CPMTC-IGC-UFMG. [e-mail]

^VGeólogo da CPRM-SUREG-BH, Doutorando em Evolução Crustal e Recursos Naturais do Departamento de Geologia, Escola de Minas - UFOP. [e-mail]

RESUMO

Ofiolitos são fragmentos de antigas litosferas oceânicas formados em margens de placa construtivas ou divergentes transformantes. Por meio de extensos falhamentos de empurrão, esses corpos ou parte deles são colocados na crosta continental, dentro de pacotes de rochas dos cinturões orogênicos, em estado sólido, mas podendo estar, ainda, relativamente quentes. Os possíveis ambientes produtores de litosfera oceânica incluem cadeias meso-oceânicas, bacias relacionadas a arcos-de-ilhas juvenis e bacias de retroarco. Ofiolitos de idade fanerozoica são abundantes em cinturões orogênicos ao redor do mundo, enquanto que os remanescentes oceânicos do Pré-Cambriano são pouco comuns e encontram-se distribuídos, principalmente, na Finlândia, Canadá, Marrocos, Arábia Saudita, Egito, Rússia, Brasil e China. Diversos registros de remanescentes oceânicos pré-cambrianos de diferentes idades foram reconhecidos no Brasil. A maioria desses corpos situa-se nas faixas orogênicas brasilianas e registra o consumo dos oceanos neoproterozóicos. A partir do que foi exposto, esse trabalho procura sintetizar as principais informações acerca de sequências ofiolíticas, trazendo uma breve revisão de conceitos e classificações ao longo dos quase 200 anos de utilização desse termo.

Palavras-chave: Ofiolitos, definição, classificação, exemplos brasileiros e mundiais.

ABSTRACT

Ophiolites are fragments of the ancient oceanic lithosphere formed at constructive plate margins or transforming divergent plates. Through extensive thrust faults, these bodies or part of them are emplaced into the continental crust, inside rock piles of orogenic belts, in solid state, but these bodies can be relatively warm. The possible environments which produce oceanic lithosphere include meso-oceanic ranges, basins related to juvenile island arcs and retro-arc basins. Ophiolites of the Phanerozoic age are abundant in orogenic belts around the world whilst Precambrian oceanic remnants are less common and are distributed mainly in Finland, Canada, Morocco, Saudi Arabia, Egypt, Russia, Brazil and China. Several registers of Precambrian oceanic remnants of different ages were recognized in Brazil. Most of these bodies are situated in Brazilian orogenic belts and they register the consumption of the Neoproterozoic oceans. This paper aims to synthetize the main information about ophiolitic sequences, bringing a brief review of concepts and classifications along the 200-year use of this term.

Keywords: Ophiolites, definition, classification, Brazilian and world examples.

1. Definição e sumário da evolução dos conceitos

Ofiolitos são fragmentos de crosta oceânica e manto formados em centros de espalhamento e preservados no continente (Moores, 2003).

O termo ofiolito (do grego: ophios = serpente e lithos = rocha ou pedra) foi utilizado pela primeira vez em 1813, pelo mineralogista francês Alexandre Brongniart, em referência aos serpentinitos de mélanges. O termo foi redefinido em 1821 e passou a designar uma suíte magmática, composta por rochas ultramáficas, gabro, diabásio e rochas vulcânicas, descritas na região dos Apeninos (Dilek, 2003a). Estudos iniciais, desenvolvidos previamente aos conceitos de Tectônica de Placas, correlacionavam os complexos ofiolíticos a intrusões in situ dentro de geossinclinais (e.g. Benson, 1926; Steinmann, 1905, 1927). A síntese de Steinmann (1927), por exemplo, destacou a ocorrência, nas cadeias montanhosas do Mediterrâneo, de peridotito (serpentinito), gabro e diabásio/espilito em associação com rochas sedimentares de fundo oceânico (e.g. chert, argilito e calcário), interpretando a sequência como derivada de processos ígneos consanguíneos - ou produto de diferenciação magmática - durante a evolução de eugeossinclinais. Essa interpretação levou à formulação do conceito amplamente divulgado e denominado "Trindade de Steinmann", referente a uma sequência composta por serpentinito - diabásio/espilito - chert. O geólogo australiano W.N. Benson (1926) interpretava as ocorrências de peridotito e serpentinito nas cadeias montanhosas como intrusões plutônicas em rochas sedimentares dobradas de um sistema geossinclinal e utilizou o termo "Peridotitos do tipo-alpino" para identificar a sequência ultramáfica. Essa interpretação, no entanto, diferia daquela apresentada por Steinmann (1927) e propunha que Peridotitos do tipo-alpino não tivessem uma conexão espacial, temporal e genética com as rochas gabróicas, diabásicas e vulcânicas (espilíticas) comumente encontradas em uma associação ofiolítica. O termo peridotito do tipo-alpino, também conhecido como termo de Benson, se propagou na literatura geológica, na época, em referência aos corpos ultramáficos irregulares a elípticos que ocorriam em cinturões montanhosos, submetidos a processos de diferenciação in situ.

