Fershtater, G.B. “Petrología de las principales asociaciones intrusivas”. Vol. I

ACADEMY OF SCIENCES OF THE USSR

URALS BRANCH

Zavaritsky Institute of Geology and Geochemistry

G.B.

FERSHTATER PETROLOGY OF MAJOR INTRUSIVE

ASSOCIATIONS

Volume I

Editor-in-chief

Corresponding Member of the URSS Academy of Sciences

A.M. DYMKIN

Moscow “Nauka”

1987

Translated by Fernando López Díaz

ACADEMIA DE CIENCIAS DE LA URSS

SECCIÓN DE LOS URALES

Instituto de Geología y Geoquímica

“Académico A.N. Zavaritskii”

G.B. FERSHTATER

PETROLOGÍA DE LAS PRINCIPALES ASOCIACIONES INTRUSIVAS VOLUMEN I

Revisor:

Miembro correspondiente A.C. de la URSS A.M. DYMKIN

PETROLOGIA DE LAS PRINCIPALES ASOCIACIONES INTRUSIVAS

Fershtater, G.B. “Petrología de las principales asociaciones intrusivas”. Moscú, Ed. Nauka 1987.

En esta monografía se examinan las especies más difundidas de cuerpos intrusivos de composición cotéctica (Granitos, Gabros y Clinopiroxenitas), y también las distintas asociaciones de rocas magmáticas naturales. En ella se presta especial atención al análisis que la influencia de la presión ejerce sobre la composición de la roca. Basándose en este fundamento se han separado dos grupos de rocas intrusivas: el plutónico y el volcano-intrusivo. Las rocas existentes son clasificadas en series barofóbicas y barofílicas, lo que en primera aproximación corresponde a las series Toleítica y Calco-alcalina respectivamente. Se realiza aquí, también, la descripción de las largas secuencias evolutivas de las formaciones magmáticas confinadas a un único cinturón móvil. También se da una visión actual a los petrólogos magmáticos, entre otras, de cuestiones tales como la determinación del orden de cristalización de los minerales en las rocas equigranulares, la interpretación de las distintas inclusiones y la tipificación de rocas y series según su contenido geoquímico.

Libro para Petrólogos y Geológos.

75 ilustraciones, 25 tablas y 149 citas bibliográficas.

Revisores: D.S. Shteimberg e I.A. Malajov

PETROLOGY OF MAJOR INTRUSIVE ASSOCIATIONS

Fershtater G.B. “Petrology of major intrusive associations”.- Moskow; Nauka, 1987.

This book deals with the characteristics features of common broad types of intrusive cotectic rocks (granites, gabbros, olivine clinopiroxenites) and associated rocks: Much attention is given to the análisis of pressure influence on the rock composition. Base on it, two groups of intrusive Rocks: Plutonic and Volcanno-intrusive have been distinguished. Rock series are classified on barophobic and barophilic types which corresponds as a first approximation to the Tholeitic and Calc-alkaline series, respectively. Long evolutionary series of the magmatic formations all confined to a single structural zone of a Mobile Belt are described.

Petrologists are being faced with the problems such as an order of crystallisation of equigranular Rocks, interpretation of different inclusions, geochemical specialization of rocks and series and others.

For Petrologists and geologists.

75 figures, 25 tables and 149 references.

Reviewers: D.S. Shteinberg, I.A. Malakhov.

PREFACIO DEL TRADUCTOR

Conocí a G.B. Fershtater casi mediado el año 1992 en una visita que hizo a España y antes de mi viaje a Rusia en el verano de ese mismo año. No tuve demasiado contacto con él, pues su carácter de Petrólogo quedaba entonces lejos de mi especialidad, que era la Geología Estructural de las deformaciones precámbricas.

Ya de vuelta de Rusia me puse con toda ilusión a traducir el libro aquí presente, pero sin dar color a las Figuras, ni adaptar las Tablas, tan sólo traduciendo sus respectivos Pies, etc.

Ahora, y por vicisitudes de la Vida, al cabo de 25 años, retomé el tema gracias al interés de G. Corretgé y a su equipo, a quien siempre estaré agradecido, por sus consejos, trato e interés en mí.

La traducción de un idioma tan complicado como el Ruso, para un hispanohablante produjo que quizás ciertas expresiones no estén debidamente traducidas a un Español Petrológico, pido perdón por ello, pero es que resulta una labor verdaderamente difícil.

Las Figuras se han puesto en color para una mejor comprensión a golpe de vista y con las Tablas se ha hecho una labor laboriosa (valga la redundancia), pues constituyen una verdadera “tortura” para alguien no acostumbrado e ignorante en la materia.

En conjunto creo sinceramente que el libro al final queda lo suficientemente bien como para publicarlo, mostrando y pidiendo un poco de paciencia para el geólogo occidental no acostumbrado al escribir de los Rusos en Geología, algo que se ha intentado subsanar en la medida de lo posible, aunque no siempre se ha conseguido. Quedan así pues expresiones un tanto extrañas para el Hispanohablante, que hay que tratar de comprender con un poco de esfuerzo e ilusión.

En resumen creo que se muestra un libro avanzado para el año de su publicación (1987), y que seguro que aporta mucho para los Petrólogos incluso de hoy en día.

Desde aquí quiero agradecer a los Petrólogos y Geólogos Españoles y a los Geólogos Rusos con los que he tratado sus constantes alientos y trato en general. Siendo esta traducción un Homenaje para tanto unos como otros.

No quiero terminar estos agradecimientos sin mencionar a “Porrín”, por su ayuda constante en la elaboración del manuscrito y su tremenda paciencia conmigo. Muchas gracias “Kosmonauta”.

Sinceramente agradecido Fernando López Díaz. Oviedo, 13 de Noviembre de 2017

Fundamentalmente este libro se basa en los resultados proporcionados por las investigaciones realizadas durante muchos años en el Macizo de Los Urales. Los datos bibliograficos actuales se han utilizado en calidad de material comparativo, junto con frecuentes observaciones personales sobre las sucesiones más típicas de las materia tratadas. En la actualidad, parte del material de este libro, el que corresponde a la serie de gabro-granitoides, ya ha sido sintetizado y publicado [88], la otra parte, la de las asociaciones de granitoides y de 1as hiperbasitas gabroicas está preparada para su publicación. Esta circunstancia nos permite no prestar aquí atención, en detalle, a algunos aspectos concretos, y concentrar la atención en las cuestiones genéticas. Aunque al mismo tiempo, esto produce dificultades para el lector, que hacen deseable comprender la base material de tanto una como otra conclusión. En toda una serie de casos, para esto es necesario conocer la literatura correspondiente, aquella donde aparece una más completa información original. No se ha examinado, asimismo, el esquema de subdivisión formacional de las series de gabro-granitoides y de granitoides, el cual se publica en una reciente monografía [88].

El objetivo fundamental del autor consiste en mostrar las características informativas de las rocas intrusivas más comunes y de sus asociaciones y así mismo contribuir a las interpretaciones más esperadas de los datos experimentales, accediendo mediante datos cuantitativos fisicoquímicos al análisis del magmatismo. En especial, para este objetivo, se utilizan aquellos tipos de roca que se aproximan a los considerados como eutécticos y cotécticos: los granitos y gabros, que han sido investigados detalladamente desde el punto de vista de la influencia, en su composición, de las condiciones externas, en primer lugar la Presión. Las rocas raras, incluso las alcalinas, no son consideradas especialmente, salvo en aquellos casos en que es necesario acercarse a ellas debido a su relación con los tipos principales.

Las rocas intrusivas y sus asociadas presentan determinadas características específicas en comparación con los efusivas. En primer lugar, si cada formación efusiva tiene su intrusiva comagmática, análoga o próxima a ella en su composición química, sin embargo, para algunos cuerpos intrusivos, su equivalente efusivo se encuentra ausente. Para dunitas, hazburgitas y clinopiroxenitas esta deducción es bastante evidente, mientras que para granitos y gabros necesita de especiales explicaciones. La existencia de rocas intrusivas privadas de sus análogos volcánicos, a veces se considera como argumento en provecho de su origen no magmático. Nos hemos esforzado en demostrar que existen dos grandes grupos interrelacionados de rocas intrusivas, uno de los cuales, el plutónico, está formado por la cristalización de un magma, incapaz de alcanzar la superficie terrestre y producir elementos efusivos, en base a una serie de características determinadas (un grado significativo de saturación en agua del magma granítico y la alta temperatura del magma cotéctico basítico profundo) y otro grupo, el volcano-intrusivo, con efusivos comagmáticos con los intrusivos, que representan productos de la cristalización de un magma derivado del plutónico. Las rocas de los grupos plutónico y volcano-intrusivo, con frecuencia forman un único cuerpo intrusivo, en la que los últimos con toda seguridad se presentan en un estadio más tardío, que por composición responden a un cotéctico de menor presión que la de las rocas del grupo plutónico.

En segundo lugar, las rocas efusivas comunes, siempre productos de la cristalización de magmas, constituyen los elementos postreros de una larga evolución, es por esto que los basaltos,

andesitas y riolitas están próximos en composición a sus cotécticos de baja presión. En relación con estos hechos, entre los petrólogos se encuentra ampliamente difundida la opinión, basada en un amplísimo número de casos y hechos, de la naturaleza secundaria de las especies resultantes de estos magmas. En lo que se refiere a las asociaciones intrusivas, estas se pueden mostrar como los tipos iniciales (grupo plutónico) y finales de la evolución magmática. Esta particularidad permite seguir de cerca el desarrollo del magma original en el proceso de ascenso a la superficie, y mostrar en el ambiente concreto de las series, los derivados de los focos intermedios a profundidades variadas. En este trabajo se llega a caracterizar brevemente las principales tendencias evolutivas de las rocas intrusivas, las cuales responden al descenso de la presión con la intrusión del magma, y de la diferenciación isobárica en el foco intermedio o en la cámara magmática. Asimismo, se deduce aquí la existencia en las series de gabro-granitoides, de los tipos barofóbicos y barofílicos, que se distinguen uno de otro por su posición geológica, composición material, y estructura interna (bimodal y polimodal).

La enumeración de las peculiaridades, no agota, las características esenciales, diferentes en las asociaciones intrusivas en comparación con las volcanológicas, pero precisamente a ellas se presta especial atención en este libro.

Cuestiones tales como el orden de cristalización de los minerales en rocas equigranulares, la interpretación de las diferentes inclusiones en los intrusivos, la tipificación de la roca y su serie mediante métodos geoquímicos, los datos significativos, según los silicatos y óxidos ferromagnesianos, surgen constantemente ante los investigadores al estudiar las rocas intrusivas. A la respuesta a estas preguntas se ha dedicado la primera parte de este libro, las posibilidades de aplicación práctica se han puesto como conclusiones en el último lugar de cada parte del libro, junto al análisis de las condiciones de formación y la determinación de la naturaleza de unas u otras asociaciones.

En la segunda parte del libro se muestra la separación de los granitoides y gabros en los grupos plutónico y volcano-intrusivo, una vez realizado el análisis cotéctico de estos macizos, y de las clinopiroxenitas, asimismo, también se muestra la posibilidad de utilización del contenido químico global de la roca para la determinación de las condiciones de formación y de la evolución del magma.

En la tercera parte se estudian las principales clases de tipos de tendencia evolutiva de las asociaciones intrusivas, relacionándolas con el conocimiento de la composición del substrato, el proceso de formación del magma y las condiciones geológicas. Las asociaciones intrusivas, unidas por las tendencias generales de evolución, representan las más grandes divisiones formacionales, radicando el análisis formacional en el análisis del contenido genético. Una división, aún más fraccionada, de las rocas magmáticas según los tipos de tendencia evolutiva, se presenta como el objetivo de futuras investigaciones.

El autor queda reconocido a los colegas con los que ha discutido diferentes aspectos del trabajo. Especialmente quisiera mencionar las útiles discusiones con D.S. Shteimberg y N.S. Borodina. V.G. Krzhivitskaya y Ya.B. Menchinskaya que prestaron una enorme ayuda en la preparación del manuscrito.

ABREVIATURAS

Ab Albita L Fase líquida

An40 ....... Anortita y su contenido Mt .................................. Magnetita en Calcio (%) Ms Moscovita

Am0,5 ....... Anfíbol y su ferricidad Nl ...................................... Nefelina

Ap Apatito Ol Olivino

Bi 0,5 ......... Biotita y su ferricidad Opx ........................... Ortopiroxeno

C Corindón Or Feldespato potásico

Cpx .......................... Clinopiroxeno Pl40 ....... Plagioclasa y su % en An

Di Diópsido Py Pirita, Pirrotina

En .................................... Enstatita Q ......................................... Cuarzo

Fem Suma de fémicos Ru Rutilo

normativos y miner. coloreados ..... Sp ...................................... Espinela

Fa Fayalita Sph Esfena

Fo .................................... Forsterita S .................................. Fase sólida

Fsp Feldespato alcalino f =Fe/(Fe+Mg) Ferricidad %

Gr Granate fO2 Volatilidad del Oxígeno

H .................................... Hematites FeO’=MgO+0,9Fe2O3

Hd Hedembergita MgO’=MgO+0,5Fe2O3+0,55FeO

Hy ................................. Hiperstena CaO’=CaO+0,9Na2O+0,7K2O

Il Ilmenita Na2O’=Na2O+0,7K2O

Plit ...Presión litostática (general) PH2O ...................Presión de agua

PARTE PRIMERA

“Algun A s c A r A cterístic A s gener A les de l A petrolog iA de los cuerpos intrusivos”

CAPITULO PRIMERO

“ s obre l A b A se metodolÓgic A pA r A l A s investig A ciones de los intrusivos”

Para el estudio de los complejos de rocas magmáticas, incluidos los intrusivos, el investigador necesita pronunciarse sobre la necesidad de resolución de una serie de tareas estándares. A estas tareas pertenecen la determinación de las condiciones de formación de las rocas en el estadio magmático y su transformación en la evolución posterior, el establecimiento de la naturaleza del magma primario de las series diferenciadas, el análisis del régimen de fluidos y la atribución de las rocas a una u otra formación. En este capítulo se dan y se discuten algunos consejos metodológicos utilizables por los estudiosos de estos problemas.

