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

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 II

Revisor:

Miembro correspondiente A.C. de la URSS

A.M. DYMKIN

Moscú

“Nauka”

1987

CAPITULO TERCERO

LOS AUTOLITOS Y SU SIGNIFICADO PARA LA DETERMINACION DE LA NATURALEZA Y REGULARIDAD DE LA EVOLUCION DE LAS SERIES INTRUSIVAS

Una característica peculiar de los cuerpos intrusivos es su heterogeneidad, que se traduce en una composición polifásica, encontrándose variaciones de composición de las rocas en una u otra fase relacionadas con procesos de diferenciación e hibridación, con la existencia de cuerpos filonianos y diferentes inclusiones. El desciframiento de la naturaleza de tal heterogeneidad ayuda a la restauración de las condiciones de formación y evolución de los intrusivos.

Las inclusiones en las rocas intrusivas tienen un origen diferente. Se diferencian los siguientes grupos principales:

1- Relictos del sustrato a partir del cual se fundió el magma.

2- Xenolitos de rocas del encajante (xenolitos locales) y de rocas absorbidas por el magma en profundidad durante el proceso de intrusión (xenolitos profundos).

3- Autolitos como productos autogenerados en el sistema magmático, que poseen diferente origen. A ellos pertenecen los fragmentos de rocas de etapas tempranas de la formación del intrusivo, productos de la segregación de los minerales en diferentes etapas de la cristalización, repetidas desintegraciones en inyecciones en un fundido aún no solidificado, etc.

En este capítulo nos detendremos en las inclusiones del último grupo, las cuales son las más usadas en los granitoides y desde hace mucho tiempo se han denominado por los diferentes nombres de “autolitos” e inclusiones “homeogénicas” y “emparentadas”1. En los gabroides los verdaderos autolitos se encuentran raramente. La segregación de diferentes fases de cristalización en los gabros, a consecuencia de la más baja viscosidad del fundido básico, a menudo se manifiesta en forma de diferentes tipos de texturas bandeadas. Por esto trataremos fundamentalmente de granitoides.

Los autolitos se encuentran ampliamente desarrollados en los granitoides. Como regiones clásicas de su presencia, donde han sido detalladamente estudiados y descritos, se encuentran los batolitos de Américas del Norte [92], el Macizo Central Francés [105] y los granitoides tardicretácicospaleógenos de la Primoria (costa del extremo Oriente de Rusia. N. del T.) [38]. Conocimientos fragmentarios sobre autolitos que fundamentalmente se refieren a su génesis se encuentran contenidos en muchos trabajos soviéticos y extranjeros. En conjunto, los autolitos quedan como un objeto poco estudiado, ante todo porque muchos investigadores no los consideran como una verdadera variedad de inclusiones y los engloban junto con los xenolitos. Esto pertenece también en la práctica al trabajo geológico de rodaje. En la mayoría de los casos este importante objetivo, en general, no se presenta como objeto de especial investigación.

Entre tanto, la amplia difusión de los autolitos, independiente de la composición del tipo de rocas que contiene el macizo por un lado y el estrecho parentesco material con las inclusiones de los granitoides por otra, pero también la serie de características y repetidas peculiaridades de estas formaciones, permiten considerar los miembros regulares de las series granitoídicas y utilizarlas para la solución de las principales cuestiones de la petrogénesis y el desciframiento de las particularidades 1.- El sentido de estos términos se encuentra próximo. La preferencia dada al término “autolito” está condicionada por su brevedad y claramente se contrapone de una manera semántica al término “xenolito”.

del mecanismo del proceso formativo y evolutivo de los granitoides.

DIFUSIÓN DE LOS AUTOLITOS

Los autolitos no aparecen en todos los tipos de granitoides. Se presentan como parte integrante de los macizos hipo y mesoabisales que forman series homódromas de rocas, es decir, macizos del grupo volcano-intrusivo. La posición tectónica de los granitoides, las características de su composición material y la composición de las rocas incluidas no muestran una influencia visible en la difusión de los autolitos. Estos se encuentran tanto en series gabro-plagiograníticas de etapas tempranas geosinclinales (por ejemplo en el macizo Severo-Jabarinsk del Ural Sur [88], como en diferentes gabro-granitoides poco potásicos y potásico-sódicos de tipo orogénico de las series tonalito-granodioríticas y adamellitico-graníticas.

Es importante subrayar la falta de dependencia entre la composición de los autolitos y el encuadre geológico de esas rocas. Como ejemplos claros pueden servir los macizos tonalítico-granodioríticos Devónicos de Krasñinsk y los del Carbonífero temprano de Vladimirsko-Kulevchinsk. El primero ocupa la parte oriental de la zona volcanogénica de Magnitogorsk, intercalado entre efusivos básicos y el segundo situado en el Transural está intercalado entre rocas sedimentarias. Las inclusiones en los granitoides de uno y otro macizo son practicamente las mismas y presentan rocas del tipo dioritas cuarcíferas porfídicas. La ausencia de relación entre la composición de los autolitos y de las rocas encajantes de los macizos de granitoides constituye uno de los principales argumentos a favor de que la aparición de los autolitos no depende de la situación geológica externa y determina una relación con el desarrollo propio de las series de granitoides.

Esta situación confirma además que en la mayor parte de su desarrollo los autolitos aprovechan la diferenciación ininterrumpida de las series calco-alcalinas de tipo barofílico, en las que están difundidas las rocas de composición intermedia: tonalitas, granodioritas, monzonitas cuarcíferas, etc. (ver capítulo 8). Como contraste, en las series diferenciadas barofóbicas los autolitos no aparecen siempre, sino sólo en aquellas subseries que tienen rasgos calco-alcalinos barofílicos y contienen rocas de composición intermedia entre gabros y granitos. Por ejemplo en la serie de Magnitogorsk, los macizos de Magnitogorsk y Kuibasovsk compuestos de series típicas barofóbicas gabro-graníticas no contienen autolitos, pero en el macizo Mosovsk aparece un amplio desarrollo de autolitos de sienogranodioritas y granosienitas con signos de la serie calco-alcalina barofílica. Una situación análoga aparece en el macizo Karabulak de la serie de Magnitogorsk ya descrito con anterioridad [88].

No es casual que la mayor parte del desarrollo de los autolitos ocurra en series típicas calcoalcalinas del tipo formacional tonalito-granodiorítico. Como se mostrará en el capítulo 8, las especificidades de tales series condicionan mucho la regularidad de su evolución, que se origina relacionada con condiciones profundas. De esta manera, la intensidad del desarrollo de los autolitos es una señal simple e intuitiva que puede servir como uno de los criterios de tipificación de las series.

En los granitos palingenéticos del grupo plutónico que presentan productos de cristalización de magmas ricos en agua, los autolitos están ausentes. En tales granitos las inclusiones que aparecen o son xenolitos de rocas metarmofizadas en diverso grado incluidas en el macizo, o restitas melanocráticas refractarias, residuos del sustrato a partir del cual se fundió el magma granítico.

CARACTERÍSTICAS GEOLÓGICAS DE LOS AUTOLITOS

Los autolitos forman inclusiones de tamaño pequeño (desde algunos cm2 hasta 1-2 m2) y presentan a menudo un carácter más melanocrático y un grano más fino que las rocas del encajante granítico. La forma de los autolitos es redondeada, esférica o incluso elipsoidal. En los macizos compuestos por unas cuantas variedades de granitoides puede verse claramente que los autolitos presentan diferentes aumentos de la basicidad: tonalitas, granodioritas y adamellitas [73, 92, 105, 117]. Estos autolitos pueden ser llamados inclusiones, en el sentido estricto de la palabra, sólo cuando están próximos en composición a las rocas encajantes. En las dioritas cuarcíferas (tonalitas) las gabrodioritas; en las granodioritas las dioritas; en las adamellitas las granodioritas, etc. Las inclusiones de gabro en granitos se presentan ya claramente como distintos cuerpos elongados . Las acumulaciones de tales cantos alcanzan gran difusión como brechas eruptivas, productos de la fracturación de los gabroides solidificados tempranamente que se separan más tarde de un fundido granítico de baja temperatura.

La distribución de los autolitos en los macizos obedece a una serie de características. Frecuentemente se encuentran dispersos de una manera regular por todo el macizo o en grandes partes de su estructura (1-2 autolitos por cada 1-2 m2), pero a veces forman acumulaciones locales de “enjambres” con formas estratiformes o lenticulares. A menudo en unos y otros macizos estas dos formas de presentación de los autolitos se encuentran juntas y entonces las zonas enriquecidas en autolitos se diferencian claramente del fondo de granitoides que casi no los contienen.

Como ejemplo típico pueden servir los granitoides aflorantes en las islas del golfo de Pedro el Grande situadas al Sur del monte Vladivostok. Las relaciones que se observan aquí demuestran las más importantes características de los autolitos, las cuales se repiten en muchos otros lugares.