Em seu artigo da Geological Society of America - Special Paper 62, Hess (1955) criticou o conceito de ofiolito utilizado por Steinmann (1927) enfatizando "é confusa a relação entre os diversos membros de uma sequência ofiolítica frente ao ciclo tectônico". Fazendo uma correlação entre serpentinitos e peridotitos do tipo-alpino (termo de Benson) aos processos orogênicos e de formação de montanhas, Hess (1955) argumentou que os serpentinitos e as rochas da "Trindade de Steinmann" eram comuns em arcos-de-ilha e que estes representavam um estágio inicial no desenvolvimento de um sistema montanhoso do tipo-alpino. Segundo Dilek (2003a), Hess (1955) advogava uma origem em um sistema de arco-de-ilha para a associação máfico-ultramáfica e peridotitos serpentinizados encontrados em sistemas orogênicos. Além disso, Hess (1955) sugeriu que a Cadeia Meso-Oceânica do Atlântico representasse uma "orla de serpentina" desenvolvida como resultado de serpentinização e deserpentinização de grandes volumes de peridotito. Esse modelo, conhecido como "Crosta do tipo-Hess", sugeria que a maior parte da crosta oceânica fosse composta por serpentinitos e que a interface entre a crosta serpentinizada e o peridotito subjacente representasse a Descontinuidade Moho.

Em meados da década de 1960, o reconhecimento de enxames de dique em lençol (sheeted dikes) extensionais, da existência de uma unidade mantélica refratária representada por peridotitos com texturas de deformação de alta temperatura, da câmara magmática fóssil (fossil magma chamber) em sequências plutônicas e da natureza alóctone dos ofiolitos foi essencial para a formulação do modelo de sequência ofiolítica e da análoga "crosta oceânica-ofiolítica" no contexto da teoria emergente da Tectônica de Placas. Essa analogia foi confirmada na Primeira Conferência Penrose sobre ofiolitos, em 1972, com a definição da sequência pseudoestratigráfica ideal de um complexo ofiolítico, utilizando-se o enxame de diques em lençol como marcador do processo de espalhamento de fundo oceânico. Nessa época, o desenvolvimento de ofiolitos ao longo das cadeias meso-oceânicas (MOR) antigas era o modelo mais aceito pela comunidade geológica (ver detalhes em Dilek 2003a). Estudos geoquímicos de detalhe mudaram essa visão no início da década de 1970 e sugeriam a associação de magmas com zonas de subducção (ZSS). Miyashiro (1973) relacionou a gênese do ofiolito de Troodos (Chipre) com processos de suprassubducção em sistema de arco-de-ilha. O paradigma envolvendo a conceituação de complexos ofiolíticos, entretanto, somente permitiu definir ofiolitos de zona de suprassubducção no início da década de 1980. Estudos petrológicos e geoquímicos de ofiolitos mundiais ao longo das décadas de 1980 e 1990 (e.g. Serri, 1981, Leterrier et al., 1982, Nicolas, 1989) demonstraram a importância dos fluidos derivados de zonas de suprassubducção no desenvolvimento dos magmas ofiolíticos; antearco, arco embrionário e retroarco se tornaram os ambientes tectônicos mais aceitos em uma zona de suprassubducção (Dilek, 2003a, Moores, 2003, Pearce, 2003). Diversas conferências temáticas, ao longo dos últimos 30 anos, foram fundamentais para entender as sequências ofiolíticas, incluindo os Simpósios de Troodos em 1979 e 1987 (Panayiotou, 1980, Malpas et al., 1990), a Conferência de Omã em 1990 (Peters et al., 1991) e a segunda Conferência Penrose sobre ofiolitos e crosta oceânica - em conjunto com os resultados do Programa Ocean Drilling - em 1998 (Dilek et al., 2000).