TRATAMIENTO DE LA INFORMACION PETROQUIMICA

Los métodos más claros e informativos para la comparación de las series magmáticas sobre la base de la composición química están constituidos por la construcción de los diagramas variacionales. Para las rocas de la asociación gabro-granito lo más frecuente es utilizar como abcisas el contenido en Sílice, y para la asociación hiperbasita-gabro el óxido de Magnesio, aunque en la Petrología también es frecuente utilizar otros tipos de diagramas [10, 32].

Hay que detenerse particularmente en la idea de “información petroquímica” en forma de cálculos. Del gran número de métodos existentes, el método de cálculo más usado en la Normativa de medidas, bien sea el desarrollado a principios de nuestro siglo por el grupo de geólogos americanos -CIPW-, bien uno de sus acertados desarrollos, el método NIGGLI normativo- molecular. El segundo método, técnicamente más sencillo, permite realizar manipulaciones suplementarias con medidas estandarizadas y es el utilizado en nuestro trabajo.

El significado de la cuantificación en la norma estándar no se acaba en la representación del contenido mineral de la roca. La Norma es una importantísima característica independiente. El cálculo de la Norma se ha basado desde hace mucho tiempo en una buena petrografía, con frecuencia basada en el orden de separación de los minerales. En el caso de las rocas básicas, granitoides y de las rocas feldespáticas, la norma consiste en una composición mineral idealizada, que responde a la cristalización bajo condiciones de inmiscibilidad de los principales minerales de soluciones sólidas. Cuanto más, las condiciones de formación de las rocas se diferencien de estas condiciones ideales, tanto más la composición mineral real se diferenciará de la normativa.

De esta manera, la diferencia entre “Norma” y “Moda” conforma la principal muestra facial de la roca [85]. Pongamos un ejemplo sencillo. Como producto de cristalización del fundido basáltico bajo condiciones de baja presión aparece un gabro bipiroxénico. En una anfibolita apogabroica en las mismas condiciones normativas, en lugar del piroxeno aparece anfibol, el contenido en plagioclasa disminuye y adquiere carácter más ácido en comparación con la del gabro original. Para condiciones isoquímicas en los gabros eclogíticos, la plagioclasa desaparece casi por completo. Algunos otros ejemplos, que son tema principal de un libro próximo, los veremos en el capítulo 7.

Nos detendremos en las peculiaridades del cálculo de la Norma, que han sido utilizadas por nosotros. En cualquier cálculo normativo surgen dificultades con el óxido de hierro, el cual en la variante estándar se relaciona con la magnetita. Dado que en las rocas magmáticas parte del Hierro mineral oscila fuertemente (esto se puede ver en el análisis de su distribución entre silicatos y óxidos, ver capítulo 2), se realizó una investigación especial [11] para la explicación de la dependencia de la magnitud normativa del índice de color Fem=Ol+Opx+Cpx+Mt+Il de la cantidad de Fe2O3 en la roca. Estando establecido que la concentración del óxido de hierro influye débilmente en la magnitud Fem, en comparación con las variantes magnetítica y amagnetítica (para el cálculo de la Norma amagnetítica, Fe2O3, FeO y MgO se consideran como un sólo componente, su cantidad atómica se suma y se transforma en Ol, Cpx y Opx, la ferricidad, que es la misma e igual a la de todas las rocas ferríferas Fe/(Fe+Mg)). La modificación de la estructura de “Fem” concierne al contenido de Opx. En las rocas cuarzonormativas, en la norma magnetítica, la cantidad Opx es menor que en la amagnetítica, y en las olivinonormativas es mayor. Igual significado de los “Fem”, en ambas variantes de cálculo, se alcanza a partir del resultado de la adición en el primer caso de la magnetita normativa, y en el segundo del olivino. La influencia del cálculo amagnetítico en la disminución del cuarzo en las rocas cuarzonormativas y el aumento del olivino en las olivinonormativas sólo se produce notablemente con un contenido en Fe2O3>3% .

La realización de la investigación permite, para la mayoría de las rocas, recomendar la utilización de la Norma amagnetítica por el método de Niggli. Con contenidos de Fe2O3 en las rocas ácidas >1,5-2% y en las básicas >5% se calcula la magnetita y el resto del hierro y magnesio se usan en el cálculo de f, Ol, Opx y Cpx

DETERMINACIÓN DEL ORDEN DE CRISTALIZACIÓN DE LOS MINERALES EN LAS ROCAS INTRUSIVAS

A comienzos de siglo les pareció claro a los petrógrafos que la regla de Rosenbush sobre la correspondencia entre el grado de idiomorfismo de los minerales y el orden de su cristalización sólo se puede usar en determinados casos y con gran precaución. Los trabajos de muchos petrógrafos y metalógrafos, indica que la textura típicamente idiomórfica refleja en primer lugar el modo de cristalización de los minerales y no el orden de diferenciación del fundido.

Nosotros utilizamos otros caminos para la determinación del orden de disposición de los minerales en las rocas magmáticas totalmente cristalizadas. Lo esencial de este camino se basa en la investigación de algún mineral difundido, de composición evolutiva y capaz de relacionarse con el cambio en la composición del fundido a lo largo del proceso de cristalización [76].

Con este objetivo, conjuntamente con V.A. Chaschujina y V.A. Vilisov se analizó el contenido en apatito-inclusión contenido en los principales minerales petrográficos, en rocas magmáticas totalmente cristalizadas, gabros, granitoides y sienitoides. El problema básico de investigación consistió en la manifestación de la dependencia del contenido en Cloro y Flúor del apatito de la composición del mineral encajante, para seguir el cambio de composición del apatito en el proceso de cristalización, y sobre esta base esclarecer el orden de disposición de las inclusiones y sus minerales petrográficos asociados.

La determinación de la concentración de los elementos fue realizada por V.A. Vilisov sobre muestras pulidas en el microanalizador IJA-5. En cada lámina delgada se estudió la composición

de algunos granos de apatito, incluidos en minerales homónimos; dependiendo del tamaño de los granos de apatito, en él se hicieron 7-10 medidas y de estos datos se obtuvo el contenido medio en Flúor y Cloro. En la mayoría de los casos el contenido en Flúor y Cloro en los bordes del grano de apatito se mantuvieron constantes. Realizamos una especial investigación con el objeto de confirmar este resultado, uno de los principales de nuestras tareas (Fig. 1).

Fig. 1.- Distribución del Flúor en inclusiones de Apatito en Plagioclasa (a); Hornblenda (b); Biotita (c) y Microclina (d).

Fig, 2.- Contenido de Cloro en el Apatito en diferentes minerales y que forman granos aislados (G). Número de las muestras, como en la Tabla 2.

Tabla1.- Distribucción de las inclusiones de Apatito según los minerales de las rocas magmáticas

El apatito se encuentra bastante uniformemente distribuido en los minerales petrográficos. Frecuentemente el 30-40-% de su cantidad total se encuentra en el espacio intergranular, el 20-40% está incluido en minerales fémicos y más o menos la misma cantidad en el Q, plagioclasa y Fto-k. El balance de las inclusiones del apatito en los minerales de los granitoides de la región de ShilovoKoñevsk en el Ural medio, según los resultados del cálculo en láminas delgadas realizado por V.A. Chaschujina, se muestran en la Tabla 1. Este hecho, el de que las inclusiónes de apatito están presentes en prácticamente todos los minerales petrográficos, permite utilizar la particularidad de su composición para el análisis del medio en que cristalizan estos minerales.

Tabla 2.- Contenido medio en Fluor (numerador) y Cloro (denominador) en el Apatito incluido en diferentes minerales petrográficos, % en peso.

Roca Piroxeno Hornblenda Plagioclasa Biotita Feldespato-K Cuarzo Apatito intersticial

Roca Piroxeno Hornblenda Plagioclasa Biotita Feldespato-K Cuarzo Apatito intersticial

Clave.- Formaciones y Macizos: 1-10.- Graníticas: 1.- Sanarsk; 2, 3.- Dzhabyksk; 4,5.-Aduisk; 6,7.- Karasievsk. Monzodiorítica-Granítica: 8.- Uvildinsk; 9-10.- Stepiñinsk; 11-18.- Tonalito-Granodiorítica: 11-13.Vladimirsko-Kulevchinsk; 14-16: Krasñinsk; 17-18: Koitizeksk (Pamir); 19-28.- Gabro-Sienitoídica: 1922.- Intrusivos anulares delgados en el Macizo Hiperbasítico de Jabarinsk. 23-24.- Velijovsk; 25.- Taguilsk; 26-28.- Ural Superior; 29-31.- Gabro-Granitoídica: 29-30.- Magnitogorsk; 31.- Kasselsk; 32-37.- GabroPlagiogranítica: 32-33.- Novo-Nikolaevsk. 34-37.- Rieftinsk. 38-40.- Ortoneises. SD.- Contenido inferior a la sensibilidad del análisis (Fluor < 0,1%; Cloro < 0,02%).

El contenido en Cloro del apatito incluido en algunos minerales de varios tipos de rocas es bastante constante (Fig.2), mientras el Flúor varía entre límites bastante amplios (Tabla 2). El Flúor siempre se fija con concentraciones mínimas en el apatito incluido en piroxeno, hornblenda y plagioclasa, y con valores más altos que los típicos, en el apatito del Fto-k, Q y en el apatito de granos independientes. El apatito de la biotita en unas rocas contiene igual cantidad de Flúor que el del Q y el Fto-k (Fig.3a) y en otras como los del piroxeno, los anfíboles y las plagioclasas (Fig.3b); en algunas rocas la concentración del Flúor en el apatito de la biotita es mayor que en la plagioclasa y la hornblenda, pero menor que en el Q y el Fto-k.

De esta manera, la principal deducción de la investigación realizada consiste en que la variación del contenido en Flúor del apatito de unas y otras rocas no tiene lugar al azar, sino que determina los tipos de minerales inclusores, que según este significado constituyen dos grupos discretos:

1) piroxeno, hornblenda y plagioclasa

2) Q y Fto-k. El apatito de los minerales del segundo grupo se encuentra cercano por su contenido en Flúor al apatito de los espacios intersticiales, es decir, producidos, por lo visto, en los últimos estadios de la cristalización. Los minerales con inclusiones de apatito levemente Fluoríficas pertenecen a una etapa temprana de la cristalización y representan un cotéctico que condicionalmente hemos denominado “gabroico” [88]. Los altos contenidos de Flúor son característicos de los apatitos de los minerales del cotéctico “granítico”, que cristalizan en una segunda etapa.

La aparición de un nivel concreto del contenido en Flúor del apatito en minerales de diferentes etapas de la cristalización, en primer lugar evidencia la existencia de esas etapas, y en segundo lugar proporciona información independiente, confirmando lo que se ha publicado antes [73, 88] como

Fig, 3.- Contenido en Flúor en el Apatito, incluído en diferentes minerales y que forman granos aislados.

a,b.- Rocas con biotita que presentan inclusiones con elevado Flúor (a) y bajo Flúor (b). Nº de muestra: Véase la Tabla 2. Las líneas rojas unen minerales de diferentes etapas de la cristalización.

tesis sobre la cristalización de las rocas magmáticas más difundidas, según un esquema cotéctico, cuando conviene hablar no de los últimos minerales cristalizados, sino sobre la secuencia de cristalización de las asociaciones minerales que responden a un cotéctico. Los datos del contenido en apatito producen argumentos independientes y suplementarios en favor de la separación en dos etapas principales de la cristalización de las rocas más frecuentes. En una etapa temprana cristalizan minerales del sistema haploblástico Ab-Fem-An (minerales fémicos y plagioclasas), y en una etapa posterior lo hace el sistema granítico o “restante” Ab-Q-Or (Q y Ftos alcalinos),

Entre los minerales de las primeras y últimas etapas no está citada la biotita. En relación con el tiempo de su cristalización la opinión de los petrógrafos está desde hace mucho tiempo dividida. Los datos presentados más arriba proporcionan criterios suplementarios para la resolución de esta cuestión, estos datos evidencian que en unas rocas la biotita cristaliza en las etapas tardías junto con el Q y el Fto-k (Fig.3a), mientras que en otros cristaliza antes que esos minerales (Fig.3b).

Las conclusiones aquí aportadas se basan en la admisión de que el nivel del contenido en Flúor en el apatito determina el contenido de este elemento en el fundido, y justamente esta circunstancia ha condicionado más o menos una similar concentración de Flúor en el apatito que se ha conservado en los minerales de una sola etapa de la cristalización. Para la comprobación de este resultado se han realizado estudios especiales sobre el apatito incluido en diversas zonas de un grano de plagioclasa zonada (es decir apatitos separados claramente en diversas etapas de la cristalización de la roca), y en diferentes minerales de ortoneises metamorfizados en condiciones de alto grado, en facies de las anfibolitas, para las que muy probablemente la primera paragénesis se encuentra totalmente recristalizada.

En el primer caso se evidencia que con el alejamiento de las inclusiones de apatito del centro del grano de plagioclasa y el descenso del número de mezcla de la plagioclasa (descenso del contenido en anortita), el contenido de Flúor en el apatito crece (Fig.4). En las dioritas cuarcíferas con dos piroxenos de los macizos del Cretácico superior de Sijote-Alín se constató que el contenido en Flúor del apatito incluido en la parte central de un grano de plagioclasa (An50) era semejante al de las inclusiones en piroxeno (Fig. 4 muestra 1), sin embargo, en la parte central de otras muestras de plagioclasa con una composición de An40 (Fig.4, muestra 2) el apatito está algo enriquecido en Flúor en comparación con las inclusiones del piroxeno (respectivamente 2,3% y 1,7 % F). En ambas muestras las inclusiones de apatito en las partes externas de los granos de plagioclasa, que tienen una composición de An15 presentan un contenido en Flúor aproximadamente un 2% mayor, es decir, tanto como el del apatito incluido en Q, Fto. alcalino y en los granos individuales. Todo esto significa que la plagioclasa ácida del borde del grano se separa conjuntamente con el Q, y Fto-k de la etapa final, “granítica” de la cristalización.

En el segundo caso, el contenido en Flúor del apatito proveniente de diversos minerales de un ortoneis mostró un valor prácticamente similar (Tabla 2, muestras 38-40, y Fig. 5) que está de acuerdo completamente con el modelo de la cristalización de las rocas metamórficas, y muestra la uniformidad de su paragénesis, la cual responde a una sola etapa de recristalización.