En la isla Popov, en el acantilado de la orilla oriental, en un afloramiento que se extiende por más de 1 km aparecen granitos hornbléndicos micropegmatíticos, cuya composición química se muestra en la Tabla 4 (anál. 1). Las inclusiones en estos granitos son raras (por ejemplo una cada 2-3 m2) y no forman nada parecido a acumulaciones. En la parte Septentrional del afloramiento, en la zona del cabo Projodni aparecen claramente manifestados niveles en los que el granito está enriquecido en autolitos (Fig. 19a). Uno de estos niveles, aflorante en la parte superior de la terraza costera está fuertemente erosionado, sin embargo, el segundo nivel aflora en toda su potencia. Su límite superior presenta abundantes inclusiones con composición de sienogranitoides (Tabla 4, anál. 4). En la parte superior del nivel las inclusiones son más pequeñas. En la parte del contacto, en una franja de 0,5 m los autolitos tienen medidas de 2-5 cm. Más abajo su tamaño crece rápida, pero gradualmente y a 2-3 m de distancia del límite superior del nivel las inclusiones alcanzan un tamaño medio de 20-50 cm que se conserva en todo el intervalo accesible a la observación (~0,5 km). Se ha calculado mediante fotografías que las inclusiones ocupan el 40-50% del afloramiento local. La composición de las rocas que cementan las inclusiones varía regularmente de Sur a Norte (es decir, con el aumento de nivel de erosión del corte) desde granítica en la parte superior del nivel con inclusiones, hasta sienogranodiorítica (Tabla 4, anál. 2, 5). El límite entre los granitos y las sienogranodiorítas que cementan las inclusiones es gradual, aunque tiene lugar en una pequeña distancia (3-5 m).

Es importante señalar que la composición más difundida en los autolitos, está próxima

a la sienogranodiorítica del granito que cementa las inclusiones en la parte Septentrional del afloramiento. Las inclusiones aquí, en la mayoría de los casos, son dioritas cuarcíferas (Tabla 4, anál. 6). Los granitos en aquella parte del corte donde contienen pocos autolitos son visiblemente más melanocráticos y están enriquecidos en Magnesio, Hierro y Titanio en comparación con los granitos del nivel enriquecido en autolitos (Tabla 4, anál. 1, 2).

En conjunto, la composición de los autolitos en los granitos varía desde granosienítica (Tabla 4, anál. 3) hasta sienogranodiorítica (predominante) y de diorita cuarcífera, en cemento sienogranodiorítico predominan, como señalamos, las dioritas cuarcíferas.

En los granitos por encima de muchas inclusiones, sobre todo las grandes, se encuentran “gorras” (concentraciones) de rocas de composición sienogranodiorítica (Tabla 4, anál. 7) las cuales fueron descritas por primera vez en la Primoria por S.A. Korenbaum y G.A. Valui [38]. Las rocas de las “gorras” se distinguen de los granitos por un aumento del carácter melanocrático y un alto contenido en plagioclasa aproximadamente de la misma composición que en el granito. Estas “gorras” se encuentran próximas, por composición química, a las inclusiones más difundidas y al cemento sienogranodiorítico de la parte Norte del afloramiento. A pesar de la proximidad en composición el contacto inferior de las “gorras” con el autolito siempre es brusco, pero el superior con el granito es vago (Fig. 19b). Las condiciones de yacimiento y las particularidades petrográficas de las “gorras” sienogranodioríticas sobre las inclusiones conducen a la conclusión de que su formación es el resultado de la sedimentación sobre las inclusiones de minerales de un fundido que cristaliza. La composición parecida de las rocas de las “gorras”, la mayor difusión de las inclusiones y de aquellas rocas que cementan las inclusiones en la parte septentrional del afloramiento, evidencian que la estratificación a gran escala de los granitoides y el aislamiento de los autolitos y las “gorras” sobre ellos surgen como resultado de una cristaslización diferenciada gravitacionalmente.

Desde estas situaciones se comprende el mayor carácter leucocrático del granito en el nivel con autolitos, en comparación con el granito que no contiene una gran cantidad de inclusiones. En el primer caso parte de los componentes fémicos se concentran en los autolitos, lo que conduce al empobrecimiento en ellos en las rocas encajantes de los autolitos. En los granitos sin inclusiones la presencia de segregaciones de silicatos fémicos y en parte de la plagioclasa se produce de otra forma. Estos minerales aquí se encuentran en forma de pequeñas (5-10 mm) zonas distribuidas inhomogéneamente en la masa rocosa.

Si con el cálculo de la cantidad de autolitos y su composición se cuenta la composición global de los bloques en la sección examinada del macizo, entonces el contenido medio en sílice en los granitos sin inclusiones resulta ser del 72,7%, en el nivel con cemento granítico del 69% y en el nivel con cemento sienogranodiorítico del 65%, es decir, lo acostumbrado para el ambiente de los macizos estratiformes, complicado con la segregación de los productos tempranos de la cristalización de los autolitos.

Presencias análogas se encuentran también en otras islas, que conseguimos visitar gracias a S.A. Korenbaum. La abundancia de autolitos siempre está acompañada por una clara manifestación de los procesos de cristalización fraccionada. Por ejemplo, en la orilla Sur de la isla Moiseyev casi sobre cada inclusión pueden verse “gorras” granodioríticas de 20-25 cm de espesor. En aquellos casos en que la cementación de la roca es granodiorítica, al lado de las “gorras” se manifiesta claramente la

estratificación de este cemento con la separación del residuo del fundido granítico (Fig. 20). En la porción más joven del fundido, representada en la parte inferior de la Fig. 20, esta estratificación se muestra claramente: En la parte superior aparece una delgada zona de granitos aplíticos (granófidos), las cuales hacia abajo se transforman gradualmente en granitos micropegmatíticos hornbléndicos, aún más abajo, tras 0,5-1 m cambian a sienogranodioritas horbléndicas, que son las rocas principales del cemento (Tabla 4, anál. 8, 9).

Es importante señalar lo siguiente. La última porción del fundido se abre camino en rocas ya completamente consolidadas, cortando tanto el cemento como los autolitos contenidos en él. La existencia de “gorras” sienogranodioríticas sobre muchas inclusiones en la fase inferior, más joven, evidencia que la separación de los autolitos tuvo lugar “in situ” por el proceso descrito de estratificación local del fundido. Si bien los contactos intrusivos de diferentes porciones del fundido cortan las inclusiones, el límite entre los diferenciados intracamerales rodean los autolitos (Fig. 20).

Estos hechos tienen un significado de primer orden para la comprensión de la naturaleza de las inclusiones y el mecanismo de formación de los macizos intrusivos. En parte, evidencia que el macizo se forma mediante una sucesiva y repetida introducción en el volumen que ahora ocupa el intrusivo, de pequeñas porciones del magma, bien de la misma composición que la precedente, bien fraccionado en una u otra medida, es decir, más ácido. En el lugar, es decir, en la cámara ocupada por el macizo, tiene lugar una ulterior diferenciación con separación de fracciones líquidas más ácidas y sólidas y más básicas (autolitos). Tal es el camino, según lo observado, por el que se forman los complicados intrusivos polifásicos.

Los ejemplos descritos no agotan toda la variedad de distribución de los autolitos en los diferentes macizos. Frecuentemente, los autolitos se encuentran regularmente dispersos por todo el volumen del intrusivo. Tal distribución es característica de grandes masas de granitoides homogéneos por su composición. Por ejemplo, el gran macizo Koitezeks del complejo Alichursk en el Pamir, compuesto fundamentalmente por granodioritas biotito-hornbléndicas, composición que casi no cambia en una sección vertical de 2,5 km desde la base al techo. Los autolitos presentan principalmente composición tonalítica en la zona de la base, en la parte central y en el techo del macizo y se encuentran normalmente en similar cantidad (1 autolito cada 1-2 m2), siendo constante también su tamaño medio. Tal regularidad en la distribución es característica también de muchos cuerpos adamellíticos y granosieníticos. La segregación que formaliza los autolitos adecuadamente, en estos casos, como en la isla Popov, está acompañada por la presencia de pequeñas acumulaciones melanocráticas compuestas fundamentalmente de minerales fémicos y plagioclasas distribuidas regularmente en la masa rocosa y que le confiere una peculiar estructura.

En toda una serie de macizos los autolitos muestran una importante preferencia por las zonas del endocontacto, lo que se relaciona con una cristalización más irregular del magma en estas zonas.

La forma de los autolitos es bastante característica. Los autolitos típicos siempre presentan forma oval con límites netos. Sus medidas varían ampliamente. En los casos en que los autolitos son pocos y se encuentran distribuidos uniformemente en el macizo su tamaño no sobrepasa los 50 cm (a menudo 5-10 cm).

En lugares de acumulación de autolitos, a veces, se presentan inclusiones más grandes,

hasta 3-4 m. Tales inclusiones frecuentemente poseen un aspecto efusivo y una forma peculiar. De éstas son característicos los límites sinuosos, que en bastantes ocasiones adquieren extravagantes contornos formados por vetas (Fig. 19 c y 21), que claramente los diferencian de los típicos autolitos elipsoidales. Frecuentemente tales inclusiones “efusivas” forman acumulaciones próximas por su forma a fragmentos de una capa previa, diques o venas (Fig. 19 c), que subraya no sólo la distribución estratiforme de las propias inclusiones, sino también su contorno paralilepipédico.