2. Pseudoestratigrafia de complexos ofiolíticos

A sequência pseudoestratigráfica ideal de um complexo ofiolítico foi definida na primeira Conferência Penrose sobre ofiolitos, em setembro de 1972. Os participantes dessa conferência, através de investigações de campo em sequências ofiolíticas no oeste americano e, discussões acerca dos modelos europeus, produziram uma publicação contendo a definição e respectiva estratigrafia de um ofiolito (Anônimos, 1972), como mostrado a seguir.

"Ofiolito se refere a uma associação distinta de rochas ultramáficas, máficas e sedimentares. O termo não deve ser utilizado para nomear rochas ou como uma unidade litológica em mapeamentos. Em um complexo ofiolítico completamente desenvolvido, as rochas ocorrem na seguinte sequência, do topo para a base (Figura 1):

- Associação sedimentar, composta por rochas sedimentares químicas de mar profundo (e.g., chert, sedimentos manganesíferos ou umber e formações ferríferas) e/ou sedimentos detríticos pelágicos e, em determinados casos, turbiditos vulcanoclásticos. Pode ocorrer interestratificada com as rochas vulcânicas – derrames ou lavas almofadadas.

- Complexo vulcânico máfico, representado por basalto em forma de almofada (pillow lava), de composição toleítica. Pode apresentar espessura muito variada e diversas vezes é cortado por diques de diabásio.

- Sheeted dikes ou enxame de diques em lençol, encontra-se em contato nítido com as rochas vulcânicas sobrejacentes, com espessuras métricas a decamétricas. Os diques apresentam composição toleítica e zonas de resfriamento assimétricas. É possível identificar, dentro da unidade, várias gerações de diques de diabásio que se cortam mutuamente.

- Complexo máfico plutônico, dominantemente composto por rochas gabróicas. A transição deste complexo com os sheeted dikes é marcada pelo aumento das fatias de gabro associadas aos diques. A unidade contém gabros isotrópicos, correlacionáveis a intrusões tardias, e gabros acamadados, muito comumente associados aos cumulados máfico-ultramáficos (cromita + plagioclásio + clinopiroxênio) presentes na base da unidade. É importante ressaltar a presença de corpos intrusivos de composição plagiogranítica (diorito a tonalito) associados às rochas gabróicas.

- Complexo ultramáfico, caracteristicamente remanescente de manto suboceânico, composto por proporções variáveis de harzburgito, lherzolito e dunito, usualmente com textura tectônica metamórfica (mais ou menos serpentinizada).

Contatos falhados entre unidades mapeáveis são comuns. Admitindo-se que ofiolito seja representante da litosfera oceânica, ou seja, crosta oceânica e parte do manto superior, o uso deste termo deveria ser independente da sua suposta origem (Anônimos, 1972)".

A definição da Conferência Penrose não aborda os mecanismos de posicionamento dos ofiolitos no continente. A publicação não define um complexo ofiolítico com base em ambientes tectônicos ou em sua origem ígnea. Moores (2002), em síntese sobre os ofiolitos Pré-Rodínia, aponta problemas associados com a sequência ofiolítica do tipo-Penrose; o principal é que a maioria dos complexos não apresenta a sequência completa, como prediz a definição de 1972.