La elección del apatito en calidad de mineral índice para la determinación del régimen de cristalización determina que sea necesario que este mineral esté presente en todos los intervalos del liquidus al solidus. En aquellos minerales portadores de Flúor que cristalizan sólo en determinadas

etapas de este proceso, el contenido en Flúor se encuentra suficientemente controlado y no depende del tipo del mineral encajante. Por ejemplo en la Fig. 6 se muestran datos de la composición de apatito, biotita y esfena, todos ellos incluidos en diferentes minerales de sienogranitoides de la región de Stepinsk y de granitoides de Vladimir-Kilevchinsk en el Ural Sur, todos ellos publicados en [73]. El contenido en Flúor en el apatito de estas rocas está claramente de acuerdo con el tipo de mineral encajante y corrobora la existencia de dos etapas de cristalización: 1) hornblenda + andesina, 2) oligoclasa + biotita + cuarzo + Fto-k. Las inclusiones de biotita, que en estas rocas aparece como tardías, aparece en todos los otros minerales, y su contenido en Flúor es bastante constante. En la plagioclasa las inclusiones de biotita se encuentran sólo en las partes externas de los granos, albitooligoclásicas, que cristalizan en la segunda etapa al mismo tiempo que el Q, el Fto-k y la biotita, pero en la hornblenda, la biotita se desarrolla como resultado de una sustitución en el último estadio magmático. Aproximadamente, el contenido en Magnesio en la biotita es constante (lo que significa que también lo es su ferricidad).

Contenido en Flúor en Apatito incluído en las partes centrales y de borde de las Plagioclasas zonadas y otros minerales petrográficos de Dioritas cuarcíferas.

Fig. 5.- Contenido en Flúor en el Apatito de diferentes minerales petrográficos en ortoneises. Nº de muestra, ver Tabla 2.

Fig,6.- Contenido en Flúor en Apatito (a); Esfena (b); Biotita (c); y Magnesio en Biotita (d), que forman inclusiones en diferentes minerales. Nº de muestra, en Tabla 2.

Fig. 4.-

Así, lo mismo puede decirse también relativo a la esfena, inclusión magmaticogénica que aparece solamente en minerales del cotéctico granítico. El contenido en Flúor de este mineral es bastante estable y desciende sólo en aquellos casos en que se encuentra incluida en hornblenda y magnetita. En tales casos la formación de la esfena corresponde a un estadio postmagmático.

Es indudable que, de una manera cierta, la determinación del orden de cristalización en las rocas magmáticas amplía notablemente la posibilidad del análisis petrográfico. En particular, fue esta la conclusión, aunque con dudas, de S. Maaløe y P. Wyllie [131] sobre los grandes batolitos graníticos con un magma extraordinariamente pobre en agua (se discute más detalladamente esta cuestión en el capítulo 4).

Los datos obtenidos sobre el contenido en flúor del apatito, que está incluido en distintos minerales petrográficos magmáticos, evidencia que el contenido de estos componentes volátiles en el fundido crece en el proceso de cristalización. Estos datos permiten apreciar cuantitativamente la concentración de Flúor en la etapa inicial y final de la cristalización siendo tan sólo conocido el coeficiente de división del Flúor entre el apatito y el fundido del granito.

En apreciación de I.N. Bushliakov y V.V. Jolodnov (comunicación personal) este coeficiente es más o menos igual a 35-40. Todo esto constituye un método complejo que depende de la composición del fundido, de la temperatura y de otros factores, que por otra parte se justifica no sólo para el apatito, sino también para otros minerales portadores de Flúor [3]. De la utilización de este significado del coeficiente de división, se obtiene que el contenido en Flúor del fundido en la etapa inicial en las distintas rocas consiste más o menos en un 0,01-0,03 (% en peso), aumentando hacia el final posiblemente hasta un 0,1 (% en peso). Tal magnitud se encuentra claramente en todas las rocas que se ven en la Tabla 2, y son comparables a los que para la concentración de Flúor muestra L.V. Tauson [68]

Es así necesario señalar, que se han recibido, en el caso del apatito, nuevas pruebas de la irregularidad de las asociaciones minerales en los complejos intrusivos que sobrepasan la limitación en la aplicación de la termobarometría bimineral para la determinación de las condiciones de la cristalización magmática. En rocas tales donde se manifiesta claramente la cristalización en dos etapas, dioritas cuarcíferas y granodioritas, incluso en el caso de un leve enfriamiento, resulta totalmente imposible utilizar, con el objetivo mencionado, determinados pares de minerales provenientes de diferentes etapas de cristalización, por ejemplo plagioclasa y Fto-k

Las diferencias primarias en la composición del apatito se borran con los procesos, no sólo de metamorfismo de alta presión y temperatura, sobre lo que ya se habló, sino también con los cambios de baja temperatura. En estas condiciones es característico el macizo gabro-plagiogranítico de Rieftinsk en el Ural Medio, cuyas rocas están retrabajadas en condiciones de la facies de los esquistos verdes. Las leyes manifestadas, que aparecen claramente en todas las rocas que no han sufrido cambios, en este caso desaparecen, en notable medida.(Tabla 2, muestras 34-37).

El desarrollo del análisis con microsonda permite una amplia utilización de esta ley en la práctica de la investigación petrológica y geoquímica. La metodología ofrecida proporciona información no sólo sobre el orden de cristalización de la roca, sino también sobre la evolución del régimen de fluidos en el proceso de formación de unos y otros macizos que puedan tener por sí mismos significado geológico y metalogénico.

UTILIZACION DE LA DISTRIBUCION DEL RUBIDIO Y DEL ESTRONCIO PARA EL CONOCIMIENTO DE LA NATURALEZA DE LAS SERIES MAGMATICAS

Frecuentemente, las rocas magmáticas se encuentran regularmente correlacionadas formando un sistema evolutivo conocido. La mayor parte de las rocas responde a fundidos individualizados en el proceso de diferenciación y evolución del magma original.

La determinación del tipo de magma, original de series regulares magmáticas homódromas, representa un complicado problema petrológico, que debe resolverse con la recopilación de datos sobre la situación geológica de la serie, su posición tectónica y su composición material. Como regla, un conjunto de rocas se atribuyen a una u otra serie, nunca de una manera arbitraria. En los casos generales el conjunto determina la composición del magma y las condiciones de su evolución. Por ejemplo, en toda la serie de gabro-granitoides, derivada de un magma basáltico, se desarrollan rocas magmáticas que varían en su composición de gabros a granitos. Toda esta sucesión de rocas, unificadas en una serie homódroma, contiene algunas particularidades generalizadas en su composición material que han sido heredadas, provenientes de un magma basáltico original. Así, se presentan plagiogranitoides provenientes de un magma primitivo de carácter toleítico, de un magma toleítico continental, granitoides con un contenido variable en Calcio que depende de la concentración de este elemento en el magma ascendente, del tipo de fraccionación, etc. En la palingénesis de las series de granitos corticales, la mayor influencia en la composición de la roca la muestra la composición específica del substrato, sobre todo en Calcio, Aluminio, etc.

Al mismo tiempo la correlación cuantitativa de las rocas en la serie depende fundamentalmente de las condiciones de su evolución. En el caso de la dirección barofóbica, se forman principalmente la asociación contrastada gabro-granítica, y en las de la barofílica se desarrollan ampliamente las rocas de composición intermedia: dioritas cuarcíferas, tonalitas y granodioritas (ver capítulo 8).

Otros aspectos de estos problemas se examinarán en los siguientes capítulos, aquí nos detendremos tan sólo en los criterios geoquímicos de valoración de la composición y el tipo de magma original.

Las particularidades geoquímicas de las rocas magmáticas, a la vez que su contenido isotópico, se han empleado ampliamente en los últimos años para conseguir la tipificación genética. En nuestra literatura nacional, en el aspecto más desarrollado y consecuente, la utilización de la geoquímica para la cuantificación de los granitoides, fue demostrada por L.V. Tauson [68]. El diferenció una sucesión geoquímica de tipos de granitoides, cada uno de los cuales reune a un grupo de rocas, que se diferencia por su modo de formación general y por su situación geológica ([68] pág. 164). Para la determinación de la pertenencia de los granitos a un tipo geoquímico o a otro, el autor recomienda ante todo calcular la concentración y la correlación de elementos tales como el Ca, F, Li, Rb, Sr y Ba. La enorme cantidad de material acumulado proporcionada por la ciencia mundial, muestra que estos elementos, realmente constituyen importantes indicadores de la naturaleza primaria de los granitoides.

La geoquímica del Rb y del Sr convierte a estos elementos en informadores básicos. El Rb no entra en las composiciones líquidas minerales de las rocas de composición básica e intermedia y por esto se acumula en los fundidos restantes, mientras que, al contrario, el Sr se concentra en la plagioclasa, la aparición de la cual en los líquidos basálticos y andesíticos está controlada por

la presión. Si se produce una cristalización en zonas de baja presión, la plagioclasa se separa del líquido, pero si se produce un aumento de las presiones de agua y total, se retarda su cristalización y las fases líquidas se fijan en los silicatos fémicos [34, 136]. En el primer caso la concentración de Sr en los fundidos restantes desciende, en el segundo aumenta.

El contenido de Rb y Sr en los distintos tipos de gabros y granitos varía entre amplios límites y se relaciona no sólo con las peculiaridades de la composición global de la roca, relacionada con los elementos petrogenéticos y también, lo que es muy importante, con la composición del magma ascendente y por consiguiente con la situación geológica de la serie, con su correspondencia con una u otra zona estructural y con el estadio de desarrollo del Cinturón Orogénico (Móvil).

Los valores expuestos más abajo en la determinación del Rb y Sr se basan en amplios materiales personales del autor en las series magmáticas del Ural con una posición tectónica clara y asimismo en los materiales globalmente investigados por geólogos locales en la Primoria (extremo oriente), en el Tien-Shan, en el Pamir y en otras regiones. Los análisis fueron efectuados por L.V. Trayanova y N.P. Berseñeva con un analizador röentgenfluorescente VRA-2.

1,2.- Series: 1.- Basalto-riolítica; 2.- Andesito-dacítica, Latítica; 3.- Composiciones típicas de los basaltos de Rifts continentales [49]; 4.- Composiciones medias de los basaltos: B1.- Toleíta oceánnica; B2.- Toleíta continental; B3.- Basalto alcalino.

Nºs de las Series: 1.- Islandia [33]; 2.- Dolerita del Karroo [109]; 3.-Kamchatka [47]; 4.- Media de arcoisla [36]; 5.- Taupo [102]; 6.- Rift de Afar [91]; 7.- Andes [135]; 8.- Andes distante de la depresión oceánica 220-270 Kms. (8a) y 270-320 Kms (8b); 9.- Dellenita-riolítica (9a) y Traquitoandesítica (9b) series de la Primoria (costa E de Rusia, Oceáno Pacífico) [6]. Campos de rocasProvenientes de diferentes magmas originales: POQ.- Toleítico-oceánico; QPMN.- Toleítico contintal y de arcoisla; NMKL.- Andesitas orogénicas; Toleíticas; Toleíticas de elevada alcalinidad, Latíticas; Línea Superior gruesa LK.- Latítica, basaltico-alcalina

Fig. 7.- Diagrama Rb/Sr para la Series volcánicas.

Como es conocido, los diferentes tipos de basaltos se diferencian regularmente uno de otro por el contenido en Sr y Rb. Las cantidades mínimas de estos elementos se encuentran en los basaltos oceánicos y las mayores en los basaltos alcalinos continentales (Fig. 7). Correspondientemente, también las series de rocas volcánicas asociadas a uno u otro basalto se diferencian perfectamente por su contenido en Rb y Sr. Todas las series basáltico-riolíticas de arco-isla y continentales, se concentran, en el diagrama Rb/Sr, en un campo estrechamente limitado, cuyos límites están constreñidos a las líneas QP y NM, las toleítas oceánicas y las volcanitas asociadas con ellas se disponen en la misma pequeña parte del área OQP, las series orogénicas basalto-andesito-dacíticas y latíticas y, asimismo, los basaltos alcalinos están limitados en el campo NMQL. Estos campos se han separado en base a la enorme cantidad de material efectivo de series con clara posición geológica, parte de las cuales se muestran en la Fig. 7.

Las variaciones del contenido en Rb y Sr en los basaltos se correlacionan no sólo con su correspondencia con el diferente régimen geodinámico y los grandes geobloques. La composición material de estas rocas evoluciona regularmente en el proceso de desarrollo de todos los tipos de estructuras tectónicas. Como ejemplo pueden servir los basaltos de rift continental, los cuales, juzgando por la publicación de B.G. Lutts [49], muestran una amplia variación de la composición, de la toleíta oceánica típica al basalto alcalino (Fig.7).

Los gabroides asociados con unos u otros basaltos en complejos únicos, poseen contenidos de Rb y Sr cercanos a los de ellos, lo que permite realizar la comparación de las series de gabrogranitoides con sus correspondientes volcánicos. Tal camino se puede usar, teniendo en cuenta la situación geológica, para separar los análogos gabróicos intrusivos de los basaltos oceánicos, de los basaltos continentales y de los de arco-isla y basaltos continentales alcalinos. Estos tipos de gabróides producen inicialmente las series gabro-graníticas fácilmente distinguibles unas de otras por el contenido en Rb y Sr. En términos generales, la correlación Rb/Sr para estas series se muestran en la Fig. 8

Series de gabro-plagiogranitos y plagiogranitoides prácticamente apotásicos (Fig. 8, 1-5a, 27). Con el contenido mínimo de Rb (a menudo bajo los límites de sensibilidad del método Röentgenfluorescente, es decir < 3 ppm) existen tres grupos precisos por su contenido en Sr. El menor contenido de este elemento se produce en las series plagiograníticas derivadas de magmas basálticos, cercanas a las primitivas toleítas oceánicas. Tales series son comparativamente raras y responden en su composición a las de los complejos ofiolíticos, por ejemplo las del macizo de Troodos en Creta (Fig. 8, serie 2). Un contenido análogo en Sr es característico de las series del macizo de Katynadirsk en el Mugodzhar Occidental (Fig. 8, serie 1), que son comagmáticos con los primitivos basaltos y están cercanos en composición a las toleítas oceánicas. Al segundo grupo pertenecen las propias series de gabros-plagiogranitos eugeosinclinales, asociados a las series volcánicas e intrusivas de etapas tempranas de geosinclinales del tipo arco-isla (Fig. 8, serie 5a). Por su contenido en Sr, son análogas a otras series volcánicas e intrusivas eugeosinclinales, que en el diagrama Sr/CaO (Fig. 9) se disponen con ellas en un solo campo. Esta geoquímica específica refleja una relación genética profunda de todas las series de gabro-granitoides eugeosinclinales, coincidentes con las diferentes etapas de la evolución de las zonas móviles de este tipo. Lo mismo sucede con el K, y relacionado con él, con el Rb, dado que su concentración crece en el proceso de la evolución. Al mismo tiempo disminuye la relación K/Rb, no alcanzando, sin embargo, el valor de

las rocas propiamente andesíticas (Fig.10).