Un horizonte de tales inclusiones en granitos aflora en la isla Popov y se muestra en la Fig. 19c

A diferencia de los más difundidos autolitos elipsoidales de composición sienogranodiorítica, las inclusiones paralilepipédicas reabsorbidas tienen composición de diorita cuarcífera (Tabla 4, anál. 10-11). Según el microscopio, están compuestos por un agregado de plagioclasa y hornblenda con textura ofítica, los microbloques que se encuentran cementados por el agregado cuarzo-feldespático son micropegmatíticos o tienen estructura tabular-granuda y composición granítica. En la parte externa de las inclusiones la cantidad de este material granítico crece, como señalan los análisis 10 y 11.

Con base en las peculiaridades petrográficas de las rocas y las formas específicas compuestas por ellas, se puede suponer que precisamente tales inclusiones se interpretan, por una serie de investigadores, como fragmentos de diques intruidos en un fundido no completamente solidificado.

TEXTURA Y COMPOSICIÓN MINERAL

La característica general de la textura de los autolitos consiste en que siempre son de grano más fino que los granitoides inclusores. Esto claramente se refiere sólo a la medida del grano de la masa principal, puesto que los enclaves en los autolitos a menudo están próximos en tamaño a los de los minerales correspondientes de los granitoides.

Ya señalamos antes [73], que las series de granitoides se caracterizan por una variación regular del tamaño medio de los granos de las rocas con crecimiento homódromo sucesivo. En las etapas iniciales del desarrollo, el tamaño de los granos de cualquier serie de granitoides en cada miembro sucesivo de la serie crece y alcanza el máximo en las rocas de la fase principal intrusiva. Al mismo tiempo, cada una de las rocas subsiguientemente más jóvenes tiene un grosor de grano claramente menor y solamente las pegmatitas violan esta ley. Consiguientemente, los integrantes de una serie de rocas con crecimiento del grosor de los granos se forman en un proceso de separación del magma en la principal fase intrusiva y los autolitos, más tempranos y de grano más fino que los granitos inclusores, constituyen un miembro del colectivo de este proceso.

Los autolitos presentan algunas particularidades generales coincidentes en su textura con los granitos inclusores. Sobre todo, esto aparece claramente en aquellos tipos de granitos que tienen una clara manifestación de su textura. Por ejemplo, los granitoides Rapakivi del macizo Berdiaushk en el Ural, que contienen numerosos autolitos con textura Rapakivi. La cantidad de tales ejemplos podría aumentarse.

Como es conocido, la textura es uno de los principales criterios para la pertenencia facial de los granitoides. En las variedades hipoabisales de los granitoides alcanzan gran desarrollo las texturas “eutectoides” micropegmatíticas condicionadas por una cristalización rápida simultánea del cuarzo

y el feldespato. La micropegmatita cementa las divisiones tempranas de plagioclasa y minerales fémicos, en muchas ocasiones porfíricas. En las variedades más profundas predomina la textura equigranular hipidiomórfica, a menudo mirmequitas [73].

Análogamente, según las peculiaridades texturales se diferencian los autolitos de los granitoides de diferentes fases. En las variedades hipoabisales los autolitos frecuentemente tienen textura micropegmatítica, aunque los más típicos presentan diferencias, con texturas tipicamente hipidiomórficas: los intersticios entre listones de plagioclasa a menudo están formados por agregados esferolíticos formados por los minerales restantes. Estos esferolitos representan el estadio inicial de separación de los autolitos. Bastante frecuente es la textura porfírica con enclaves de plagioclasa, pero también de minerales fémicos. En los granitoides mesoabisales los autolitos se caracterizan por una textura en la que el idiomorfismo de la plagioclasa no aparece tan claro, sino que a menudo están constituidos por mirmequitas. Con frecuencia se encuentran recristalizaciones que dan lugar a texturas próximas a la granoblástica. Como regla, la diferencia en el grosor medio del grano de los granitoides y autolitos se manifiesta más debilmente que en el caso de la facies hipoabisal.

Semejante correlación de la textura de los granitos y autolitos de diferentes facies de profundidad se manifiesta también claramente entre los límites de uno y otro macizo en diferentes condiciones de la profundidad de erosión de la seción. En el macizo tonalito-granodiorítico de Krasñinsk [73], en su parte apical se desarrollan grandioritas biotito-hornbléndicas de textura micropegmatítica con inclusiones de composición diorítica cuarcifera, las cuales asimismo contienen facies micropegmatíticas, pero en menor cantidad que las granodioritas. Es característico que el grosor de las acumulaciones micropegmatíticas en la granodiorita junto al contacto con las inclusiones disminuya, lo que puede explicarse como debido el enfriamiento Con el aumento del nivel de erosión del corte, las granodioritas se transforman gradualmente en dioritas cuarcíferas, que también contienen inclusiones pero de carácter más básico. Las dioritas cuarcíferas presentan un tamaño de grano medio (2-3 mm) en rocas con textura tipicamente hipidiomórfica. De una manera aproximada esa misma textura la poseen también las inclusiones, pero en ella el tamaño de los granos es menor (1-2 mm) y presentan agregaciones porfíricas de plagioclasa. La existencia de enfriamiento en el contacto con los autolitos está relacionada con los granitoides hipoabisales y sobre todo está claramente presente en variedades con textura micropegmatítica.

Las peculiares texturas descritas de los autolitos y de los granitoides encajantes evidencian en primer lugar la isofacialidad de unas y otras rocas y en segundo, la cristalización más temprana de los autolitos en comparación con los granitoides.

Análogas deducciones se consiguen del análisis comparativo de la composición mineral. A menudo, los autolitos y los granitoides encajantes están compuestos por minerales parecidos. En relación con lo cual, la composición general de los autolitos es más básica, en ellos frecuentemente se presentan minerales que poseen una situación más alta en la serie de reacción de Bowen. Por ejemplo, los granitos biotíticos se corresponden con autolitos biotito-hornbléndicos, etc. La composición de minerales formadores de rocas homónimas en los granitoides y autolitos está próxima. Al mismo tiempo, aparecen diferencias sistemáticas esenciales condicionadas por la diferente composición global de las rocas. Así, las determinaciones de la composición de la plagioclasa evidencian que en los autolitos la plagioclasa tiene un núcleo más básico, mientras que la composición de las zonas

medias y externas de los cristales en granitoides y autolitos coinciden. La composición global de la plagioclasa en granitoides y autolitos está relacionada directamente por una dependencia mutua, de tal manera que la diferencia entre ellas es más fuerte cuanto más alta es su basicidad.

COMPOSICIÓN QUÍMICA

En la Tabla 5 se dan los análisis representativos de diferentes tipos de granitoides y sus autolitos, pertenecientes a la colección del autor. Junto con los cálculos aportados más arriba (Tabla 4) y los datos bibliográficos, este material es suficiente para una correcta comparación de su composición y aportan características específicas de la composición química de los autolitos.

Como se deduce de la Tabla 5 y de la Fig. 22, los autolitos siempre están empobrecidos en sílice y enriquecidos en todos los demás elementos petrogenéticos. Sólo en algunos autolitos el contenido en K2O es menor respecto a los granitoides encajantes.

El cambio de composición química en los pares ligados granitoide-inclusión responde a la principal tendencia correspondiente a la serie de rocas que está muy claramente expresada en la conducta de los componentes fémicos (Fig. 23). Para los autolitos es característica la misma tendencia general del quimismo que para las rocas encajantes granitoídicas: en las series potásicas están enriquecidas, pero en las plagiograníticas están empobrecidas siempre en potasio, en las series de alta alcalinidad tienen una inclinación monzonítica y en las altamente ferríferas se produce un aumento de la ferricidad, etc. Esta ley se refleja en la correlación del contenido de los elementos en los pares autolito-granitoide encajante (Fig. 22a).

Al mismo tiempo, los autolitos poseen también algunas particularidades específicas en su contenido químico, las cuales se presentan en todos los tipos de series. Según el contenido en CaO y en metales alcalinos los autolitos se diferencian regularmente de las rocas intrusivas reales de la misma serie. El contenido en CaO en ellas es habitualmente más bajo, pero el de metales alcalinos es más alto que en las fases fraccionadas correspondientes por contenido en sílice, que representa la composición del fundido magmático. Esta importante ley característica se ilustra en las Figs. 23 y 24, en las que con claridad se observa que los granitoides y las inclusiones, independientemente de la pertenencia facial y formacional de las series, sistemáticamente se diferencian por el contenido en los elementos mencionados.

Tal especificidad de la composición química de los autolitos, como también sus particularidades mineralógicas (proximidad de la composición global de la plagioclasa en autolitos y granitoides con significativo aumento del contenido en los primeros de minerales fémicos), reflejan una tendencia sienítica en los autolitos y está relacionada, según lo ya visto, con el modo de formación, dado que su manifestación en las series de rocas se diferencia por composición química y posición geológica.