3. Ambientes de geração de ofiolitos: cadeia meso-oceânica versus zona de suprassubducção

Complexos ofiolíticos mostram grande variedade de estrutura interna, pseudoestratigrafia e padrões geoquímicos, sugerindo distintos ambientes de geração. Ofiolitos se formam em diferentes estágios do "Ciclo de Wilson", com subsequente incorporação nas margens continentais por meio de eventos orogênicos colisionais e/ou acrescionários (obducção). É consenso entre os autores que os principais ambientes produtores de crosta oceânica incluem dorsais meso-oceânicas, bacias de arcos-de-ilha juvenis, bacias de antearco e retroarco.

Conforme brevemente abordado no item 1 e aqui enfatizado, cadeias meso-oceânicas eram tidas como o centro de geração de ofiolitos até a década de 1970. O conceito de formação de sequências ofiolíticas em bacias marginais foi primeiramente proposto por Dewey e Bird (1971 in Pearce 2003), por meio de critérios geológicos que faziam a distinção entre os ambientes de dorsal e de bacia marginal. Miyashiro (1973), com base em análises químicas de elementos maiores e traços de basaltos, argumentava que o Ofiolito de Troodos (Chipre) teria sua origem associada a um ambiente de arco-de-ilha. Nessa mesma época, Pearce e Cann (1973) definiram diagramas de discriminação entre ofiolitos gerados em dorsais meso-oceânicas e em zonas de suprassubducção, utilizando elementos menores e traços (e.g. gráfico ternário Ti/100 vs. Zr vs. Yx3). Segundo Nicolas e Boudier (2003), esses diagramas foram amplamente aplicados para a maioria dos ofiolitos mundiais, sendo que o resultado imediato foi a conclusão de que, pelo menos aparentemente, a maioria dos remanescentes oceânicos tinham origem em bacias marginais. O termo "ofiolitos de suprassubducção" foi formalmente definido por Pearce et al. (1984), como mostrado a seguir:

"Ofiolitos de zonas de suprassubducção (ZSS) apresentam características geoquímicas de arcos-de-ilha mas a estrutura da crosta oceânica evidencia que foram formados pelo espalhamento do assoalho diretamente acima da litosfera oceânica subductada. Este tipo ofiolítico difere do MORB nas sequências mantélicas, na presença mais comum de depósitos de cromita podiforme e na cristalização de clinopiroxênio anterior ao plagioclásio, refletindo a abundância de wehrlito relativamente ao troctolito na sequência cumulática. A maioria dos mais bem preservados ofiolitos nos cinturões orogênicos é do tipo ZSS".

Pearce (2003) aponta três ambientes geradores de ofiolitos exclusivamente do tipo ZSS: subducção sob uma dorsal, subducção de uma dorsal com formação de ofiolitos em zonas de ante-arco e subducção de uma dorsal com formação de ofiolitos na placa descendente. No primeiro e segundo casos, o espalhamento oceânico ocorre no antearco; no terceiro exemplo, o espalhamento ocorre na placa subductada (Figura 2). Ainda segundo o autor, bacias de retroarco apresentam composições altamente variáveis, gradando de MORB a ZSS, com todos os termos intermediários entre os dois extremos.

Uma síntese apresentada por Shervais (2000) mostra o "ciclo de vida" de ofiolitos do tipo ZSS, considerando a evolução e o posicionamento desses corpos. De acordo com o autor, os principais eventos podem ser resumidos da seguinte maneira:

- Nascimento: formação em uma zona de subducção nascente ou reconfigurada.

- Juventude: continuada fusão da cunha mantélica e acresção crustal.

- Maturidade: início do vulcanismo do arco semiestável, frequentemente de caráter cálcio-alcalino, quando a subducção está matura e estável.

- Morte: repentino término da subducção, geralmente devido à colisão continental.

- Ressurreição: posicionamento da sequência ofiolítica em uma margem continental passiva.

Shervais (2000) ressalta que esses eventos, geralmente, progridem em ordem cronológica, mas que nem todos os ofiolitos de ZSS mostram os cinco estágios evolutivos. Os estágios do "nascimento" e da "juventude" são comuns a todos os complexos, refletindo sua formação original na placa superior de uma zona de subducção.