1-6.- Series de la Asociación volcano-intrusiva: 1.- Gabro-plagiogranítica; 2.- Gabro-granítica; 3.Gabro-sienítica; 4.- Tonalito-granodiorítica; 5.- Monzodiorítico-granítica; 6.- Adamellítico-granítica;

7-8: Series de la asociación Plutónica: 7.- Granítica; 8.- Anortosito-granítica. 9.- Composición media de los Gabros (I, II.- Grupos Plutónicos:

I.- Escasamente Ferríferos, ofiolíticos; II.- Ferríferos; III-V: Grupos intrusivo-volcánicos, asociados con las formaciones: III.- Gabro-plagiogranítica; IV.- Gabro-granítica; V.- Tonalito-granodiorítica);

10.- Productos del fracionamiento del fundido, que corresponde a la composición media del Gabro de la Serie Gabro-granítica de Magnitogorsk (a) en condiciones de escasa profundidad (b) y profundas (c) (las flechas indican su evolución); Números de las Series: 1-4.- Gabro-plagiograníticas:

1,. Katynadyrsk; 2.- Troodos [36]; 3, 4.- Región de Kempirsaisko-Jabarinsk, Ural Sur:

3.- Complejo ofiolítico temprano; 4.- Complejo ofiolítico tardío; 5: Macizo de Taguilsk: 5a.- Gabroplagrionítica; 5b.- Gabro-trondjemítica; 5c.- Diorito-granítica; Macizo de Magnitogorsk: 6a.- Gabrogranítica propiamente de Magnitogorsk; 6b.- Diorito-granítica de Mosovsk; 7.- Gabro-granítica de Berdiausk; 8.- Series gabro-granitoideas de la zona de Guissarsk meridional [22]: 8a.- Choshk;

8b.- Tanjazyk: 9, 10.- Gabro-sieníticas: 9.- Velijovsk; 10.- Jabarinsk; 11-15: Tonalito-granodiorítica:

11.- Verjisetsk; 12.- Kamensk; 13.- Plastovsk; 14.- Alichursk, Pamir [57]; 15.- Sierra Nevada [114]; 16.- Monzodiorito-graníticas; 16a.- Stepñinsk, 16b.- Uvildinsk; 17-19: Adamellito-graníticas:

17.- Sultaevsk; 18.- Borlinsk; 19.- Chernoborsk; 20-26: Graníticas: 20.- Varlamovsk; 21.- Sanarsk; 22.- Kabansk, 23.- Dzhabyks; 24.- Murzinsk; 25.- Aduisk; 26.- Pamirsko-Shugansk, Pamir [57]; 27: Kytlymsk, Chernoistochinsks. {1,3-6, 9, 10, 27 según [88]; 7, 11-13, 16-26 según [78]}.

Las líneas principales delimitan los campos de composiciones, ver Fig. 7.

Fig. 8.- Diagrama Rb/Sr para las series intrusivas.

Las series leuco-diorítico-plagiograníticas presentan un fuerte aumento en el contenido en Sr [88], asociándose con formaciones dunito-clinopiroxenitogabroicas. Los gabroides en esta serie multiplican más o menos por 2 la cantidad de este elemento en comparación con los otros tipos de basaltos.

Se pueden diferenciar tres tipos de granitoides según su contenido en Sr, los cuales corresponden a los diferentes tipos genéticos con respecto a la posición geológica, lo que muestra la amplia capacidad informativa de este elemento para este tipo de discernimientos.

En las series sódico-potásicas de gabro-granitoides (Fig.8, 5b,c,-7) los gabroides están cercanos por su composición a los basaltos continentales o de arco-isla [88]. Correspondientemente, toda la gama de granitoides asociados a los gabros posee una composición geoquímica general comparable a la de los basaltos andesítico-riolíticos y a la de la serie de basalto-riolítas actualmente de arco-isla y con un pasado geológico de eugeosinclinal. En los diagramas de clasificaciones, estas series se sitúan en el campo general (Figs. 7-9). Estos datos confirman la fuente única de las series volcánicas e intrusivas. En el proceso de evolución de los cinturones móviles de tipo geosinclinal o arco-isla, crece el contenido en Rb, Sr y asimismo el del Ca de las series de formación tardía. Sin embargo, si alcanzan, en Potasio, el nivel de concentración típico de los basaltos de plataforma o de la serie de andesitas orogénicas, entonces la concentración de Rb y Sr en las series de gabro-granitos nunca invaden el campo de las series orogénicas, lo que permite, con ayuda del diagrama de correlación, distinguir con seguridad las asociaciones de basaltos de geosinclinales y arco-isla por una parte, y por otra las de los basaltos orogénicos y andesíticos.

La correlación del contenido en Rb y Sr en los grupos de rocas gabroicas y gabro-graníticas es desigual. En las rocas gabroicas el contenido de estos elementos se relaciona mediante una dependencia directa, con el crecimiento del carácter leucocrático del gabro, y la disminución de su contenido en Ca, mientras el Rb y el Sr crecen. En las series homódromas, desde el gabro al granito, tal cambio en la composición química de la roca trae consigo una disminución del contenido en Sr.

Estas conocidas características han sido condicionadas por la distribución del Rb y Sr entre las fases sólidas y el fundido. La evolución de la roca en las series de gabro-granitoides acaba produciendo el fraccionamiento cotéctico plagioclasa-minerales fémicos [88]. Analizaremos como esto se pone de manifiesto para la determinación del Rb y Sr. El máximo significado del coeficiente de división del Rb entre los minerales de este cotéctico y el fundido (KS/LRb) es de 0,1 [3], y sólo a consecuencia de la aparición de la biotita en asociación con la plagioclasa An30 puede subir a 0,2. El coeficiente divisor del Sr entre minerales fémicos y el fundido, en correspondencia con los minerales mezcla en relación a la serie de Bowen, alcanza más o menos un valor de 0,1 (para la mezcla del orto y clinopiroxeno) a 0,5 (para la hornblenda). El coeficiente de división del Sr entre la plagioclasa y el fundido depende de la composición de la plagioclasa y crece desde ±1 para la anortita hasta 4 para la oligoclasa [88]. Por las cantidades conocidas, correspondientes de los minerales fémicos y la plagioclasa, dependiendo de la composición del último mineral en el cotéctico del sistema Ab-Fem-An podrá contarse la suma del coeficiente de la distribución del Sr (K S/L Sr) entre las fases sólidas y el fundido:

De estos datos se deduce, que con la cristalización y fraccionación de la plagioclasa más básica que An70, mezclada con los silicatos fémicos, es de esperar un aumento en el fundido restante, tanto del Rb, como del Sr. Esta ley también se fija en la conducta de los elementos dados en aquellas series gabroicas que incorporan diferencias con el aumento en la plagioclasa de su contenido en Ca. La secuencia de rocas del gabro al granito se forma como resultado a la fraccionación de la mezcla de los minerales fémicos y la plagioclasa de composición más ácida y en correspondencia con el coeficiente de división, en esta serie, se observa el crecimiento del contenido en Rb y la disminución del Sr ( Fig. 8).

1 2 3

Símbolos y Nºs de las Series, ver Fig. 8; 1.- Composición media de los basaltos; 2.- Composiciones típicas de los basaltos de Rifts continentales [49]; 3.- Tendencias evolutivas de las basitas en el proceso de desarrollo de Eugeosinclinales (I) yTerrenos de actividad tectono-metamórfica (II).

Fig. 9.- Diagrama Sr/CaO para las Series Intrusivas.

Confirmación directa de este modelo se presenta con el carácter del cambio en el contenido en Rb y Sr en las rocas efusivas con cristalización de enclaves. En aquellas rocas que contienen enclaves de minerales fémicos y plagioclasas de composición más básica que An70, tiene lugar una acumulación del Rb y Sr en la composición de la masa fundamental por comparación con las concentraciones de estos elementos en los enclaves y en la roca total, pero en el caso de una plagioclasa más ácida, se observa la misma situación que en las secuencias de rocas de gabro a granito. Las líneas de unión de rocas efusivas en conjunto y su masa fundamental, coinciden con las variaciones en las sucesiones correspondientes a las series gabro-graníticas y basalto-riolíticas [78].

Las series tonalítico-granodioríticas (Figs. 8,11-15), comagmáticas a las andesitas orogénicas y a las series de basaltos de plataforma subalcalinos y alcalinos, se caracterizan por un aumento en el contenido en Sr y una disminución del nivel de Rb en comparación con las rocas homónimas en las series de basaltos y gabro-granitoides eugeosinclinales y de arco-isla (Figs. 7-9), incluso en aquellos casos en que su contenido en K2O y CaO tiene una relación similar. Los puntos representativos de esta serie se disponen entre los límites del campo NMKL para el diagrama Rb/Sr y KLM para el diagrama Sr/CaO, es decir, allí donde se agrupan también las vulcanitas comagmáticas.

Fig. 10.- Diagrama Rb-K2O para Granitos.

1-4: Granitos en la composición de las diferentes Series: 1.- Gabro-graníticas [88]; 2.- Serie Latítica [68]; 3.- Tonalito-granodioríticas orogénicas; 4.- Granítica palingenética hidratada; 5.- Composiciones medias de Granitos acuosos (I) y anhidros (II); A y B.- Tendencias generales de los Granitos de origen basaltoideo (A) y cortical (B).

Esta especificación geoquímica nos habla sobre las diferentes fuentes magmáticas para los gabro-granitoides y la serie tonalítico-granodiorítica, lo que en conjunto con otros datos geológicos y particularidades en la composición, considera al tipo tonalítico-granodiorítico asignado, como análogo intrusivo del magmatismo andesítico y no basáltico [73]. En relación con esto, conviene decir algunas palabras sobre las andesitas y sus comagmáticos intrusivos, las tonalitas. Las andesitas por su composición entran siempre en las series diferenciadas eugeosinclinales o de arco-isla, pero también se presentan como las rocas más difundidas en las series de márgenes activos continentales, orogénicos, etc. En correspondencia con su situación geológica, el contenido en Rb y Sr de las andesitas es distinto. Los puntos representativos de las andesitas basálticas de las series diferenciadas basalticoriolíticas se sitúan en el campo QPMN, ocupando un intervalo situado entre las riolitas y los basaltos comagmáticos, pero las provenientes de las series andesíticas independientes se sitúan en el campo NMKL. Lo mismo se puede decir de las tonalitas. La mayoría de los macizos tonalito-granodioríticos de los Urales, al igual que los grandes batolitos de la costa occidental americana, por su contenido en Rb y Sr corresponden a las andesitas continentales orogénicas, lo que se relaciona perfectamente con su posición tectónica, que es la correspondiente a la etapa orogénica del desarrollo de un cinturón móvil. Las tonalitas que entran, por su composición, en una diferenciación interrumpida de la serie de gabro-granitoides, poseen características geoquímicas comunes con otras series de rocas y en parte tienen contenidos similares en Rb y Sr.

Las series monzodiorítico-graníticas (Fig.8, 16 a, b) se caracterizan por el más alto contenido en Rb y Sr. Fueron asignadas por L.V. Tauson [68] a la serie latítica en base a la semejanza de su composición con sus equivalentes volcánicos. En el Ural la serie volcánica comagmática de las series monzodiorítico-graníticas no se manifiesta. Al mismo tiempo, las rocas intrusivas se hallan ampliamente difundidas y se presentan concéntricamente en macizos zonales mesoabisales, formados en la época de la estabilización de seudoplataforma de edad Carbonífero medio. Estos macizos coinciden con los lineamientos que atraviesan las estructuras urálicas submeridionales (sub-N/S) y forman en superficie un importante ejemplo de granitoides intrusivos encadenados en fila india.

El contenido en Sr de las series monzodiorítico-graníticas típicas disminuye de las monzodiorítas y monzogabros (>2000 ppm) hasta el de la granosienita y el del granito (600-300 ppm), por el contrario el Rb correspondiente crece de 50-60 ppm en los gabroides hasta 200 ppm y aún más en los granitos. Tan alto contenido en Sr de diferentes miembros de la serie es característico de los basaltos alcalinos de las zonas de rift continental [49]. Estas rocas parece también, por algunos parámetros geoquímicos (alto contenido en K, Ba, P y Zr), que en conjunto con las particularidades geológicas de los intrusivos (estructura geológica zonada concentricamente, distribución lineal) evidencian la correspondencia de las formaciones con una estructura dislocativa profunda, próxima a un rift continental, que afecta al basamento plegado estable.

Exclusive los altos contenidos en los elementos litófilos, las rocas de las formaciones granitomonzodioríticas, particularmente sus miembros tempranos necesitan de algunos comentarios. Sin duda que el aumento de la concentración de estos elementos es propio de sustancias directamente fundidas del manto, que se presentan como los ascendientes para la serie. Esta particularidad se explica para la mayoría de los petrólogos y geoquímicos por el escaso nivel de fusión parcial y el fraccionamiento de tipo eclogítico (cristaliza granate y no plagioclasa) en el nivel de formación

del magma [62, 115]. El miembro más temprano de la serie granitico-monzodiorítica en la forma intrusiva son los gabros y dioritas ortósicas con biotita-piroxeno (anfíbol), las cuales no se presentan primariamente. Por analogía con las series de gabro-sienitoides de tipo 9 y 10 (Fig. 8) se podrá suponer que el aumento de contenido en Rb y Sr en ellos se relaciona con el proceso de fraccionamiento del magma primario, fracción que en los macizos no aparece como roca consolidada. Sobre su presencia en profundidad puede juzgarse por las inclusiones melanocráticas básicas observadas en gabroides y dioritas.