Como se mencionó más arriba, en el Capítulo 1, y se demostró detalladamente antes [73, 88], la mayoría de los granitoides cristalizan en dos etapas. Los productos de la primera etapa de cristalización consisten en plagioclasa y minerales fémicos (cotéctico “gabroico”) y a la segunda pertenecen el cuarzo y el feldespato alcalino (cotéctico “granítico”). En las rocas hipoabisales los productos de la primera etapa de cristalización forman granos idiomórficos, los cuales son cementados por los granos del cotéctico granítico. Según la composición conocida de los minerales es posible calcular, por ejemplo, la composición de los productos de la primera etapa de cristalización [73]. Como resultó, esta

composición está muy de acuerdo en el cuadro del sistema Ab-Fem-An con la composición global de los autolitos de los mismos granitoides que se mostraron en el ejemplo del macizo tonalitogranodiorítico-granítico de Krasñinsk (Fig. 25).

Es necesario además prestar atención a una importante característica de la composición química de los autolitos. Regularmente, el contenido en componentes volátiles (Flúor y Fósforo) en ellos es algunas veces más alto que en los granitoides del encajante (Fig. 22) y supera el contenido en estos elementos en las fases correspondientes por el contenido en sílice de las facies subdivididas de las series.

Con esta regularidad se muestra también de acuerdo la distribución del Flúor en el apatito incluido en diferentes minerales petrográficos de los autolitos. En los granitoides se diferencian dos grupos de apatito que se separan por el contenido en flúor. En la plagioclasa y la hornblenda, es decir, en los minerales de la primera etapa de cristalización se incluyen los apatitos bajos en Fósforo y en el cuarzo y el Fto-k los altos en Fósforo (capítulo 1, Fig. 3). En los autolitos esta tendencia general se manifiesta débilmente. Las inclusiones de apatito en diferentes minerales de los autolitos contienen una cantidad parecida de Flúor, aproximadamente la misma que en el apatito incluido en los minerales de la segunda etapa de cristalización de los granitoides encajantes y el Fto-k (Fig. 26). Estos datos indican la cristalización aproximadamente simultánea de todos los minerales de los autolitos, así como que los autolitos formados a partir del fundido están enriquecidos en Flúor en comparación con los que cristalizan en un ambiente granitoídico. Lo último confirma, al menos parcialmente, un más alto contenido en Flúor en el anfíbol y la biotita de los autolitos en relación con los mismos minerales de los granitoides del encajante. De esta manera, el habitualmente más alto contenido en Flúor de los autolitos (Fig. 22) se relaciona con el relativo aumento en minerales Fluorportadores, y también con el aumento de la concentración de Flúor en los mismos minerales.

PROCEDENCIA DE LOS AUTOLITOS

Las hipótesis existentes sobre el origen de los autolitos pueden dividirse en dos grupos. Al primero pertenecen las establecidas relacionando la formación de los autolitos con los procesos que se originan en el magma con su evolución. Los autolitos son considerados como: 1) el resultado de la cristalización de mezclas macroemulsionadas de fundidos de diferente composición; 2) productos tempranos de la diferenciación del mismo magma que el granito encajante, fragmentos más tempranos cristalizados de fases del macizo o productos de la segregación de cristales tempranos;

3) fragmentos de diques de lamprófiros que se forman hasta la completa cristalización del macizo. De acuerdo con el segundo grupo de hipótesis, los autolitos se presentan como fragmentos de rocas laterales o del substrato profundo a partir del cual se fundió el magma. Algunos investigadores consideran los autolitos como productos de la granitización del substrato (la bibliografía para esta cuestión se da en el trabajo de G.B. Fershtater y N.S. Borodina (1976)).

Los datos geológicos y petrológicos examinados más arriba demuestran que los autolitos se presentan como miembros inalienables de la serie de los granitoides y se forman durante su evolución como resultado de la segregación de los productos tempranos de la cristalización en peculiares agregados rocosos, que forman inclusiones netas en los granitoides encajantes. De forma resumida estos datos se reducen a lo siguiente.

1).- Los autolitos están difundidos sólo en los granitoides del grupo volcano-intrusivo, pero

entre ellos están más desarrollados en macizos de composición heterogénea, es decir en aquellos que sufrieron una diferenciación fuerte. La diferenciación por cristalización que da lugar a la separación de los autolitos determina los siguientes hechos: Los granitos estratificados, enriquecidos en autolitos a consecuencia de la segregación de los productos tempranos de la cristalización, tienen una composición más leucocrática en comparación con las rocas homogéneas en grandes zonas, donde no se concentran los autolitos; sobre las inclusiones se encuentran “gorras” de rocas de alta basicidad, compuestas por cristales sedimentados sobre las inclusiones, en las zonas de los macizos ricas en autolitos el cemento de la roca frecuentemente sufre una diferenciación a partir de un fundido más ácido.

2).- La composición de los autolitos no depende de las rocas del macizo encajante, sino que se correlaciona con la composición de los granitoides que las contienen.

3).-Las características de la textura y la composición material de los autolitos evidencian su isofacialidad con los granitoides. La cristalización de los autolitos tiene lugar en las mismas condiciones que la mayor parte de los granitoides que forman el macizo. Además, juzgando por los datos geológicos (Fig. 20), los autolitos se individualizan en la cámara magmática donde tiene lugar la diferenciación del magma.

4).- La composición química de los autolitos, en la mayoría de los casos, se corresponde con la roca magmática, es decir, se somete a leyes cotécticas. Los autolitos poseen unas características comunes en la composición material con los granitos inclusores, pero la evolución de la composición en el par autolito-granitoide responde a la tendencia general del cambio en la composición de las rocas de series homódromas. Por consiguiente, la separación de las inclusiones se presenta como una de las etapas y efectos regulares del mismo proceso que conduce a la formación de toda la serie, es decir, diferenciación por cristalización fraccionada.

Al mismo tiempo, los autolitos presentan una serie de particularidades en la composición específicas y universales: disminución del contenido en Calcio y aumento del contenido en Metales Alcalinos, Fósforo y Flúor en comparación con las rocas intrusivas de composición en sílice similar en una serie dada. Esta particularidad está condicionada por el mecanismo de separación del autolito. En el caso de si la serie homódroma de rocas intrusivas está formada por una sucesiva fraccionación del fundido, entonces los autolitos, que son productos de una fase de segregación, se encuentran en equilibrio con el fundido que es más ácido que el propio autolito.

El aumento del contenido en componentes volátiles y las singularidades en la determinación del Flúor en el apatito (Fig. 26) evidencian que los autolitos se separan en aquellas zonas del fundido que están enriquecidas en volátiles. Puede suponerse que en el caso de una desigual distribución de estos elementos, con partes enriquecidas en ellos, la cristalización de silicatos fémicos hidratados puede comenzar antes que en el espacio de alredredor, lo que conduce a un aumento del carácter melanocrático de los autolitos.

Examinando esto, por ejemplo, en la serie tonalito-granodiorito-granítica ya mencionada del macizo Krasñinsk. Los puntos representativos de las rocas de este macizo en el diagrama Ab -Fem -An (Fig. 25) se disponen paralelamente a las líneas cotécticas entre el cotéctico seco a 1 atm y el hidratado a 5 kb. La composición química del par autolito-granodiorita del macizo Krasñinsk se da en la Tabla 5 (anál. 19). El autolito se diferencia por un aumento del contenido en minerales

fémicos en comparación a las secuencias variacionales de las rocas intrusivas del macizo y contiene plagioclasa más ácida en comparación con las rocas intrusivas del mismo contenido en sílice, lo cual, como se señaló, es algo característico de los autolitos.

Si en cualquier zona del fundido granodiorítico crece el contenido en volátiles, esto debe de conducir a un cambio en la situación de la línea cotéctica y la situamos voluntariamente, de manera aproximada por una línea de puntos. El fundido se sitúa en el campo de la cristalización primaria de minerales fémicos; de tal manera que en esta zona se producen condiciones para la formación de autolitos. Dado que los autolitos siempre contienen minerales fémicos con el grupo hidróxilo y enriquecidos en apatito, entonces su segregación debe equilibrar el contenido en Agua, Flúor y Fósforo en el fundido, y el propio terreno que concentra la fase cristalizada toma la forma de una inclusión elipsoidal, el autolito. Por esto se comprende el significado de la proximidad de la composición del autolito a la calculada de la etapa temprana de cristalización de las rocas sobre lo que hablamos más arriba.

De esta manera los materiales aportados evidencian que la mayor parte de los autolitos se forman como resultado de una diferenciación cristalizada más ácida en comparación con el propio magma autolítico y se presentan como peculiares agregados internos a la cámara de cumulados, cementados por el fundido restante. La distribución de los autolitos en el macizo determina la heterogeneidad del contenido en volátiles del fundido. Dado que los autolitos registran diferentes fases de subdivisión del macizo, portan en sí mismos una información completa sobre el camino de la cristalización en diferentes estadios evolutivos y en relación con esto merecen particular atención en el estudio de los macizos intrusivos.

Los autolitos de la génesis examinada representan en sí mismos una importante, aunque no única, variedad de inclusiones surgidas en el proceso de desarrollo de la serie magmática. Aparte del contexto examinado quedan las inclusiones de diferentes fases del proceso de formación del intrusivo en las fases tardías de subdivisión y los bloques de inyecciones desintegradas en un fundido aún no completamente cristalizado.