4. Classificação de complexos ofiolíticos

Diversos esquemas de classificação de ofiolitos, com base em características petrológicas e geoquímicas, ambientes tectônicos e padrão de posicionamento das sequências no continente, foram desenvolvidos ao longo dos últimos trinta e cinco anos. Na década de 1970, os principais trabalhos levavam em consideração, especialmente, a afinidade geoquímica das rochas ultramáficas e vulcânicas máficas. A década de 1980 constitui um marco na história de classificação dos ofiolitos, sendo introduzido o conceito de "ambiente tectônico" aos trabalhos publicados. Uma síntese cronológica dos principais modelos classificatórios, anteriores àquele proposto por Dilek (2003a), é apresentada na Tabela 1.

Um novo e moderno esquema classificatório, proposto por Dilek (2003a), considera sete tipos específicos de ofiolitos, levando-se em consideração os ambientes tectônicos de geração e os mecanismos de posicionamento dos mesmos em diferentes tipos de cinturões orogênicos (e.g. colisional versus acrescionário) (Tabela 2).

5. Depósitos minerais em ofiolitos

Complexos ofiolíticos são importantes fontes de Zn e Cu (em sulfetos maciços), Co e Ni (em lateritas), cromita podiforme e de rochas e minerais industriais (serpentinito e amianto). São fontes potenciais para prospecção de ouro e elementos do grupo da platina ou EGP – ósmio, irídio, platina, rutênio, ródio e paládio (Castroviejo, 2004, Prichard, 2004) (Figura 3). Segundo Castroviejo (2004), o potencial metalífero de uma sequência ofiolítica é determinado levando-se em consideração as seguintes características: (a) concentração metalífera original, qualquer que seja a litologia que integra a sequência e (b) transformações ou adições que essas concentrações irão sofrer ao longo da história orogênica do ofiolito, incluindo metamorfismo, deformação, hidrotermalismo, intemperismo e erosão.

Uma síntese das principais mineralizações encontradas em uma sequência ofiolítica completa e ideal, de acordo com a definição da Conferência Penrose, é apresentada a seguir. Na seção ultramáfica, os depósitos de cromita, geralmente, localizam-se na base da sequência de cumulados, sob a forma de camadas, ou como pods (cromita podiforme), na sequência harzburgítica – que pode estar tectonizada ou não (Paixão, 2009; Figura 3). Depósitos de asbestos estão associados a fraturas preenchidas por crisotila nos peridotitos mantélicos serpentinizados e podem alcançar espessuras de dezenas de metros. Níquel e cobalto ocorrem como resultado de enriquecimento supergênico nas rochas ultramáficas, formando grandes depósitos econômicos - Ni laterítico em Cuba e Nova Caledônia e Co laterítico em Bou Azzer-Marrocos, por exemplo.

Os elementos do grupo da platina (EGP) se concentram nas rochas ígneas máficas e ultramáficas (Figura 3). Todos elementos são, marcantemente, calcófilos e siderófilos; Os, Ir e Ru estão associados, como sulfetos ou ligas metálicas, e formam inclusões em cromititos; Pt, Pd e Rh se concentram fora deles como sulfetos. Na Faixa Brasília, em Abadiânia, em zonas de hidrotermalismo, os teores de Au chegam a 8272ppb e os de EGP, até 252ppb (e.g., Suita et al., 2004). Os ofiolitos ricos em EGPs são os formados por altas taxas de fusão mantélica, que originam magmas boniníticos (e.g. zonas de suprassubducção). Neste caso, os platinóides se concentram na cristalização por processos magmáticos. Os ofiolitos formados por taxa de fusão mantélica insuficiente para liberar os EGPs são os do tipo MORB, como Lizard - Cornwall, Reino Unido. Minerais do grupo da platina (MGP) também são encontrados nos ofiolitos e compreendem fases magmáticas, como laurita (RuS₂), sulfetos de Pt e Pd e liga Os-Ir (Prichard, 2004).