Las serie de granitos propiamente dichos, pertenecientes a los tipos poco acuosos y acuosos (Fig. 8, 17-26) se diferencian, por el contenido en Rb y Sr, de los correspondientes a ellos según la composición de las rocas de las series gabro-graníticas y tonalito-granodioríticas. Se caracterizan por un aumento en el contenido en Rb y, correspondientemente una relación K/Rb más baja (Fig. 10)

Los granitos acuosos palingenéticos a menudo se encuentran, con relación a los poco acuosos, enriquecidos en Sr y algo empobrecidos en Rb. El contenido en Sr de los granitos a menudo varía entre amplios límites: en los casos típicos de los Urales y de la mayoría de las regiones [68] alcanza de 250-300 ppm, hasta los 1000-1500 ppm característicos de los granitos plutónicos del complejo Barguzinsk en la Transbaikalia [48]. A menudo estas diferencias se relacionan con la composición del substrato, sin embargo esta cuestión es imposible darla por terminada, dado que debe tener al menos tanto significado como la composición del fundido. Con una u otra composición del substrato, los productos de fusión parcial en condiciones acuosas y poco acuosas, serán diferentes, ya que con el crecimiento de la presión de agua la temperatura de fusión de los feldespatos disminuye, pero la de la biotita y el anfíbol aumenta. Por esto puede suponerse, que como resultado de la palingénesis acuosa puede formarse más fundido rico en Sr que en el caso de fusión en condiciones poco acuosas. Valorar cuantitativamente la influencia de la presión de agua es difícil a causa de la variación de la composición mineral del substrato, pero la tendencia general es indudable.

A medida que tiene lugar la evolución del plutonismo granítico acuoso, el “nivel de intrusión” de los macizos sucesivamente formados crece, y la profundidad de su emplazamiento disminuye de la facies abisal a la mesoabisal. Paralelamente, en las rocas aumenta el contenido en K2O y Rb y disminuye el del Sr. Los granitos acuosos más jóvenes de los sucesivos complejos plutónicos tienen un contenido en Rb y Sr que se aproxima al de los poco acuosos. De una manera aproximada podrá servir la exposición que se hace en el Capítulo 4 del granito del complejo de Kabansk, en la región de Kochkarsk en el Ural Sur (Figs. 8 y 41). Por lo visto, un cambio semejante en el contenido de Rb y Sr, corresponde al observado en series diferenciadas de gabro-granitoides y granitoides, evidenciando el origen de tales estándares para los granitos acuosos de la secuencia de complejos producto de la diferenciación del magma de composición granítica, a los cuales pertenecen los macizos más profundos subautóctonos. En la región de Kochkarsk, como ejemplo, aparece el macizo de Varlamovsk (Figs. 8 y 41).

Nuevos datos materiales, parte de los cuales se muestran en las Fig. 8 y 10, confirman la hipótesis previa de L.N. Ovchinnikov sobre la regularidad de las diferencias entre el contenido en Rb de la palingénesis acuosa y de los granitos “basálticos” [67, 73] y permiten relacionar estas diferencias con las distintas fuentes y con las condiciones de evolución de estas rocas.

Es importante señalar, que parecidas, sino más grandes, diferencias en el contenido en Rb se observan entre los granitos poco acuosos del tipo “formación adamellítico-granítica” por un lado y la de la “gabro-granítica” por otra, incluso en aquellos casos en que poseen una composición de elementos petrogenéticos muy próxima. Esta ley está relacionada no sólo con las diferencias en las variedades sódico-potásicas. Todos los granitos que están incluidos por su composición en el tipo de serie de gabro-granitoides (ofiolíticos, geosinclinales, arco-isla, plataforma) que forman sucesiones cotécticas desde las cálcicas de los plagiogranitos hasta las más difundidas potásico-sódicas (ver capítulo 4), por correlación entre el K y el Rb, pertenecen a una sola sucesión variacional, en la que la relación K/Rb disminuye gradualmente de 1000 para los plagiogranitos hasta 250-300 para los granitos potásico-sódicos (Fig. 10).

El conjunto de los granitos de origen basáltico se distingue estadísticamente por una disminución del contenido en Rb en la sucesión de los granitos asociados con las andesitas orogénicas, pero también de los granitos, en su mayoría acuosos, de los complejos plutónicos y de los granitos poco acuosos del tipo formacional adamellítico-granítico, los cuales forman una sucesión variacional con un contenido más alto en Rb y consiguientemente una relación K/Rb menor. Estos hechos muestran la comunidad genética de los granitos, entre límites determinados para su globalidad, relacionada con la fuente fundamental de los fundidos graníticos, y muestran también la diferencia de este origen para unos y otros grupos de granitos (magma basáltico en el primer caso y andesítico o roca cortical cercana a la composición andesítica en el segundo).

Resulta importante señalar, que también algunas rocas, por su composición, asociadas con los granitos en una serie única, asimismo trazan dos líneas variacionales. Así con la línea de los granitos “basálticos” coincide la representación de los puntos de los gabros, de las dioritas, de los granitoides y otras rocas de la serie de gabro-granitoides y en la línea “andesítica” de los granitos, se encuentran puntos de toda la serie andesitico-orogénica. Con arreglo al tipo formacional adamellíticogranítico, esto puede servir como uno de los argumentos en favor de que los macizos manifestados de magmatismo poco acuoso ácido en facies intrusivas y extrusivas no se presentan directamente diferenciados del magma fundamental. La asociación de la serie adamellítico-granítica con el vulcanismo andesítico-dacítico o latítico y frecuentemente con las más tempranas series tonalíticogranodioríticas se manifiestan claramente en el Kazajstán Central, en las montañas Kuraminsk y en otras regiones, y la correlación de su contenido en Sr y Rb no contradice la suposición sobre la relación entre las series adamellítico-graníticas, con contenido en agua escaso o moderado, con las andesitas orogénicas continentales.

En las etapas finales de la evolución de muchos complejos graníticos, tanto acuosos como poco acuosos, con la aparición de los granitos aplíticos tiene lugar con frecuencia una disminución del contenido en Rb y Sr (a menudo junto con la del K). Esta particularidad de su conducta está relacionada con la cristalización masiva del Fto-k, lo que aumenta el valor de los coeficientes totales de división KS/LRb y KS/LK y correspondientemente disminuye el contenido de Rb y K en el fundido restante.

La relación en las distribuciones de Rb y Sr examinadas ilustran ampliamente la capacidad de información de estos elementos, la cual permite aprovechar los diagramas Rb/Sr y Sr/CaO en calidad de clasificadores para la diferenciación de las series de rocas magmáticas según la génesis y

composición del magma original geodinámico en el momento de formación de la serie.

En los últimos años, con las investigaciones realizadas en territorios de volcanismo actual, se ha establecido que la composición de basaltos y andesitas depende de la situación de los volcanes en relación de las zonas seismofocales con el límite oceáno-continente. Con el aumento de la profundidad de los planos seismofocales o con el alejamiento desde el oceáno hacia el interior del continente (es decir con el crecimiento de la potencia de la corteza terrestre) en los basaltos y andesitas aumenta el contenido en K, Rb y Sr. Análogos cambios en la composición rocosa suceden en el curso de la evolución de los cinturones móviles, sean estos de tipo arco-isla o geosinclinal [78]

La misma corriente en la actividad de estos factores ha llevado a los petrólogos a la idea de que las variaciones registradas en la composición están relacionadas con la profundidad del foco magmático, la cual crece en el proceso evolutivo paralelamente al aumento de potencia de la corteza terrestre. Puede deducirse que la influencia de la profundidad en la formación del magma, en el contenido en Potasio, Rubidio y Estroncio está condicionada por los cambios en las asociaciones de minerales “liquidus”. Como es conocido, con el aumento de la profundidad y la presión, la línea inferior de la evolución basalto-eclogítica cambia del cotéctico plagioclasa-piroxénico al piroxenogranatífero [62].La fraccionación del granate junto a la plagioclasa debe conducir a un enriquecimiento relativo del magma en Sr y en menor medida de K y Rb. Este mecanismo, en opinión de la mayoría de los petrólogos, es responsable del enriquecimiento en Rb y Sr a la mayor profundidad del nivel generador de los magmas basalto-alcalinos y alcalinos (conjuntamente con el supuesto pequeño papel de la fusión parcial). En cuanto a lo que concierne a las series más difundidas, las de gabrogranitoides, su especialización geoquímica ha condicionado, en importante nivel, las variaciones en las condiciones de su evolución (ver capítulo 8).

Ha sido establecida por K. Condie [104] la dependencia del contenido en Rb y Sr de la potencia de la corteza terrestre, lo que por lo visto se confirma con los nuevos datos recogidos. La utilización de esta dependencia para el mar del Japón mostró un fuerte desacuerdo entre las particularidades geoquímicas de las rocas y la potencia de la corteza terrestre, lo que ha permitido emitir una suposición sobre la situación de la depresión del mar del Japón en una corteza de tipo continental cuya potencia se encuentra aproximadamente reducida a la mitad mediante una distensión que acompaña al proceso de su formación [46].

No es menos característico el ejemplo de los plagiogranitoides de la parte occidental de la cordillera Guissarsk, donde han sido separados dos complejos contemporáneos de gabro-granitoides [22], los cuales forman una serie lateral en la que el contenido en Rb (Fig. 8, series 8 a y b) crece paralelamente al aumento de espesor de la corteza terrestre.

Aún más precisa es la correlación entre el contenido en Rb y Sr y el estadio de desarrollo eugeosinclinal o arco-isla, que se refleja en el crecimiento de la potencia y estabilidad de la corteza durante el proceso evolutivo. En consecuencia, las formaciones de diferentes estadios de las series volcánicas e intrusivas se enriquecen en Rb y Sr. Entre ellas, las más tempranas por su contenido en estos elementos se sitúan en el campo OPQ (Fig. 8) o bajo la línea QP (Fig. 9), y los últimos, pertenecientes a la etapa orogénica del desarrollo, se localizan en el campo NMKL (Fig. 8) o MKL (Fig.9). Numerosos ejemplos de desarrollos semejantes para series eugeosinclinales se muestran en [88].

Los cambios en la composición de los basaltoides y granitoides en el curso de la evolución eugeosinclinal, en una visión resumida, se muestran con la flecha I (Fig. 9). Es importante señalar que el tipo destructivo de evolución, es característico de los terrenos con actividad tectono-magmática, la propia tendencia antídroma contraria se muestra con la flecha II [6].

Como conclusión de este breve resumen notaremos que es posible el aprovechamiento de la geoquímica del Rb y Sr para el análisis formacional completo de las muestras, aunque a pesar de los diagramas ampliamente informativos mostrados, estos deben utilizarse sólo en conjunto con las características de la situación geológica de las rocas magmáticas, su edad y posición tectónica, su petroquímica y contenido mineral.

Ya que los diagramas Rb/Sr y Sr/CaO se proponen en calidad de clasificadores, conviene mostrar algunas de las particularidades del trabajo con ellos. Si en uno u otro de los diagramas figuran puntos de la serie situados en diferentes campos del diagrama, entonces para la serie potásico-sódica se encuentra más o mejor información en el diagrama Rb/Sr, y para la serie sódica en el diagrama Sr/CaO.

CAPITULO SEGUNDO

“AnAlisis FAciAl de lAs rocAs mAgmAticAs: FerroFAcies de los grAnitoides”

Una de las tareas más importantes en el estudio de los granitoides y sus gabros asociados consiste en mostrar el conjunto de características que determinan las condiciones de su formación. El análisis facial de los granitoides se presenta como algo independiente y perfectamente elaborado en el campo de la petrología. Ya antes fue demostrado por nosotros [73] que la apariencia facial de la roca está condicionada por las particularidades propias del magma: su composición geoquímica y su contenido en elementos volátiles. Es de estos factores, en el orden mencionado, que dependen la profundidad de formación, la temperatura de cristalización y la duración del enfriamiento de la roca.

De todo lo expuesto se deduce que, los principales rasgos de la composición mineral y de la textura de la roca (es decir sus características faciales) se presentan derivados de una serie de factores interelacionados, determinados por la composición del magma. Justamente esta circunstancia ha condicionado la relación entre pertenencia facial y formacional de los granitoides, ya que a cada tipo formacional corresponde su facies característica [73].

En el trabajo indicado examinamos detenidamente las estructuras de los granitoides y la composición de los principales minerales petrográficos. Ha sido establecido que el aspecto facial de la roca depende principalmente del régimen de temperatura en el estadio magmático y en el proceso de enfriamiento de la roca después de su solidificación.

Así pues resulta más acertado hablar, no sobre la profundidad facial (barofacies), sino de termofacies. No obstante, una correlación estrecha entre ellas permite no cambiar la terminología establecida y conservar tres grupos de facies de uso general: Hipoabisales, Mesoabisales y Abisales, enumeradas en orden de aumento de la profundidad de formación de la roca y disminución de la temperatura y que se han fijado por la distribución equiponderante de los distintos componentes entre los minerales.

En este capítuo examinaremos las ferrofacies, clase particular entre las facies de los granitoides, que refleja el régimen de formación de los minerales oxidados-reducidos en los estadios magmáticos y postmagmáticos.