En los granitos y más raramente en las adamellitas y granodioritas se presentan asimismo inclusiones claramente enriquecidas en biotita, las cuales con una investigación petrológica han sido descritas como “Schlieren”. Realmente, tales autolitos (Tabla 5, anál. 28b) se diferencian fuertemente en composición química de los granitos inclusores, pero presentan una clara manifestación de las especificidades en composición de los autolitos, a las cuales ya les hemos prestado atención; el empobrecimiento en Calcio (Fig. 24) y enriquecimiento en Fósforo y en Flúor. Tales “schlieren”autolitos, además, a consecuencia de su carácter melanocrático, se empobrecen fuertemente en Estroncio en comparación, no sólo, con las rocas de la serie intrusiva, análogas por basicidad, sino también con respecto al encajante granítico. Ellos se presentan como productos no de una fraccionación cotéctica, sino de un enriquecimiento mecánico de minerales fémicos. En el ejemplo del macizo Oljovsk (Ural Sur) la: situación de los granitos y autolitos con aspecto de “schlieren”en el sistema Ab -Fem -An se muestra en la Fig. 25. De los verdaderos autolitos de naturaleza cotéctica se diferencian ligeramente en sus particularidades de composición material y no nos detendremos mucho en ellas.

PARTE SEGUNDA

“PRINCIPALES TIPOS DE ROCAS INTRUSIVAS COTECTICAS”

CAPITULO CUARTO

LOS GRANITOS

DEFINICION: LA SECUENCIA GRANITICA

Los éxitos geológicos, experimentales y petrológicos de la investigación del último decenio permiten definir el granito como una roca magmática importante que finaliza la evolución de las series intrusivas homódromas regulares y que responde por composición al cotéctico del cuarzo con feldespato de composición variable y con minerales fémicos. La parte geológica y petrológica de esta definición necesita algunas aclaraciones.

El granito, de todas las rocas importantes silicatadas habituales, es la de más baja temperatura. Al mismo tiempo, siempre finaliza la formación de las series homódromas intrusivas de diverso tipo. Esto significa que el aumento de la silicificidad y el cambio de otros parametros regulares relacionados con ella en la composición de las series espacialmente coincidentes están relacionados con un proceso regresivo e incluso en este caso, el granito mismo, se presenta como producto de una evolución homódroma de magmas de composición más básica. Por otra parte, bajo una fusión selectiva del sustrato siálico el fundido granítico surge en los primeros estadios de este proceso y la separación de tal fundido da lugar a los principales complejos graníticos. Estas dos diferentes posiciones geológicas del granito están relacionadas con su naturaleza de baja temperatura que queda fijada claramente mediante el análisis formacional.

La pertenencia de los granitos al cotéctico cuarzo-feldespático condiciona su variación, que está relacionada con el cambio en la composición del feldespato.

Una particularidad esencial de este cotéctico consiste en que su contenido en cuarzo, en condiciones isobáricas, crece con el aumento de la cantidad de anortita y depende ligeramente de la relación de los componentes albíticos y oligoclásicos. Experimentalmente se ha establecido que la dependencia del contenido en cuarzo de la cantidad de anortita en el sistema granítico restante confirma claramente la composición real de los granitos, los cuales forman una sucesión monovariante desde los más ricos en cuarzo, plagiogranitos calcáreos hasta los granitos empobrecidos en estos minerales, de tipo sódico-potásico y potásico [87]. Esta secuencia granítica se presenta en la Fig. 27. Como los granitos más calcáreos se presentan los plagiogranitos apotásicos de algunos complejos ofiolíticos o de algunas series de gabro-granitoides de etapas tempranas geosinclinales [88]. En ellos la plagioclasa presenta una composición An50-30, variando la cifra de anortita, que corresponde a An/ (An+Ab+Or), entre límites desde 0,5 hasta 0,3-0,25 y siendo la relación cuarzo-feldespato alcalino Q/ (Q+Ab+Or) ≥0,5.

La mayor parte de los granitoides, como mostraron O. Tuttle y N. Bowen [144], según la relación entre potasio y sodio responden al mínimo del sistema cuarzo-albita-ortoclasa, pero según la calcificidad ceden el sitio a los plagiogranitos: para ellos es característico la An20-15, An/ (An+Ab+Or)=0,02-0,1 y Q/(Q+Ab+Or)=0,3-0,42 (Fig. 28). Los así llamados granitos apotásicos, con todos los parámetros señalados más altos, se presentan como intermedios entre los plagiogranitos y los granitos normales sodico-potásicos. La secuencia granítica completa acaba con los granitos ultrapotásicos, los cuales respnden al eutéctico cuarzo-ortoclasa-plagioclasa cálcica y se encuentran solamente en la Luna [146]. En condiciones terrestres rocas parecidas son las liparitas, las cuales en la mayoría de los casos forman venas poco potentes [6, 80].

La secuencia de composiciones graníticas se presenta ininterrumpida. En correspondencia con la naturaleza cotéctica de esta sucesión, en ella se correlacionan diáfanamente importantes parámetros petroquímicos, como la cantidad normativa de Q, Ab, Or y An. (Figs. 27 y 28). La parte poco cálcica de esta secuencia se encuentra próxima al cotéctico Q-Ab-An (Fig. 28). En la ininterrumpida secuencia granítica, además del máximo principal de las composiciones, al cual corresponden los granitos sodico-potásicos más difundidos, se diferencian además algunos puntos representativos muy condensados, que permiten, en base a la relación K/Na (u Or/Ab), diferenciar grupos de granitos.

Es necesario señalar que precisamente la relación de los metales alcalinos desde hace mucho tiempo sienta las bases de la clasificación tanto de los granitoides como de las series en la que

Fig. 27.- Diagrama Ab-An-Or para las rocas magmáticas con contenidos de SiO2>71%.

1.- Plagiogranitos y Trondjemitas; 2.- Granitos; 3.- Composición media de granitos anhidros [73]; Cífras Árabigas, indican el contenido medio en minerales fémicos (en % de peso); las Romanas, indican los campos de Plagiogranitos (I); Granitos escasamente potásicos o Trondjemitas (II); Granitos Potásico-Sódicos (III); Granitos Potásicos (IV) y Ultrapotásicos (V).

Fig. 28.- Diagrama An/(An+Ab+Or)Q(Q+Ab+Or) para Granitos.

1-5.- Granitos de los Grupos Volcano-intrusivos:

1.- Potásico-Sódicos: 2.- Composición media (Tabla 8); 3.- Poco Potásicos; 4.- Plagiogranitos;

5.- Granitos labradoríticos ultrapotásicos [146] y Liparitas [6]; 6.- Composición media de los Granitos intersticiales micropegmatíticos PotásicoSódicos; 7.- Composición media de las Liparitas típicas de la Primoria [6]; 8-9.- Granitos hidratados Plutónicos: 8.-Composiciones representativas de los Granitos de la región Kochkarsk (Ural Sur);

9.- Composición media de Complejos y Macizos aislados;

10, 11.- Isobaras, de los mínimos en sistemas QOr-Ab-An-H2O (10)

y Q-Ab-An-H2O (11); 12.- Tendencia general de las composiciones graníticas, dependientes de las variaciones de la presión de Fluídos (Agua); Las cifras cerca de las isobaras indican la PH2O.

estos se encuentran incluidos [32]. Realmente, en muchos casos este parámetro petroquímico se correlaciona con la composición de las series en la sucesión creciente de las formaciones magmáticas, con su pertenencia a un estadio determinado del desarrollo del cinturón móvil (Orogénico) y su zona tectónica, así como su especialización metalogénica. En el caso de que el granito se presente como un magma primario formado con un grado suficiente de fusión del sustrato siálico, la relación entre el Potasio y el Sodio en él determina su composición. En los granitos que son producto de la cristalización de un fundido restante, la cantidad K/Na condiciona la composición y las particularidades de la evolución del magma más básico original.

En la Fig. 29 se muestran los límites entre los granitos diferenciados por el contenido en Potasio y relacionadas con ellas de las rocas de las series plagiograníticas y correspondientemente Sódicas: las series y los granitos poco Potásicos, Sodico-potásicos y Potásicos. Los límites entre los grupos se muestran de acuerdo con la heterogeneidad real de los granitos y determinan los siguientes factores. Los plagiogranitos son rocas sin Fto-k y su contenido en Potasio determina su solubilidad en la plagioclasa. Con esto, en parte, se explica la tendencia isopotásica de la serie de los plagiogranitoides. La relación de los metales alcalinos en los granitos Sodico-Potásicos se corresponde ejemplarmente con la composición del mínimo de temperatura en el sistema Ab-Or con presiones de 0,5-5 kb. En los granitos Apotásicos, el contenido en Potasio es menor y en los Potásicos mayor que en la zona del mínimo. En los granitos Ultrapotásicos y liparitas el contenido de Na2O a menudo es <=1, pero el del K2O > 6,5 %.

Los granitos poco Potásicos, y relacionadas con ellos las adamellitas poco Potásicas, pueden ser denominadas tanto trondjemitas Sodico-Potásicas como en realidad granitos, mientras las variedades Potásicas pueden denominarse utilitariamente Granitos Potásicos.