Complexos ofiolíticos exibem características propícias para a formação de depósitos do tipo sulfeto maciço hidrotermal-vulcanogênico (VHMS), fontes de Cu, Zn ± Au (Figura 3). Esses depósitos mostram acumulações estratiformes de sulfetos formados pela precipitação de fluidos hidrotermais em um ambiente submarino e ocorrem em terrenos caracterizados pela presença de rochas vulcânico-vulcanoclásticas e sedimentos associados (Sangster, 1998). Cerca de 20% dos depósitos mundiais do tipo VHMS estão encaixados em sequências ofiolíticas, com origem em cadeias meso-oceânicas e, subordinadamente, em zonas de subducção intraoceânicas e bacias de retroarco. Guias de exploração de depósitos VMS em ofiolitos incluem: (a) identificação de um estrato vulcânico submarino; a presença de pillow lavas e de sedimentos químicos deve ser confirmada na área de prospecção; e (b) alguma evidência de atividade exalativa deve ser observada. Camadas ou lentes de chert devem ser estudadas com base em elementos com assinatura geoquímica exalativa, tais como Mn, Fe, Ba, Zn e Pb (Sangster, 1998).

6. Distribuição dos cinturões ofiolíticos no tempo e no espaço

Ofiolitos nos cinturões orogênicos ocorrem em zonas curvilíneas compostas por rochas máfico-ultramáficas (com rochas metamórficas e sedimentares associadas) e representam relictos de diferentes estágios do "Ciclo de Wilson" - abertura e fechamento de bacias oceânicas. A distribuição das sequências ofiolíticas, nos diferentes cinturões orogênicos, com determinadas faixas de idade, define pulsos ofiolíticos distintos. Esses pulsos são coincidentes com a época dos maiores eventos colisionais para a formação dos supercontinentes (e.g. Rodínia, Gondwana e Pangea), com o desmantelamento dos mesmos e com o aumento das atividades das plumas mantélicas que formam as Grandes Províncias Ígneas (Large Igneous Province - LIPs) (Dilek, 2003b, Dilek & Robinson, 2003).

No Pré-Cambriano, em especial do Arqueano ao Mesoproterozoico, o registro de sequências ofiolíticas é pouco documentado, devido, em parte, à deformação intensa e ao retrabalhamento da crosta continental em múltiplos episódios orogênicos ao longo do tempo (Moores, 2002, Dilek, 2003b). Um estudo dos mais bem preservados complexos ofiolíticos pré-1,0 Ga - denominados "Pré-Rodínia" - evidencia quatro intervalos de tempo principais para geração das sequências: 1,5-1,0 Ga (e.g. Pie de Palo-Argentina); 2,3-1,8 Ga (e.g. Jormua-Finlândia); ca. 2,7-2,5 Ga (e.g. Yellowknife-Estados Unidos); e ca. 3,4 Ga (e.g. Jamestown-África do Sul). Segundo Dilek (2003b), a realização de uma correlação entre o pulso ofiolítico Pré-Rodínia com algum evento tectônico global é muito difícil pelo limitado conhecimento sobre a história da Terra nesse período.

O Proterozoico Superior é representado por três grandes pulsos de geração de ofiolitos - ca. 700 Ma, 780-740 Ma e 860-820 Ma. Os complexos associados a esse período concentram-se na América do Sul, África e Arábia, menos na Europa Central e Oriental, no Cáucaso Inferior, na Ásia Central e noroeste da Índia. Nos cinturões afroarábico e na América do Sul, os ofiolitos neoproterozoicos estão relacionados à evolução de bacias oceânicas Pan-Africanas-Brasilides (e.g. oceano Moçambicano), como resultado da quebra do supercontinente Rodínia e na configuração do Gondwana Ocidental (Dilek, 2003a,b; Stern, 2008).

No Fanerozoico, o pulso ofiolítico mais importante situa-se no período entre 180-140 Ma, quando foram formados os ofiolitos Tethyanos, Caribenhos e alguns associados ao Círculo do Pacífico; um segundo pico importante, na geração de ofiolitos, diz respeito ao Cretáceo Superior (ca. 90 Ma, dominantemente ofiolitos Tethyanos). Pulsos ofiolíticos de segunda ordem são observados nos períodos Permiano Superior-Triássico Inferior (ca. 250-230 Ma), Devoniano Inferior-Siluriano (ca. 440-400 Ma) e Cambriano Superior-Ordoviciano Inferior (500-460 Ma) (Dilek 2003b).