En principio, la base de diferenciación de las ferrofacies reside en la relación de la distribucción del Hierro y el Titanio entre los silicatos por un lado y entre los minerales opacos por otro. Con estas relaciones, como se demostrará más abajo, se correlacionan el nivel de oxidación del hierro, la ferricidad y algunos otros parámetros de la composición de los minerales portadores de Hierro, que permite, con la determinación de la ferrofacies, utilizar las características geoquímicas y mineralógicas de los granitoides. Restringimos la discusión en las variedades más difundidas, las calcoalcalinas, de los granitoides, a las que los silicatos fémicos están representados por la biotita y el anfíbol, por esto, la influencia de la alcalinidad, en primera aproximación, puede despreciarse. Hierro

Los resultados del estudio de la distribucción del Hierro entre los silicatos fémicos (con biotita y anfíbol) y los óxidos ferro-titanados (magnetita, maggemita hematites e ilmenita) se muestran en la Fig. 11 Para la construcción del diagrama se han usado muestras de granitos típicamente constantes, de los

que se conoce la composición química total y la composición química de la biotita y/o del anfíbol. Los silicatos fémicos han sido determinados en lámina delgada y corregidos según el contenido de Magnesio en la roca y el mineral, suponiendo que todo el Magnesio entra en los silicatos fémicos. El cálculo del Mg se adaptó incluso en aquellos casos en que el cálculo cuantitativo mineralógico no estaba disponible. El contenido de Hierro en minerales opacos se calculó como resto de la cantidad de este elemento incluido en los silicatos. Algunos aumentos en la cantidad de Hierro opaco son posibles en aquellos casos en que los feldespatos de los granitos contienen óxidos de hierro (de 0,3 a 0,5%), pero también con la presencia de epidota y granate accesorios. La aceptación del método tiene evidentes ventajas ante el cálculo del balance solamente con los resultados de la determinación cuantitativa en láminas delgadas, porque la exactitud del análisis es mayor que la de cualquier cálculo mineralógico preferido. Los datos obtenidos para la construción del diagrama provienen de [75].

Fig. 11.- Distribución del Hierro en los Granitoides:

Series (Líneas) y variadades separadas de Granitoides (Círculos) de diferente génesis: 1.- Granitos palingenéticos hidratados; 2-4: Series del Grupo Volcano-intrusivo: 2.- Adamellito-granítica y Monzodiorito-granítica, derivadas de un Magma Dacítico y Latítico; 3.- Tonalito-granodiorítica- derivada de un Magma Andesítico; 4.- Serie Gabro-granítica, derivada de un Magma Basáltico; 5.- Isolíneas del contenido de minerales de óxidos de hierro (en % en peso):

Datos originales mostrados en [75]; Las cifras designan los Macizos y Complejos: 1.- Dzhabyk-Karagaisk; 2.- Chesmensk; 3.- Aduisk; 4.- Aksautsk (Cáucaso); 5.- Kalbinsk (Altai Minero); 6.- Sultayevsk; 7.- Kairaktinsk; 8.- Akbulaksaisk; 9.- Stepñinsk; 10.- Ilyaizsk (Datos de E.P. Kalinina y V.P. Davydova); 11.- Bayanaulsk (Kazajstán); 12.- Sosnovsk; 13.- Verjisetsk; 14.- Vladimirsko-Kulevchinsk; 15.- Krasñinsk; 16.- Novo-Buranovsk; 17.- Granitoides de la región Armina (montes Sijote-Alin); 18.- Sur de California (EE.UU.); 19.-SierraNevada (EE.UU.); 20.- Taguilsk; 21.- Magnitogorsk; 22.- Karabulak; 23.- Ural Superior; 24.- Kasselsk; 25.- Irguizsk; 26.- Auerbajovsk; 27.- Dashkesansk (Datos de G.B. Mustafayeva). Los Macizos para los cuales no se indica la Región, se sitúan en los Urales.

Los resultados obtenidos demuestran que para contenidos de Hierro total cercanos, su distribución entre silicatos y óxidos varía entre límites amplios en diferentes series. Examinaremos primero los propios granitos (Fig.11). Para un contenido general en óxidos de Hierro de un 2-3% en peso, en unos granitos a la biotita y el anfíbol les corresponde un 10-20%, pero en otros entra del 70 al 90%. Los últimos pertenecen a los granitos hidratados profundos del tipo formacional granítico. Las rocas de los principales periodos intrusivos de los macizos de este tipo se presentan, como los granitos biotíticos, con una parte mayoritaria del Hierro en forma silicatada. En leucogranitos de la fase terminal, la parte silicatada del Hierro disminuye a un 60-70% y el contenido global de Hierro disminuye notablemente, hasta un 2-2,3% en granitos del periodo principal y a un 1,2-1,5% en los leucogranitos. Este aumento del porcentaje del Hierro opaco en los leucogranitos se produce principalmente a cuenta del aumento de la cantidad de la magnetita y de la ilmenita manganífera en comparación con la biotita y también a cuenta del granate presente.

En los granitos pobres en agua de los diferentes tipos formacionales correspondientes a la fase hipoabisal, la mayor parte del Hierro constituye óxidos minerales, la mitad de los cuales forma magnetita ( Fig. 12), al mismo tiempo la parte del Hierro opaco es idéntica en los tipos formacionales granito-adamellítico y gabro-granítico. Estos datos reflejan el conocido hecho del amplio desarrollo de la magnetita en diferentes tipos de granitos hipoabisales pobres en agua y la práctica total ausencia de este mineral en los hidratados profundos [73].

Principalmente, los granitos mesoabisales, incluidos por su composición en las series tonalíticogranodioríticas, se caracterizan por un significado intermedio de la parte del Hierro silicatado, la cual oscila entre límites del 40 al 70%.

Fig. 12.- Relaciones de los principales minerales Ferro-titanados en algunos Macizos de Granitoides del Ural.

Mediante la determinación del Hierro se diferencian no sólo los granitos, sino también rocas de otra composición mineral, que forman junto con los granitos una serie individualizada. La principal relación, general para todos los tipos de la serie de los granitoides, presenta un aumento del porcentaje del Hierro silicático con el crecimiento de la silicificación de la roca, y paralelamente una disminución del contenido global del Hierro. Por esto en algunos casos (Fig. 11, series 1315, 20, 21, 24 y 26) la diferencia en el porcentaje del Hierro silicático entre miembros extremos de la serie es pequeña, incluso con importante variaciones en el composición global, indicadas en el diagrama en el contenido global en Hierro, pero, en otros esta diferencia es muy importante (Fig.11, series 9, 10, 17-19). En las series del primer tipo paralelamente al aumento del porcentaje del Hierro silicático disminuye el contenido absoluto en minerales opacos, pero en las series del segundo tipo, como es lógico, el contenido absoluto de estos minerales crece. En otras palabras, los miembros más tardíos y silícicos de estas series contienen más óxidos minerales que los más tempranos y básicos. Como ejemplo puede servir el complejo anular del macizo de Stepinsk, en el Ural Sur [73, 77]. La parte central está ocupada por, sienito-dioritas cuarcíferas con aspecto de neises, variables en la composición, que contienen múltiples restos de neises y efusivos básicos mezclados, y la parte externa está formada por una intrusión anular de granosienitas y granitos.

Las rocas de la última intrusión se distinguen por el aumento del campo magnético, mientras que sobre las dioritas de la parte central del macizo se observa una notable anomalía negativa. La línea variacional del macizo de Stepinsk (línea 9 de la Fig. 11) ilustra bien esta particularidad y permite valorar cuantitativamente el contenido en magnetita, único mineral constituido por Hierro en las rocas de este macizo (Fig. 12). Las sienito-dioritas cuarcíferas se caracterizan por un alto porcentaje del Hierro silicático y un contenido en magnetita menor del 1%, mientras que en los granitos, en la biotita se encuentra apenas un 10% del Hierro y la cantidad de magnetita crece hasta un 2%.

A un grupo singular intermedio pertenecen las series en las que el contenido de minerales ferroconstituidos se mantiene constante. Esta particularidad es característica de las series con bajo contenido en Hierro opaco (Fig. 11, series 5, 10).

El estudio cuantitativo de la correlación de los minerales ferroconstituidos muestra que en la mayoría de los casos los principales minerales que se presentan son la magnetita y los productos de su oxidación y hematites (Fig. 12), y solamente en algunos casos de alto porcentaje del Hierro silicático, comienza a jugar un importante papel la ilmenita en la composición de los minerales ferroconstituidos. Como ejemplo se pueden mostrar los granitoides de los macizos de Verjisetsk y de Kamensk-Aduisk en el Ural Medio (Fig. 12). El predominio de la magnetita entre los minerales opacos de los granitoides permite, según su cantidad, en clara correspondencia con el contenido absoluto de Hierro opaco (Fig. 11), dividir las series de los granitoides en “magnetíticas”, con un contenido en hierro opaco mayor del 2%, “magnetitaportadoras”, (0,75- 2%) y “amagnetíticas” (<0,75%).

En el primer grupo se encuentran los intrusivos hipoabisales del tipo formacional gabro-granito, todas las variedades de rocas que se caracterizan por un alto contenido en minerales ferroconstituidos A la serie magnetítica pertenecen también las series monzodiorítica-granítica, en particular las rocas del intrusivo Bayanaulsk en el Kazajstán Central [73] y también los granitos, arriba mencionados, del macizo de Stepinsk. La mayor parte de las series adamellítico-graníticas pertenecen al segundo

grupo, al igual que casi todos los macizos tonalítico-granodioríticos. Las facies más importantes de este grupo, en cuanto a la profundidad, son Mesoabisales. Por fin, a las Amagnetíticas pertenecen los granitos acuosos profundos y algunas series tonalítico-granodioríticas, a menudo metamorfizadas en condiciones de la facies de los esquistos verdes (por ejemplo las rocas del complejo estratiforme en el Ural Sur). Las principales relaciones de la distribución del Hierro en cada serie concreta caracterizan de una manera bastante completa la situación de la línea variacional en los diagramas (Fig. 11), controlando el porcentaje del Hierro en forma silicática y el contenido absoluto del Hierro opaco en porcentajes de peso mediante la determinación global del hierro.

Titanio

Se han obtenido datos precisos también para la determinación del Titanio en los silicatos fémicos y minerales propios de este elemento (ilmenita, esfena y rutilo) en los distintos tipos de granitoides. En los granitos acuosos de la serie amagnetítica más del 80% de la cantidad total de TiO2, correspondiente a un, 0,18-0,3%, se encuentran en la biotita, pero en los granitos anhidros de la serie magnetítica con contenido similar de TiO2, su porcentaje en la biotita y el anfíbol apenas alcanza el 10-40% del contenido global de TiO2 en la roca (Fig. 13). Esta diferencia aumenta aún más considerablemente si se tiene en cuenta que las biotitas y los anfíboles de más alta temperatura en los granitos anhidros se enriquecen notablemente en Titanio en comparación a los minerales homónimos de los acuosos [73]. Entre los granitoides anhidros, las series magnetíticas se distinguen por un reducido porcentaje del Titanio silicático, mientras que en la mayoría de las magnetitaportadoras la mayor parte del Titanio corresponde al anfíbol

Existe un alto grado de correlación entre el porcentaje del Hierro y del Titanio en los silicatos fémicos, que evidencian un parecido de la conducta del Hierro y el Titanio en los granitoides y también en los procesos individualizados que determinan la concentración de estos elementos en unos y otros minerales.

Las principales concentraciones de Titanio opaco se presentan en la ilmenita y la esfena. Estos dos minerales se presentan juntos raramente (Fig. 12). Como resultado de la reacción 3FeTiO3 + 3SiO2 +3CaO +0,5O2 = 3CaTiSiO5 + Fe3O4, en los granitoides de alta basicidad y alcalinidad la ilmenita junto con los óxidos sustituye a la asociación esfena-magnetita. En los granitos normales la ilmenita, como regla es estable seguramente, por eso, en rocas primarias pobres en magnetita los miembros más tempranos y más básicos de la serie contienen la asociación magnetita-esfena, pero los graníticos presentan variedades magnetítico-ilmeníticas debido al alto porcentaje de la ilmenita. Como ejemplo se pueden aducir los macizos Kamensko-Aduisk y Verjisetsk en el Ural Medio (Fig. 12) en los que los granitos contienen ilmenita principalmente, pero en los granitoides de alta basicidad aparece esfena.

Esquema Facial

La distribución del Hierro y el Titanio entre silicatos y óxidos regula la volatilidad del oxígeno. Por esto, con estas distribuciones se correlacionan las particularidades de la composición de los minerales ferríferos, que han estado condicionadas por el régimen del oxígeno: Ferricidad, correlación del grado de ferricidad entre biotita y anfíbol y nivel de oxidación del Hierro (Fig. 14). La última dependencia es particularmente importante. Esta relación indica directamente que el porcentaje del Hierro silicático se presenta como el parámetro más importante de reconstitución-oxídica de

los equilibrios. Esto permite separar basándose en el balance del Hierro las siguientes ferrofacies: titanomagnetítica, magnetítica, magnetitaportadora y amagnetítica (Tabla 3).

La introduccción del término “ferrofacies” permite profundizar las representaciones de las correspondientes series de granitoides que se diferencian en primer lugar por su contenido en magnetita. Las rocas de cada ferrofacies se caracterizan no sólo por un contenido similar de magnetita, sino por la proximidad en algunas particularidades de la composición mineral, que

en Granitoides.

1.- Granitos sin magnetita; 2-4: Rocas de las Series magnetíticas y magnetitoportadoras: 2.- Granitos; 3.- Adamellitas; 4.- Granitoides de elevada basicidad.

Fig. 14.- Dependencia del grado de oxidación del Hierro en la Hornblenda (1) y en la Biotita (2); a partir de la parte del Hierro silicatado en la roca.

Fig. 15.- Dependencia cuantitativa de las Ferricidades en la Biotita y Hornblenda respecto del contenido del dióxido de Titanio en la Magnetita,

1-4: Ferrofacies: 1.- Titanomagnetítica; 2.- Magnetítica; 3.- Magnetito-portadora; 4.- Amagnetítica: a.- Biotita; b.- Anfíbol.

en Magnetita, % peso

Fig, 13.- Correlación de los Campos del Fe y el Ti silicatados

determinadas por el régimen del oxígeno.

La ferrofacies titanomagnetítica es característica de condiciones de alta temperatura, las propias de las separación de la magnetita del fundido magmático o su formación bajo condiciones de metamorfismo en grado granulítico. A juzgar por los datos experimentales y la composición de fenocristales titanomagnetíticos en los efusivos, el contenido mínimo de TiO2 en la titanomagnetita magmática es de un 3-4%, que corresponde a una temperatura ~ 600° con alto contenido en hematites que se forma a partir de ilmenita [101]. La titanomagnetita en los granitoides siempre se asocia con la biotita y anfíboles altamente ferríferos (f >0,6) (Fig. 15). Esto significa que la ferrificación primaria en la biotita y el anfíbol de los granitoides es alta, pero menor de la diferencia ferrífera, asociada como regla con la magnetita pobre en Titanio, y se forman como resultado de la descomposición de los silicatos primarios con separación de esta magnetita en el proceso de enfriamiento de la roca. La permanencia de la paragénesis de los silicatos altamente ferríferos con titanomagnetita está asegurada incluso en el caso de que la evolución postmagmática de los granitoides tenga lugar en condiciones de la ferrofacies amagnetítica, en la que la magnetita poco titanada no se forma.