La composición de los minerales coloreados y el contenido en componentes fémicos en los granitos

Fig. 29.- Diagrama K2O=-SiO2 para la clasificación de las Series de granitosy sus inclusiones

1-4.- Campos de composiciones, característicos de las series de los Apotásicos (1); poco Potásicos (2); Potásico-Sódicos (3) y Potásicos (4).

asimismo se correlacionan con otras particularidades de su composición. A partir de leyes empíricas es necesario señalar que en condiciones isobáricas con descenso de la temperatura (es decir, con aumento de la cantidad de anortita) la cantidad suma de los componentes fémicos disminuye: en los plagiogranitos el contenido MgO’ alcanza el 1,6-2%, pero en el granito sólo el 1,2-1,5%. La presencia de minerales fémicos muestra una complicada dependencia de la composición del granito: En los plagiogranitos y granitos alcalinos aparece fundamentalmente la hornblenda (en los últimos subalcalina o alcalina) y en todos los otros la biotita. La presencia de moscovita, granate, cordierita, hiperstena, fayalita y magnetita esta determinada no por la presencia del granito en la secuencia, sino por particularidades independientes de la composición: Ferricidad, alcalinidad y el contenido en agua. El cambio del contenido suma de los minerales fémicos en la sucesión granítica que se muestra en la Fig. 27 sirve para comprobar la pertenencia de los granitos a un cotéctico más complejo que el del cuarzo-feldespato, lo que también queda reflejado en la determinación dada al principio de esta sección. Sin embargo, el nivel de investigación experimental del sistema granítico no permite en los tiempos presentes analizar con intensidad la correlación mutua entre los componentes fémicos y los sálicos como se muestra en las relaciones últimas. De la observación de los unidades naturales se deduce que, el tipo de minerales fémicos (biotita o anfíbol) y las peculiaridades de su composición (ferricidad, aluminidad, etc.) no muestran clara influencia en el contenido en estos minerales del cotéctico granítico, y la relación de sus principales componentes, el cuarzo y el feldespato. En aquellos raros casos en que como único mineral fémico se presentan la magnetita o la fayalita, que visiblemente contienen mayor FeO’ que la biotita o el anfíbol, su cantidad es notoriamente menor para una misma composición química dada. Tales granitos a menudo se denominan macroscópicamente como leucocráticos.

La secuencia granítica une las rocas con diferente temperatura de cristalización, más alta en los términos finales calcico-sódicos y altamente potásicos y mínima en los granitos sodico-potásicos. A pesar de esto, en las series naturales la evolución de los granitos de alta temperatura a los de baja temperatura no se observa y cada una de las rocas de la secuencia granítica se presenta como miembro terminal de la evolución de determinadas series magmáticas. El sentido petrológico de la secuencia granítica consiste en que supone una barrera evolutiva en diferentes zonas en que concluye el desarrollo de todas las series magmáticas. La composición del granito, ultimo miembro de la serie evolutiva homódroma depende de la composición del magma original y las particularidades de su evolución.

La variada naturaleza observada en los granitos aparece como resultado de la presencia de un conjunto de muchos factores. La mayor influencia de unos u otros factores proporciona la base

para la clasificación variada de los granitos según la serie de características: Granitos “subsolvus” o “hipersolvus” [144], anhidros o hidratados [73, 87], granitos “S” ó “I” [103], granitos de diferentes tipos geoquímicos [68] y petroquímicos [32], etc.

Nos resta tan sólo añadir que la existencia de la sucesión granítica univariacional supone una determinada limitación en las posibilidades de variación de la composición de los granitos. En cualquiera de los diagramas de clasificación los campos de composiciones graníticas se localizan en una estrecha franja a lo largo del cotéctico. Las desviaciones significativas de la franja se presentan como efectos de origen secundario o de fenómenos de contacto. Por ejemplo, los granitos albíticos siempre son producto de albitizaciones postmagmáticas de granitos de cualquier composición. Por esto los granitos primarios están ausentes en el ángulo albítico del diagrama Ab-An-Or (Fig. 27).

VALORACION DE LA PRESION EN LA GENERACION Y CRISTALIZACION DEL MAGMA GRANITICO

En la secuencia granítica examinada la relación cuarzo-feldespato alcalino en correspondencia con la naturaleza cotéctica de los granitos, se correlaciona con su calcificidad (número de la anortita). Al mismo tiempo, el contenido en cuarzo del cotéctico granítico determina una serie de factores independientes, de los cuales los de mayor significado son la presión general (litostática) y la presión de agua.

La presión de agua. Para la valoración de la presión de agua en la formación de las rocas magmáticas se utilizan las características, bien de la composición global, condicionada por la influencia de la presión en la composición del cotéctico, bien por la composición de los minerales petrográficos [56]. En el último caso aparecen complicaciones difícilmente superables, producidas por el reequilibrio de la paragénesis mineral y su transformación en equilibrio en el estadio postmagmático [73]. Mayores perspectivas presenta el primer método, pero también aquí aparecen sus

Fig. 30.- Desarrollo del tetraedro del sistema Q-Or-Ab-An-H2O.

1.- Datos experimentales; 2.- Extrapolación. Diagrama elaborado en base a los datos experimentales [59, 126, 130, 141, 144, 149]. Cifras PH2O, Kbar.

dificultades, relacionadas con el poceso de fraccionación y desviación parcial del fluido hasta las rocas magmáticas límite del cotéctico, como el granito. Además, en la composición del cotéctico influye, aunque en menor medida, la presión general y valorar la aportación de una y otra presión en la composición observada de la roca es muy difícil. Por esto, el investigador inevitablemente tropieza con el problema de la fuerte selección de las rocas útiles para la determinación de la presión de agua. La experiencia de muchos años nos convence de que el método más correcto consiste en el estudio de la composición de la regularidad de las concreciones cuarzo-feldespáticas, que en el mejor de los casos responde a las condiciones PH2O=Plit en el sistema Q-Ab-Or-An-H2O, en el cual las composiciones de los puntos eutécticos y mínimos dependen claramente de la presión de agua. Para ilustrar esta dependencia en la Fig. 30 se dan los resultados de la investigación experimental de este sistema y sus secciones proyectadas bajo el control de la presión de agua. La situación de los puntos eutécticos y los mínimos en los sistemas binarios, en su mayor parte, está determinada experimentalmente, pero las líneas a trazos que muestran los cotécticos y se obtuvieron mediante extrapolaciones.

Como se deduce de los datos experimentales, las mayores variaciones en la dependencia de la presión de agua (y de la presión general) la muestran los contenidos normativos de cuarzo y anortita en el líquido con equilibrio entre la plagioclasa, el feldespato alcalino (o albita y Fto-k con PH2O > 4 kb) y el cuarzo. En condiciones isobáricas estas cantidades están relacionadas entre sí por una dependencia directa (es decir, con aumento de la calcificidad aumenta el contenido en cuarzo), pero con disminuión de la presión el líquido se empobrece en cuarzo y se enriquece en componente

Fig. 31.- Diagrama An/(An+Ab+Or)- Q para la determinación de la PH2O para la cristalización de los crecimientos Cuarzo-Feldespáticos: a.- Isobaras de mínimos en el sistema Q-Or-Ab-H2O; b.- En el sistema Q-Ab-An-H2O (Valores.- PH2O, Kbar.).

1,2.- Base micropegmatítica en los granitos hipoabisales; 1.- Micropertíticas; 2.- Micropegmatíticas; 3,4.Pegmatitas hipoabisales gráficas: 3.- Feldespato Potásicas; 4.- Plagioclásicas; 5-6.- Granitos gráficos abisales; 5.- Feldespato Potásicas; 6.- Plagioclásicas; 7.- Pegmatitas gráficas Cuarzo-Plagioclásicas. A partir de la Serie Anortosito-plagiogranítica del cinturón Platínico (Ural). 8.- Composición media de los Granitos anhidros (I) e hidratados (II). Los análisis de las concreciones se tomaron de [73, 88].

anortítico. Al mismo tiempo crece también la relación Ab/Or.

Cuantitativamente esta dependencia se muestra en la Fig. 31, donde se dan las isobaras de composición del líquido que se encuentra en equilibrio con el cuarzo, la plagioclasa y el Fto-k, es decir, que responden al mínimo del sistema Q-Ab-An-Or-H2O (líneas enteras) y al mínimo en el sistema cuarzo-plagioclásico Q-Ab-An-H2O (líneas a trazos). Se tienen datos experimentales para las isobaras de 1 y 2 kb en el sistema con Fto-k [126] y para las isobaras de 2,4 y 5 kb en el sistema cuarzoplagioclasa [120, 149]. El resto de las isobaras se obtuvieron mediante extrapolación con el cálculo de los datos mostrados en la Fig. 30. Este diagrama en lo sucesivo se utilizará para la determinación de la presión de agua en la cristalización de los agregados cuarzo-feldespáticos y para la aproximación a la valoración de la presión global en la separación del magma granítico. El mecanismo de formación del magma (fusión parcial o diferenciación) en el caso estudiado no se discute.

Las segregaciones gráficas cuarzo-feldespáticas aparecen en forma de matriz micropegmatítica en los granitoides de facies hipoabisales y más raramente mesoabisales, pero también se forman en las zonas externas de las venas y cuerpos pegmatíticos. Una gran cantidad de material, principalmente original, se obtuvo como resultado del recuento de la cantidad de cuarzo en las zonas externas de los cuerpos pegmatíticos y venas independientes. La mayoría de hechos materiales básicos, se han obtenido con el resultado del cálculo de la cantidad de cuarzo en láminas delgadas y muestras pulidas y, muestra que aparecen concreciones cuarzo-feldespáticas con diferentes feldespatos, correlacionándose claramente el contenido en cuarzo en ellas con las condiciones faciales de formación de los granitoides determinados por otros métodos (Tabla 6).