7. Ofiolitos no Brasil

Os remanescentes oceânicos brasileiros, em sua grande maioria, ocorrem nas faixas orogênicas brasilianas, registrando o consumo dos oceanos no Neoproterozoico, e estão associados a ambientes colisionais do tipo continente - arco-de-ilha e continente - continente. Ofiolitos mais antigos, de idades mesoproterozoica e paleoproterozoica, ocorrem na Faixa Sunsás-Aguapeí, ao sul do Cráton Amazônico, e no Terreno Alto Moxotó, na Província Borborema, respectivamente (Figura 4; Suita et al., 2004). Os ofiolitos brasileiros são, predominantemente, representados por rochas metaultramáficas e/ou metamáficas, plutônicas, acamadadas ou maciças, eventualmente com corpos de cromita podiforme, nodular ou disseminada. São corpos alóctones, desmembrados, pequenos a muito pequenos, tectonicamente intercalados com sequências metavulcano-sedimentares ou metassedimentares. Geralmente, esses corpos exibem metamorfismo de fácies xisto verde a anfibolito, sendo raros os de grau metamórfico mais alto (e.g. eclogitos e retroeclogitos localizados nas regiões de São Sebastião do Paraíso e Pouso Alegre, sul de Minas Gerais; Suita et al., 2004; Pinheiro & Suita, 2009).

As sequências ofiolíticas mais conhecidas do Brasil ocorrem nas faixas Araçuaí, Brasília, Araguaia e Ribeira (Figura 4). Na Faixa Araçuaí, remanescentes de rochas de assoalho oceânico têm sido descritos na literatura geológica desde 1990. O mais completo desses registros é o ofiolito de Ribeirão da Folha - São José da Safira, uma associação tectonicamente desmembrada, composta por rochas metamáficas e metaultramáficas encaixadas em pacotes de xistos pelíticos com intercalações de metachert sulfetado, diopsidito e formações ferríferas bandadas, metamorfisados em fácies anfibolito. As características petrográficas e geoquímicas das rochas metamáficas e metaultramáficas indicam afinidade ofiolítica e origem em ambiente de fundo oceânico. Dados isotópicos Sm-Nd dessas rochas indicam valores iniciais de εNd positivos (+1,8 a +6,3). Estudos geocronológicos U-Pb em zircões de plagiogranito oceânico evidenciam idade de cristalização magmática de 646 ± 3 Ma. Essa idade indica a época de geração de crosta oceânica na bacia Macaúbas, precursora do Orógeno Araçuaí (Queiroga et al., 2007, Queiroga, 2010).

No setor central da Faixa Brasília, ocorrem corpos metaultramáficos com cromititos podiformes (e.g. Abadiânia, Morro do Feio e Cromínia), que possuem anomalias de platina e/ou ouro em zonas de cisalhamento e hidrotermalismo (Suita et al., 2004). Na porção sul da Faixa Araguaia, ocorre um dos mais importantes e mais bem estudados ofiolitos brasileiros, o Complexo Quatipuru. Trata-se de um ofiolito com extensão de 40 km e largura variável entre 600 metros a 2,4 km, com orientação preferencial a N-S e algumas inflexões nas direções NE-SW e NW-SE, que originam um aspecto sigmoidal em mapa. É constituído, predominantemente, por serpentinitos com um envelope de listwanito – associação de finas camadas de talco-clorita xisto e espessas camadas de rocha sílico-hematítica que predominam sobre as primeiras (Paixão, 2009). No ofiolito do Quatipuru, pods de cromitito métricos estão hospedados nas rochas ultramáficas e associam-se, espacialmente, com diques mantélicos. Ocorrências menores de lateritas enriquecidas em elementos do grupo da platina (EGP) também são relatadas por alguns autores (e.g. Suita et al., 2004).