En los granitoides titanomagnetíticos, normalmente, la ferricidad del anfíbol es mayor que la de la biotita. Antes [73] ya mostramos que en la paragénesis con magnetita asociada a biotita más anfíbol con f ~ 0,6 indica extremos: en zonas de baja ferricidad f Bi > f Am, pero con alta ferricidad, por el contrario f Bi < f Am. Como se deduce de la Fig. 16, el anfíbol es menos estable debido al crecimiento de la volatilidad del oxígeno y se descompone con menor valor de fO2, que la biotita de la misma ferricidad. Estas circunstancias han condicionado el descenso de la ferricidad del anfíbol en comparación con la biotita en condiciones de la facies magnetítica, en donde todos los silicatos presentan un pequeño valor de este parámetro. En la facies titanomagnetítica, es decir con

Facies y Estadio Granitoides Rocas metamórficas de Facies Granulíticas, Anfibolíticas y de Esquistos verdes

Facies del Titanomagnetítica

Estadio Magmático

Facies Auto- Magnetí- Amagne- Titano- Magnetí- Amagnetítica Titanohematímetamórficas tica, Mag- títica. magnetí- tica; Magne- tica (Post-Magmá- netito por- títica (sólo tito portaticas) y Meta- tadora en facies dora. morficas Granulítica)

Subfacies Ilmenito- Ilmení- Ilmenito- Ilmenítica, Magnetí- tica,Sul- Magnetí- Sulfídica tica, Esfe- fídica. tica, Titano-Magne- nohematitítica. tomagnetítica

Tabla 3.- Esquema de las ferrofacies de los granitoides en las rocas metamórficas.

cristalización magmática, el aumento de la ferricidad del anfíbol asegura su mayor ferrofilia, como demostró en toda una serie de trabajos D.S. Korzhinski.

A menudo, en los granitoides titanomagnetíticos se separa en forma opaca tan sólo una pequeña parte del Hierro y las series semejantes en el diagrama de la Fig. 11 se disponen en el campo de las series amagnetíticas o magnetitaportadoras. En las series con alto contenido en magnetita la mayor parte de este mineral se forma, como ya se mencionó, en el estadio postmagmático a partir de los silicatos fémicos

Como se ve en la Fig. 16, el descenso de temperatura y el aumento de la volatilidad del oxígeno reduce el campo de estabilidad de los silicatos primarios magmáticos altamente ferríferos, los cuales se descomponen con la formación de variedades de menor ferricidad y magnetita mediante reacciones del tipo:

2KFe2MgAlSi3O10(OH)2 + 0,5O2 = KFeMg2AlSi3O10(OH)2 + + KAlSi3O8 + Fe3O4 + H2O (BiFe --> Bi + Fsp + Mt) (1)

3Ca2Fe3Mg2Si8O22(OH)2 + O2 = 2Ca2Fe2Mg3Si8O22(OH)2 + + Fe2O3 + Fe3O4 + 8SiO2 + 2CaO + H2O (Am Fe --> Am + H +Mt +Q). (2)

Estas circunstancias condicionan una rigurosa correspondencia entre la ferricidad de los silicatos y la cantidad de magnetita, que también es necesaria como base de la separación de las

Fig. 16.- Esquema de Ferrofacies.

1-4.- Ferrofacies: 1.- Titanomagnetítica; 2.- Magnetítica; 3.- Magnetito-portadora; 4.- Amagnetítica. Límites de estabilidad de los minerales: Biotita (5) y Anfíbol (6) de diferente ferricidad [147]; 7.- Biotita en el campo de la Ferrofacies Titanomagnetítica, indicada por el símbolo H; A-B.- Granate Almandino-Espessartínico [122]; C-D.- Anfibol [139]; E-F.- Esfena[139]. Líneas de equilibrio Tampón (Buffer) se tomaron según datos de [113].

ferrofacies, que reflejan las condiciones del estadio postmagmático de formación de las paragénesis de los granitoides. Todas ellas se caracterizan porque la magnetita se presenta como variedad de baja temperatura y escasamente Titanífera.

En la ferrofacies magnetítica las biotitas y los anfíboles desarrollados con baja ferricidad constantemente, no dependen de la descomposición total de las rocas (Fig. 17). Esta es la característica esencial de la composición de las rocas de la ferrofacies magnetítica. La ferricidad del anfíbol a menudo no supera el valor de 0,45 y la de la biotita de 0,5. Cuanto menor es esta cantidad, mayor es el contenido en magnetita. Por ejemplo, las rocas de la serie de gabro-granitoides de Magnitogorsk en el Ural Sur (Figs. 11 y 17, serie 21) contienen anfíbol poco ferrífero (f = 0,30-0,35) y las mayores cantidades de magnetita son el 1-2% en los granitos y el 7-10% en los gabros. En las rocas de la serie Auerbajovsk, próximas a las anteriores en su contenido de Hierro total (Figs. 11 y 17, serie 26), la ferricidad del anfíbol crece hasta un 0,45 y correspondientemente disminuye la cantidad de magnetita en la roca.

Como resultado de detalladas investigaciones con el microanalizador IJA-5 (operador B.L.Vigorov) al lado de la magnetita escasamente Titanífera predominante, en diversos tipos de granitoides fueron descubiertos relictos de titanomagnetita primaria. Así, en la granosienita del macizo Karabulask en el Ural Sur [88] que pertenece a la facies magnetítica, se determinó la composición de los productos de la transformación de la titanomagnetita primaria. Se diferenciaron los siguientes tipos: Escasos granos ópticamente homogéneos de titanomagnetita (TiO2 6,25%, Mn 2,9%), titanomagnetita con lamelas ilmeníticas (contenido total TiO2 4,8%, MnO 1,6%), y por fín magnetita homogénea escasamente Titanífera, desarrollada ampliamente y siempre asociada con hornblenda (TiO2 1,45, MnO 1,02%). Al lado de la hornblenda predominante de color verde claro (f = 0,35) en estas mismas muestras se descubrieron, con la descomposición que forma magnetita poco Titanada, granos verde oscuros, más ferríferos, de hornblenda primaria. Parecidos ejemplos no son nada escasos: ellos sirven como prueba del origen secundario de la mayoría de la magnetita y de los silicatos fémicos coexistentes con ella.

Fig. 17.- Dependencia de la Ferricidad del Anfíbol (a) y la Biotita (b) de la Ferricidad de las Rocas de las series de Granitoides Magnetíticos (1); Magnetitoportadores (2) y Amagnetíticos (3). Nº de las Series como en la Fig. 11.

Las biotitas y los anfíboles en la ferrofacies magnetítica se caracterizan por un mayor grado de oxidación del Hierro, que refleja el aumento de la volatilidad del Oxígeno en la época de la formación de la paragénesis observada (Fig. 14).

En la facies magnetitaportadora la ferricidad de los silicatos es mayor que en la magnetítica y aumenta con el crecimiento del contenido en sílice de las rocas y su ferricidad total (Fig. 17). El valor de este parámetro para la biotita alcanza el 0,6-0,7, pero para el anfíbol a menudo no supera el 0,5 y solamente en paragénesis con biotita la ferricidad que es mayor de 0,6 crece en su valor y sobrepasa la ferricidad de la biotita. La formación de silicatos con ferricidad más alta que en la ferrofacies magnetítica evidencia la formación de la paragénesis observada en condiciones de descenso de la volatilidad del Oxígeno (Fig. 16). Esta característica ha condicionado la estabilidad de los silicatos, la ferricidad de los cuales solamente se distingue un poco de la de los magmáticos primarios, por esto su formación va acompañada de la segregación de una menor cantidad de magnetita.

La magnetita en esta ferrofacies se presenta como el producto básico de la descomposición del anfíbol con f > 0,5. La disminución del contenido en magnetita en la facies tratada en comparación con la facies magnetítica explica la ampliación del campo de estabilidad de la biotita y el anfíbol, como fuentes para la magnetita pueden servir minerales cuya composición esté limitada a una horquilla más pequeña que en el caso de la facies magnetítica. Más alto grado de pervivencia de las paragénesis primarias se da en la facies magnetitaportadora en comparación con la magnetítica, lo que explica también la mayor diferencia que se da en el carácter del cambio de la ferricidad de los silicatos fémicos y las variaciones en el contenido en magnetita en los granitoides de una y otra facies.

En la facies amagnetítica el recurso de los silicatos fémicos como fuentes de la magnetita se encuentra agotado y este mineral está prácticamente ausente. Una pequeña cantidad de magnetita poco titanífera se forma como resultado de la descomposición de la titanomagnetita primaria según la reacción:

Fe3-xTi xO4 + x/6O2 = (3-2x)/3Fe2O4 + xFeTiO3 (3) y siempre se encuentra asociada a ilmenita.

De esta manera, las series amagnetíticas se presentan o con rocas de la ferrofacies titanomagnetítica, formadas en condiciones amagnetíticas o con rocas amagnetíticas primarias. La ferricidad de la biotita y el anfíbol en la facies amagnetítica, naturalmente, se correlaciona con la ferricidad de la roca total y el valor numérico de estas cantidades está próximo y responden claramente a la ferricidad primaria.

Como minerales característicos de los granitos y granitoides de la ferrofacies amagnetítica se presenta el granate almandínico, que coexiste con biotita, ilmenita o sulfuros. El límite superior de estabilidad de este granate se encuentra próximo a la línea inferior de estabilidad de la annita (Fig. 16), lo que explica la ausencia del almandino en la facies magnetítica, donde se desarrollan menos ferrosilicatos.

La paragénesis de la facies amagnetítica y magnetítica están relacionadas por la siguiente reacción:

= (1-n )H2KMgFe2AlSi3O12 + (1+n )KAlSi3O8 + n Fe3O4 (4)

(Alm + Q + K2O + H2O + O2 = Bi + Or + Mt )

La diferencia en ferricidad del granate y la biotita se compensa con la descomposición de una cantidad equivalente de magnetita. Ya que la titaninidad de la biotita (y el anfíbol) siempre es más alta que la del almandino, entonces en la parte izquierda de la rección (4) puede aparecer también ilmenita.

Las correlaciones examinadas entre la ferricidad de los silicatos y la cantidad de magnetita y otras particularidades de la composición mineral, con el total de los datos que existen, permiten, en el diagrama de la Fig. 16, separar los campos de estabilidad de la biotita y el anfíbol de diferente ferricidad equiponderantes en magnetita, que respondan a las correspondientes ferrofacies. El campo de la facies titanomagnetítica se encuentra limitado por las líneas de las reacciones limitadoras NiNiO y cuarzo-fayalita-magnetita, que son evidentes a partir de las investigaciones de las condiciones de formación de los fenocristales titanomagnetíticos en efusivos de composición ácida e intermedia [101].

En el límite inferior de la facies magnetítica se encuentra la línea de estabilidad de la biotita con ferricidad de 0,5. Esto significa que los silicatos más ferríferos en esta facies no son estables y se descomponen con separación de la magnetita. La ferricidad primaria de la biotita y el anfíbol es variable en rocas de diferente composición (más alta en rocas ricas en sílice). Sin embargo en el proceso de enfriamiento, la ferricidad de estos minerales en las rocas de la serie tratada se equilibra y se acerca al valor estable para condiciones fO2/T ª de la ferrofacies magnetítica. Con este crecimiento del porcentaje del hierro opaco en las rocas más silíceas (Fig. 11) está de acuerdo el frecuente aumento de ferricidad en los silicatos fémicos en comparación con los miembros más tempranos y básico de la serie.

En el límite inferior de la facies magnetitaportadora y superior de la amagnetítica se encuentra la línea de estabilidad del granate almandino-espesartínico, aproximadamente coincidente con la línea de estabilidad de la annita. En correspondencia con esto, en la facies amagnetítica es estable cualquier biotita de no importa que ferricidad y la magnetita no se forma a partir de su descomposición.

En lo que se refiere al anfíbol, de la Fig. 16 se deduce que debido a la menor estabilidad de este mineral por el aumento de fO2, su ferricidad en condiciones de la facies magnetítica y magnetitaportadora no debe sobrepasar el valor de 0,4, lo que en general concuerda con la composición real del anfíbol.

En las rocas metamórficas biotito-anfibólicas de las facies epidoto-anfibólica y anfibolítica de los esquistos verdes alcanza un gran desarrollo la titanomagnetita, que contiene un 10-15% de TiO2. Esto permite separarlas de la facies titanomagnetítica y su campo viene indicado en la Fig. 16 por la letra H. Si en el campo de las facies magnetítica y magnetitaportadora las líneas de estabilidad de la biotita han sido obtenidas en base a datos experimentales [113], entonces en el campo de la facies titanomagnetítica la situación de estas líneas se muestra condicionalmente y refleja la disminución de la ferricidad de la biotita en la paragénesis con titanomagnetita en comparación con la paragénesis magnetítica, lo que evidencia la reducción del campo de estabilidad de las biotitas altamente ferríferas.

Un detallado estudio de la paragénesis de los minerales ferrotitanados en granitoides permitió, entre los límites supuestos de las ferrofacies, separar subfacies minerales. Los principales tipos de paragénesis de los minerales que nos interesan se muestran en la Fig. 18

Dado que entre las coordenadas Fe - Ti - O la biotita y el anfíbol se representan con amplitud y se solapan en su área, entonces se optó por representar un solo punto (Bi) dispuesto aproximadamente en el centro de su campo global. Los tipos triminerálicos de asociaciones no cambian aunque el punto Bi se trasladara en correspondencia con una u otra composición concreta. La ferricidad (en el caso tratado Fe/O) del almandino según los datos naturales debe ser siempre mayor, pero su titaninidad Ti/(Ti+Fe) es menor que la de la biotita y el anfíbol. La composición de los minerales restantes de composición variable responde a los miembros extremos.