Las concreciones cuarzo-feldespáticas representan productos de cristalización de un fundido restante. En los granitoides y tanto más en pegmatitas las concreciones se forman en condiciones cuando Plit≈PH2O.

Tabla 6.- Contenido en Cuarzo en diferentes tipos de crecimientos Cuarzo-Feldespáticas

El soporte (matriz) micropegmatítico se encuentra fundamentalmente en los granitoides de la facies hipoabisal y se presenta como resultado del enfriamiento rápido del fundido. Por esto, los granitoides micropegmatíticos se desarrollan principalmente en las partes externas de los macizos. En las rocas isofaciales la composición del soporte micropegmatítico no depende de la basicidad del granitoide: En tonalitas, granodioritas, adamellitas y granitos de una serie la composición es la misma (Fig. 32). Este importante hecho, muestra, en parte, que todas las rocas que forman un macizo dado terminan su cristalización en un único nivel isométrico que responde a la profundidad de formación del macizo, mientras que la profundidad de la segregación de los magmas diferentes en composición, parentales para estas rocas, puede ser diferente.

En la facies mesoabisal los granitoides con textura micropegmatítica son raros. Las concreciones gráficas a menudo son más importantes que en las rocas hipoabisales, presentándose sólo en granitos, es decir, en rocas lo más próximas en composición al fundido restante y diferenciadas en ellos en forma de terrenos pegmatíticos y aplíticos. Tales terrenos representan productos de la cristalización de un fundido restante ya en relación con el granito. En los granitos abisales las texturas gráficas de origen magmático no aparecen.

Las texturas gráficas en venas y separaciones aplitico-pegmatíticas aparecen en todas las facies

de profundidad de las pegmatitas y tienen naturaleza eutéctica. Las zonas gráficas de las pegmatitas de diferente profundidad se diferencian sin embargo fuertemente por su contenido en cuarzo [73], lo que está relacionado con una desigual presión de agua en su formación.

En cada grupo facial se diferencian los agregados gráficos cuarzo-feldespato alcalino y cuarzoplagioclasa, los cuales, en total correspondencia con los datos experimentales, se diferencian claramente por su contenido en cuarzo. Los crecimientos gráficos cuarzo-plagioclasa están enriquecidos en cuarzo en comparación con los crecimientos gráficos cuarzo-feldespato alcalino isofaciales. Esta dependencia se defiende muy bien, manifestándose evidentemente en las pegmatitas gráficas cuarzomicroclino-plagioclásicas, las cuales están formadas por grandes cristales de plagioclasa y microclina, de los que germinan cuarzos vermiculares (goticulares). En ellas se ha establecido una diferencia sistemática en el contenido en cuarzo (% en peso) en agregados con uno u otro feldespato (recuento de T.A.

*Macizos: Dzh-Dzhabyk-Karagaisk, Mz-Murzinsk, Il-Uvildinsk, VK- Vladimirsko-Kulevchinsk

Osipova)

Fig. 32.- Composiciones de Tonalita,

Adamellita (1) y Base

ellas (2)

Los mismos significados de la presión de agua, determinados según el contenido en cuarzo en agregados con microclina y plagioclasa de unas y otras rocas, evidencian la concordancia de las isobaras para los sistemas Q-Or-Ab-An-H2O y Q-Ab-An-H2O (Fig. 31).

Fig. 33.- P-T Diagrama para el mínimo triple del Sistema Granítico, (según datos experimentales [59, 123, 126, 130, 144]).

L.- Liquidus Acuoso; L1.- Liquidus seco; 1.Contenido en Agua en el Fundido, % en peso; 2.- Contenido en Cuarzo en el Mínimo Triple del Sistema Q-Or-Ab, % en peso. 3.-Contenido en Cuarzo en los Fundidos del Mínimo del Sistema Q-Or-Ab-An, bajo condiciones An/(An+Or+Ab)= 0,05 % en peso. Ms. Curva de la estabilidad de la Moscovita en los granitos Moscovíticos; 4.Principales tipos de evolución de los granitos en profundidades,condiciones Mesoabisales e Hipoabisales. Las cifras cerca de los círculos.- nº de los análisis en la tabla 7. Resto de la explicación, en el texto.

La presión general (litostática): Para la valoración de la presión general en la formación de los granitos se necesitan datos de su influencia en la composición del eutéctico granítico. Desafortunadamente, tales datos son muy escasos [61] e insuficientemente precisos, sin embargo evidencian el efecto unidireccional de la presión de agua y la presión general. La influencia de la Plit es más débil en la composición del eutéctico, en parte con el contenido en él del cuarzo, que la de la PH2O. En la Fig. 33, con el cálculo de todos los datos experimentales disponibles, se muestra la dependencia del contenido en cuarzo normativo en el sistema de mínimo fundido Q-Or-Ab-H2O y Q-Or-Ab-An-H2O con An/(An+Ab+Or)=0,05 de la presión general y la presión de agua. La utilización conjunta de los diagramas de las Figs. 31 y 33 permite valorar aproximadamente la influencia de uno y otro tipo de presión. Pondremos una serie de ejemplos.

Examinamos las condiciones de cristalización del fundido granítico en tres niveles diferentes: en las facies hipoabisal, mesoabisal y abisal. Como patrones para los macizos de cada facies se analizaron una serie de rocas en las que cada una que sigue a otra se forma como resultado de la evolución de la anterior:

1) granitos correspondientes a la principal fase de intrusión; 2) granitos aplíticos que forman cuerpos pequeños y venas en los granitos de la fase principal y 3) venas aplitopegmatíticas (Tabla 7).

El macizo hipoabisal de Kara-Bulak del complejo de Magnitogorsk está situado en medio de volcanitas comagmáticas de composición basáltico-riolítica y está compuesto por rocas de la serie homódroma gabro-sienita cuarcífera-diorita-sienogranodiorita-granito [88]. Los granitos en este macizo forman cuerpos bastante grandes entre los que se diferencian dos variedades principales: granitos biotito-hornbléndicos micropegmatíticos de grano fino de la principal fase intrusiva granítica (Tabla 7, anál. 8) y granitos aplíticos que intruyen a los anteriores (anál. 9). La cristalización

de los granitoides (8) y (9) acaba con la segregación de la base micropegmatítica, la cantidad de la cual crece desde el granito al granito aplítico. Su composición (Tabla 7, an. 10) evidencia que la cristalización de los granitos concluye con Plit=PH2O=0,5 kb (Fig. 31) y temperatura de 790° C

Tabla 7.- Composiciones de las rocas tipicas de la sucesión temporal granito - granito aplítico - pegmatita, de macizos de diferentes facies de profundidad. (Ural Sur); % en peso.

Clave.- 1-3.- Macizo de Dzhabyk-Karagaisk: 1.- Granito Porfiroide de la Fase Principal; 2.- Granito aplitoide; 3.- Pegmatita con estructura gráfica. 4-7: Macizo de Sultayevsk: 4.- Adamellita porfiroide de la Fase Principal; 5.- Granito de grano fino; 6.- Secreciones micropegmatíticas en el granito de grano fino; 7.- Pegmatita gráfica; 8-10.- Macizo de Kara-Bulavsk del Complejo de Magnitogorsk:8.- Granito de grano fino; 9.- Granito aplitoide; 10.- Base micropegmatítica en el granito con analogía al 8. Las características de los Macizos las proporcionan en [73, 88]

(Fig.33, punto 10).

La estimación dada de la presión concuerda bien con la profundidad de formación del macizo (1,5 km) que ha sido determinada en base a la restauración del corte geológico.

Si las intrusiones del magma granítico tienen lugar sin intercambio de agua y de calor con las rocas circundantes, es decir, adiabática, en las coordenadas P-Tª el cambio de condiciones de existencia del fluido se representa por líneas, isolíneas paralelas a la solubilidad del agua en el fundido granítico. Todas las rocas formadas en el proceso de la evolución magmática están relacionadas con el cambio de condiciones con la intrusión y pueden disponerse sobre esta línea, la cual en el caso examinado debe situarse sobre el punto 10 en la curva del liquidus acuoso (Fig. 33). Juzgando por el contenido de cuarzo en el granito (8), las condiciones P-Tª de la generación del magma granítico

se determinan por la situación del punto 8 en la Fig. 33 (Plit=8 kb y PH2O=0,5 kb, temperatura 880 ° C). Para el granito aplítico de diques (punto 9) estas condiciones corresponden a Plit=2 kb, PH2O= 0,5 kb y temperatura de 800°C.