Na Faixa Ribeira, setor central da Província Mantiqueira, os restos ofiolíticos estão representados por rochas metamáficas dos grupos São Roque e Açungui, com assinaturas desde assoalho oceânico a toleítos de arco-de-ilha e idades U-Pb entre 628 e 608 Ma (Suita et al., 2004). Maiores detalhes sobre os complexos ofiolíticos do Brasil e respectivos potenciais metalogenéticos podem ser encontrados na síntese apresentada por Suita et al. (2004) e nos trabalhos de Strieder e Nilson (1992), Navarro e Zanardo (2005) e Pinheiro & Suita (2008), para os complexos da Faixa Brasília; Pedrosa-Soares et al. (1998) e Queiroga et al. (2007), para os ofiolitos do Orógeno Araçuaí; Tassinari et al. (2001), para o ofiolito da Faixa Ribeira; e Paixão et al. (2008) e Paixão (2009), para o Complexo Quatipuru – Faixa Araguaia.

8. Maciço Voykar (Montes Urais Polares, Rússia): um exemplo de ofiolito paleozoico

O ofiolito Voykar, pouco deformado e metamorfizado se comparado aos ofiolitos precambrianos, situa-se nos Montes Urais Polares, extremo nordeste da Rússia, ao redor do paralelo 66º N (Figura 5).

Na área do rio Lagortaju ocorre a seção-tipo do ofiolito Voykar (Figura 5). De acordo com dados da bibliografia e com aqueles obtidos em campo, pode-se admitir que o Maciço Voykar inclui, da base para o topo, os seguintes litotipos (Figura 6):

- Harzburgito:rocha residual mantélica dominante que forma a maior parte da seção ofiolítica. Dunito e, mais raramente, wherlito ocorrem associados. Na maioria das vezes, as rochas ultramáficas encontram-se serpentinizadas.

- Piroxenito e Gabro: representam cumulado ultramáfico e a seção plutônica de um edifício ofiolítico, respectivamente.

-Dolerito/diabásio: correlacionável à seção subvulcânica da sequência ofiolítica. Enfatiza-se a presença de bolsões e vênulas de plagiogranito encaixados em rochas doleríticas isotrópicas.

Dados isotópicos Sm-Nd – rocha total, na sequência máfico- ultramáfica, disponíveis para o maciço, indicam um período de cristalização em cerca de 387 ± 34 Ma (Saveliev et al., 1999). Devido à falta de precisão dessa datação e com intuito de se obterem dados mais confiáveis, foi coletada amostra de plagiogranito para datação pelo método U-Pb LA-ICP-MS (Figura 6). Foram analisados 16 spots em 16 cristais de zircão com tamanho médio de 100 µm, límpidos e com poucas inclusões. Os cristais analisados possuem conteúdos de U e Th no intervalo entre 11-356 ppm e 4-390 ppm, respectivamente, com razões ²³²Th/²³⁸U relativamente altas, variando entre 0,24 e 1,09, típicas de grãos derivados de rochas magmáticas. Levando-se em consideração os cristais mais concordantes (< 10% de discordância), conclui-se que a idade ²⁰⁶Pb/²³⁸U de 427 ± 7 Ma é a melhor aproximação para o evento de cristalização magmática das amostras de plagiogranito e, consequentemente, para a geração de crosta oceânica no setor polar dos Montes Urais - Rússia (maiores detalhes em Queiroga et al., 2010).

9. Agradecimentos

Os autores agradecem ao CNPq pela bolsa de doutorado da primeira autora e aos Institutos Geológicos de Moscou e da República de Komi (Rússia) pela cooperação científica e realização do trabalho de campo no Maciço Voykar, Urais Polares.

10. Referências bibliográficas

Artigo recebido em 04 de abril de 2011.

Aprovado em 13 de setembro de 2011.

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Datas de Publicação

• Publicação nesta coleção
  27 Abr 2012
• Data do Fascículo
  Mar 2012

Histórico

• Recebido
  04 Abr 2011
• Aceito
  13 Set 2011