Antes de tratar las características de la paragénesis mineral de las distintas subfacies, es necesario detenerse en la composición del importante mineral, para el análisis de las ferrofacies, que es la ilmenita. Al igual que la magnetita, la cual ha sido estudiada más detalladamente, la ilmenita se encuentra en equilibrio con otros minerales y en su mayor parte responde al equilibrio del estadio postmagmático. En los granitoides este mineral se diferencia por un elevado contenido en Manganeso en comparación con la ilmenita de efusivos y rocas metemórficas, todas estas últimas próximas en composición. El contenido de Manganeso en la ilmenita varía fuertemente, relacionándose con la composición de la roca. En la serie homódroma de gabro-granitos la cantidad de Mn en la ilmenita crece 5-10 veces. Constituyen una excepción algunos plagiogranitos en los que la ilmenita se caracteriza por un menor contenido en Mn.

El grado de oxidación del hierro en la ilmenita Fe3+/Fe y también la relación Mn/Fe se relacionan con los parámetros análogos en las biotitas y anfíboles coexistentes. La distribución del Mn entre estos

a,b.- Facies Amagnetítica; subfacies: a.- Ilmenítica; b.- Pirítica; c, d.- Facies Magnetítica y Magnetitoportadora; subfacies: c.- Ilmenito-magnetítica, d.- Esfeno-magnetítica (Se muestran las principales paragénesis).

Fig. 18.- Paragénesis de los Granitoides de diferentes Ferrofacies.

minerales responde al coeficiente de división KD = (Mn/Fe)il /(Mn/Fe)Bi ~ 6±2 sin ningún tipo de ley regular en los distintos tipos de granitoides. Con esta base se puede concluir que la distribución del Mn está controlada en primer término por los factores cristaloquímicos.

Gran significado para la comprensión de la naturaleza de los equilibrios que aparecen en los minerales ferrotitanados la tienen los datos de composición de la ilmenita, bien se encuentre en forma de granos aislados o de lamelas de alteración en la titanomagnetita. Nuestras investigaciones muestran que el contenido en Mn de varias ilmenitas morfológicamente segregadas a partir de una y otra muestra era similar. En aquellas ocasiones en que se da un grano aislado de ilmenita, este tiene una estructura zonada (el contenido en Mn del borde del grano aumenta hasta un 1-2%), la concentración en las lamelas es la misma que la de estas partes externas.

En la magnetita que coexiste con ilmenita aparece una correlación directa entre el contenido de Mn y Ti. En los casos en que en la roca aparece titanomagnetita con contenido variable de Ti e ilmenita, los puntos representativos de la composición de los minerales en las coordenadasTi-Mn se sitúan en una línea. A partir de los numerosos datos que obran en nuestro poder nos referimos a la ya citada granosienita del macizo Karabulak, en la que la ilmenita contiene un 15-16% de MnO (la cantidad de MnO en ilmenita coexistente con magnetita se da más arriba). Dado que la Ulvoespinela en la estructura de descomposición de la titanomagnetita de los granitoides se encuentra ausente, estos datos, por lo ya visto muestran que en ellas a diferencia de las rocas más básicas, la titanomagnetita originariamente se presentaba como solución sólida de la magnetita y la ilmenita manganífera, pero no de la Ulvoespinela. En este caso la correlación directa del contenido de Mn y Ti en la titanomagnetita se explica fácilmente: Cuanto más se ha disuelto ilmenita en ella, mayor es el contenido en Mn. Probablemente el porcentaje del Titanio en la magnetita en forma de ilmenita favorece el aumento del potencial del Oxígeno con que se forman los granitoides.

La ferrofacies amagnetítica, como muestran las observaciones, se caracteriza por una paragénesis de almandino con biotita e ilmenita o pirita (Fig. 18). La asociación biotita-granate-ilmenita está difundida entre las facies altamente alumínicas de los granitos plutónicos acuosos, es decir, en rocas relacionadas con baja alcalinidad. En pequeña cantidad el almandino aparece no sólo en los granitos, sino también en las adamellitas. Precisamente, la aparición del granate en relación con variedades melanocráticas diferencia la serie amagnetítica de la magnetítica, donde el granate aparece sólo en leucogranitos formados como intrusivos complementarios y diques.

Menor difusión tiene la asociación biotita+granate+pirita. Su separación tropieza con algunas dificultades, dado que la pirita frecuentemente se encuentra relacionada con procesos metasomáticos hidrotermales. Sin embargo, se observan complejos completos en los que los granitoides contienen pirita, aunque los mismos no muestren indicios de formación a baja temperatura [32]. En el Ural, como ejemplo de tales complejos puede servir el de los granitos más jóvenes que forman un cuerpo estratiforme y los diques en los granitos plutónicos acuosos más tempranos y sus rocas metamórficas asociadas. En estos granitos es característica la paragénesis biotita+granate+pirita, pero en las variedades sin granate aparece la asociación biotita+pirita+esfena (Fig.18). La paragénesis de pirita con rutilo está ampliamente desarrollada en el Ural Medio (por ejemplo en los macizos de Loguinovsk y Averinsk) donde aparece a partir de la ilmenita mineral, siendo muy característica de los plagiogranitos.

Sobre la base de las paragénesis examinadas entre los límites de la ferrofacies amagnetítica pueden separarse dos subfacies: la ilmenítica (Fig. 18a) y la pirítica (Fig. 18b). Como se deduce de los diagramas correspondientes, en ambas subfacies no es estable la magnetita, y en la pirítica tampoco la ilmenita, que en condiciones de elevada acidez es reemplazada por pirita asociada a rutilo o esfena

Entre los límites de la facies magnetítica (y magnetitaportadora) pueden separarse dos subfacies: la ilmenito-magnetítica y la esfeno-magnetítica (Fig. 18 c y d). La primera se caracteriza por una paragénesis que responde a las principales reacciones (1) y (2) que controlan la formación de la magnetita en el estadio postmagmático, es decir, biotita (anfíbol) + magnetita + ilmenita. A juzgar por el contenido de los fenocristales en los efusivos, esta misma paragénesis se presenta preponderantemente también en el estadio magmático de la formación de las rocas de composición granitoidea. Como se deduce del digrama de la Fig. 18 la esfena en esta paragénesis no es estable, lo que se corresponde con las observaciones sobre la correlación cuantitativa de la esfena y la ilmenita en los granitoides. Los contenidos de estos minerales siempre están relacionados con la dependencia inversa y la aparición de la esfena está acompañada por la desaparición o el fuerte descenso de la cantidad de ilmenita.

En la mayoría de los casos la paragénesis de la subfacies esfeno-magnetítica se presenta como secundaria en relación a la ilmeno-magnetítica. La esfena implica ilmenita o una composición ilmenítica de la titanomagnetita. Según lo ya visto, la formación de la asociación esfena-magnetita es posible también como resultado de la reacción (2) siguiendo el mismo esquema que la ilmenitomagnetítica, es decir, a partir de una descomposición directa de la hornblenda. En este caso la ilmenita, que aparece en una pequeña cantidad juntamente con magnetita y esfena, se presenta como un relicto primario.

Como se deduce de la reacción (4), las paragénesis de la facies magnetítica responden a condiciones de elevada alcalinidad en comparación con las series amagnetíticas, lo que claramente se corresponde con las consideraciones teóricas y las observaciones sobre paragénesis reales.

El aumento de alcalinidad ya en el estadio magmático favorece la formación de magnetita en el tiempo de la evolución consiguiente de la roca. En realidad, con el crecimiento de la alcalinidad se crean las condiciones para la cristalización preferente de la hornblenda, y la descomposición de este mineral, con producción de magnetita, sucede en condiciones de más baja volatilidad del oxígeno que en la biotita (Fig. 16). Precisamente por este motivo, los granitoides hornbléndicos, en la mayoría de los casos, pertenecen a la ferrofacies magnetítica (como ejemplo típico sirve el del complejo de Magnitogorsk).

La alcalinidad ejerce tanta influencia en la descomposición de los silicatos fémicos con producción de magnetita como la volatilidad del Oxígeno. Con el aumento de la alcalinidad disminuye el Aluminio de la biotita y el anfíbol y directamente relacionado con este parámetro disminuye también la ferricidad, lo que a su vez, conduce a la segregación de magnetita. Esquemáticamente el cambio de la paragénesis de los minerales ferro-titanados (subfacies) con el crecimiento de la alcalinidad puede representarse de la siguiente manera: pirítica– ilmenítica– ilmeno-magnetítica– esfenomagnetítica.

La legitimidad de semejante construcción se corrobora con las observaciones geológicas, las

cuales evidencian la correlación entre las ferrofacies de los granitoides y el carácter de su aureola de exocontacto. Como ejemplo sirve la región Korchaisk en el Ural Sur. En esta región los granitoides se presentan en tres complejos que se forman en condiciones de diferentes ferrofacies: el de Stepinsk, monzonito-granítico, con alta alcalinidad (subfacies esfeno-magnetítica), el granito de Dzhabyks (subfacies ilmenítica de la facies amagnetítica) y el del complejo de los granitos jóvenes que forman cuerpos intrusivos en los granitos mencionados más arriba y rocas encajantes (subfacies pirítica). El carácter de las transformaciones en el exocontacto que acompañan a cada uno de estos complejos corresponde a la valoración de las condiciones de formación de diferentes ferrofacies. Con el macizo de Stepinsk se encuentra relacionada la zona de metasomáticos cuarzo-feldespáticos alcalinos,con el de Dzhabyksk, las metasomatitas moscovito-feldespáticas que evidencian soluciones menos alcalinas y por fín en los exocontactos de los granitos jóvenes se desarrollan procesos de lixiviación ácida.

El carácter de las actividades postmagmáticas que acompañan a cada uno de los complejos examinados, cambia en conformidad con el conocido esquema de D.S. Korzhinski. Sin embargo, las primeras y más intensas manifestaciones de los estadios de transformaciones postmagmáticas, que mezclan las rocas claramente relacionadas con las ferrofacies de los granitoides emparentados, evidencian que las características del régimen de fluidos determinan no sólo la formación de una u otra ferrofacies, sino también el carácter de la aureola de exocontacto del macizo.

La elaboración del estudio sobre las ferrofacies de los granitoides y rocas metamórficas constituye un intento para relacionar la investigación petrológica con el estudio de la especialización metalogénica y los potenciales recursos minerales que poseen los complejos rocosos. En realidad, en la base del análisis de las ferrofacies se encuentra el estudio del proceso mineralizante, productos del cual (magnetita, ilmenita y otros minerales ferrotitanados) se encuentran difundidos en las rocas. Las exposiciones de mayor representatividad permiten una comprensión más profunda, por ejemplo, de la relación causal entre los yacimientos de tipo skarn magnetítico y las serie magnetíticas de los granitoides, la cual hace tiempo que con seguridad ha sido establecida en el Ural y otras regiones de la Unión Soviética y del mundo. Esta relación está condicionada por el hecho de que el emplazamiento del intrusivo produce en la aureola una influencia en sus condiciones fisico-químicas de la ferrofacies magnetítica, la cual da lugar a una masiva producción de magnetita a partir de los silicatos fémicos, tanto en el intrusivo como en las rocas encajantes. En aquellos casos en que se producen las condiciones para el paso de magnetita en estado móvil, este mineral puede resedimentarse en acumulaciones mineralizadas. La zona de paso de la magnetita constituye metasomatitas alcalinas, rocas “aclaradas” características de los yacimientos de tipo “Skarn” magnetítico. Con la formación de estas rocas el Titanio permanece inerte y se fija en la esfena. El diferente comportamiento del Hierro y el Titanio constituye una particularidad característica del comienzo del propio proceso mineralizante. Con la difusión de la formación de magnetita en los mismos granitoides y rocas encajantes ambos elementos se conducen de forma inerte de modo parecido.

Como es conocido, las series potencialmente productivas en mineralizaciones de tipo Skarn magnetítico poseen una composición química con características determinadas [24]. Sin embargo, según lo ya visto, la condición necesaria para la realización de este potencial de producción se presenta con el proceso de formación de los intrusivos en la ferrofacies magnetítica. Como ejemplo pueden servir dos complejos de gabro-granitoides del Ural, cercanos por su posición geológica y petroquímica y pertenecientes según estos parámetros al potencial mineralizante: Magnitogorsk e

Irguizsk [73]. El primero de ellos se formó en condiciones de la facies magnetítica y se caracteriza por el amplio desarrollo de magnetita poco titanífera asociada con anfíboles poco ferríferos y biotitas, con un alto porcentaje del hierro en forma opaca (Fig. 11) y acompañado de grandes yacimientos de Hierro. El complejo de Irguizsk finalizó su proceso formativo en condiciones de la ferrofacies titanomagnettítica. En las rocas del complejo la titanomagnetita, con un contenido del 8-10% de TiO2 está asociada con silicatos altamente ferríferos (fBi = 0,67, fAm = 0,69), el porcentaje del Hierro opaco, incluso en granitos, es de alredredor del 65% y los yacimientos de skarns magnetíticos, en relación con este complejo, se encuentran ausentes.

Para la valoración de la productividad local de las zonas de exocontacto potencialmente productivas de los intrusivos de la ferrofacies magnetítica en mineralizaciones de tipo skarn magnetítico es importante comparar la intensidad de los procesos de oxidación que se originan en el intrusivo y en su aureola de contacto, es decir, comparar la ferrofacies de las rocas intrusivas y las volcánicas mezcladas próximas en composición química. Como índice de intensidad del proceso puede servir el porcentaje del Hierro opaco. Como terrenos con perspectivas se dan las zonas de exocontacto, donde el porcentaje de Hierro opaco en las volcanitas encajantes no es menor que el de las rocas intrusivas. Solamente en este caso se puede hablar de tal influencia del intrusivo en el contacto, la cual produce una mineralización magnetítica de tipo metasomático de contacto.

No menos clara es la relación entre las ferrofacies de los granitoides y otros yacimientos minerales. Así, la mayor parte de los yacimientos Auríferos están asociados a granitoides de la facies magnetitaportadora, y los yacimientos de Estaño y algunos tipos de metales raros con los granitoides de la facies amagnetítica.

Fin del Volumen I (capítulos 1 y 2)