Las venas pegmatíticas perfectamente diferenciadas en el macizo de Kara-Bulak, al igual que en la mayoría de todos los otros macizos someros, se encuentran ausentes. Sin embargo en los granitos aplíticos aparecen unas pequeñas secreciones pegmatíticas, que se presentan enriquecidas en volátiles en el fundido restante, el cual, a diferencia de la base micropegmatítica se ha separado del magma granítico parental. Según el contenido en cuarzo y la composición química tales terrenos se encuentran muy próximos al granito aplítico encajante, pero dado que notoriamente cristalizaron a partir de un magma saturado en agua, entonces las condiciones del inicio de la cristalización de tal fundido las determina el punto 11 en el líquido acuoso y la evolución del granito aplito-pegmatítico transcurre a lo largo de la línea 9-11, en correspondencia con la isolínea del contenido en cuarzo. Conviene prestar atención al aumento del contenido en agua en la formación de las segregaciones pegmatíticas (11) en comparación con el fundido granítico parental (9) (2,2% y 4%). Un contenido en agua del 4% corresponde a una presión general de 1 kb, mientras que la cristalización del macizo finaliza con Plit= PH2O= 0,5 kb. Esta presión trivial no supera la resistencia de las rocas de alredredor, evidenciando la existencia de una fase de vapor en la cristalización de las segregaciones pegmatíticas y condicionando el así llamado efecto autoclave.

El análisis dado de las condiciones de formación de la parte granítica de la serie de rocas del macizo Kara-Bulak muestra que las dos fases de intrusión fijadas con criterios geológicos corresponden a la intrusión de un magma granítico a partir de focos magmáticos de diferentes profundidades (8 y 9) y el acercamiento subsecuente de estos focos a la superficie en el proceso de formación del macizo. Esta ley aparece como universal y como se mostrará más abajo es propia no sólo de granitos sino de rocas más tempranas y básicas de esta y otras series (capítulo 8).

Parecido camino evolutivo se observa en el macizo mesoabisal de Sultaevsk, el cual pertenece al Tipo Formacional adamellítico-granítico. El macizo está compuesto por una fase principal de adamellitas biotíticas porfídicas (Tabla 7, anál. 4) entre las cuales se individualizan pequeños cuerpos más tardíos de granitos biotíticos de grano fino (5) que a su vez se encuentran intruídos por venas poco potentes de aplitas micropegmatíticas (6). Toda esta gama de rocas se encuentra afectada por diques de pegmatitas (7). El estadio final de la evolución de rocas magmáticas de la sucesión adamellitico-granítica forma segregaciones micropegmatíticas (6), las cuales juzgando por su composición normativa se han formado con Plit=PH2O=1 kb y temperatura de 720°C (Figs. 31 y 33). En correspondencia con el contenido en cuarzo en la adamellita y el granito la evolución magmática en coordenadas P-Tª responde a la línea 4-5-6 (Fig. 33). El magma adamellítico (4) comienza su cristalización con Plit=9 kb, PH2O=1 kb y una temperatura de 810° C y el magma granítico con Plit=3kb, PH2O=1 kb y una temperatura de 740°C. La evolución magmática finaliza en el punto 6.

El contenido en cuarzo en las zonas gráficas de las pegmatitas (35%) evidencia que ellas se forman con PH2O=3 kb (Fig. 31) lo que responde a la presión general en la segregación del magma

granítico (5), pero supera la presión litostática en el nivel de formación del macizo al menos en 1 kb. Asimismo al igual que en el macizo de Kara-Bulak es mayor la diferencia entre la presión de carga y la de agua. Las tendencias 5-6 y 5-7 corresponden a los límites extremos de los caminos de la evolución del fundido granítico en condiciones mesoabisales y situadas entre ellos se encuentran todas las variantes intermedias posibles.

Conviene mostrar atención a los diferentes niveles de generación y cristalización del magma granítico de los macizos de las facies de profundidad hipo y mesoabisales. Como se mostrará más abajo, con estos se encuentra fuertemente relacionada la composición granítica bimodal de las asociaciones volcano-intrusivas. Los puntos 8 y 4 responden a condiciones de separación a partir de un foco adamellítico o adamellitico-granítico situado a una profundidad intermedia, apartir de la cual con focos de menor profundidad se separan los fundidos graníticos (5 y 9), que finalizan la cristalización con una ulterior descompresión en condiciones saturadas en agua (puntos 6 y 10). La evolución con presión constante conduce a la separación del fundido pegmatítico, que cristaliza con PH2O≥Plit (efecto autoclave).

La evolución del magma granítico acuoso se caracteriza por una significativa disminución en la variación de la presión. Por ejemplo, en el macizo profundo de Dzhabyk-Karagaisk [73] la generación del magma de los granitos de la fase principal (1) tuvo lugar con Plit=6 kb, PH2O=5 kb y temperatura de 660°C, y su cristalización terminó con la separación de los granitos aplíticos (2) con Plit=PH2O=5 kb y una temperatura de 640°C. Las pegmatitas (3) se formaron con la presión de agua un poco más alta que los granitos (Fig. 33).

Las vías de evolución examinadas son típicas e ilustran claramente la diferencia entre los magmas graníticos anhidros e hidratados. En parte, muestran que el contenido en cuarzo y la

Mineral dominante. Plagioclasa Secuencia de cristalización 2 3 4 F, % peso.

6 4 1 3 2 2 4 3 2

Fig. 34.- Contenido en Flúor en el Apatito incluido en diferentes minerales de los granitos hidratados y ejemplares de granos aislados.

1-6.- Número de la muestra en la Tabla 2 (con las líneas uniendo los contenidos en Flúor para una misma roca).

como aproximadas y utilizables para comparar las condiciones de formación de diferentes series graníticas.

De esta manera, es posible ofrecer el siguiente estandar de la sucesión del trabajo, según el análisis del régimen acuoso de formación de los granitos. Según la composición de la base micropegmatítica o de las secreciones aplitico-pegmatíticas entre los granitoides. Con ayuda del diagrama de la Fig. 31 se determina la presión de agua en el estadio terminal. El valor de esta presión determina la situación de los puntos en la línea del líquidus granítico acuoso del diagrama de la Fig. 33, que fija las condiciones de cristalización de las últimas porciones del restante fundido granítico. A partir de estos puntos y paralelamente a las isolíneas de solubilidad del agua, se traza una línea recta hasta cortar las isolíneas del contenido en cuarzo en el granito de la fase principal con An/(An+Ab+Or) = 0,05, valor medio de la calcificidad de la mayoría de los granitos. El punto de intersección proporciona una valoración aproximada de las condiciones de Plit -PH2O-Tª, de la formación del fundido granítico de la principal fase intrusiva. Toda la gama de rocas entre los granitos de la principal fase intrusiva y la base micropegmatítica o las segregaciones aplito-pegmatíticas se disponen en esta recta sobre los puntos de su intersección con las isolíneas correspondientes del contenido en cuarzo. Conviene mencionar que para rocas más básicas que las adamellitas el método descrito no sirve.

Los ejemplos examinados más arriba evidencian la existencia de series graníticas con diferente grado de saturación en agua que no permiten estar de acuerdo con las opiniones difundidas en los últimos años sobre el bajo grado de saturación en agua del magma granítico, incluso de los formados en el proceso de ultrametamorfismo [83, 99]. El mismo hecho de la existencia de magmas graníticos practicamente “secos” no tiene duda, pero los ejemplos son muy escasos (granitos con tridimita de la isla Skye [145]). La mayor parte de los granitos consiste en productos de cristalización de un magma con alto contenido en agua. Las variaciones en el grado de saturación en agua con las cuales se correlacionan las particularidades de la situación geológica y la composición material de las rocas están consideradas como parte fundamental de la proposición que se ofrece en este trabajo de la tipificación de granitos.

Nos detendremos brevemente en la argumentación que se pone para la idea fundamental sobre el escaso contenido en agua del magma granítico. S. Maaløe y P. Wyllie [131] estudiaron

experimentalmente la secuencia de cristalización del granito con diferente contenido en agua en el fundido y llegaron a la conclusión de que el orden de cristalización de los minerales, el cual en este granito se estableció mediante las relaciones texturales de los minerales puede ser aceptado solo con un contenido en agua <1,2% en peso. En este caso la biotita se separa al sólidus tras el cuarzo, lo que está de acuerdo con las observaciones de estos autores en láminas delgadas del granito. El eslabón

Fig. 35.- Diagrama de fusión de la Tonalita biotítica bajo condiciones de exceso de agua [140].

débil en la argumentación de esta deducción consiste en la conclusión de la cristalización de la biotita tardía en los granitoides. Nosotros hemos elaborado un nuevo método para la determinación de la secuencia de cristalización de los minerales basado en el estudio de la composición del apatito incluido en diferentes minerales petrográficos (capítulo 1). Su aplicación permite interpretar más firmemente los resultados de S. Maaløe y P. Wyllie.

La acumulación del Flúor en el fundido a medida que transcurre la cristalización conduce a un aumento en la concentración de este elemento en los apatitos que se separan en los últimos estadios. A consecuencia de esto, el contenido de Flúor en el apatito incluido en plagioclasas, piroxenos y hornblendas de las granodioritas, tonalitas y otras rocas con un intervalo de cristalización de alta temperatura es claramente menor que en el apatito que forma inclusiones en los minerales del subsólidus, el Fto-k y el Cuarzo. Con el análisis del orden de cristalización en granitos este método ha puesto de manifiesto que el contenido mínimo con Flúor corresponde al apatito incluido en plagioclasas (Fig. 34). El contenido de Flúor en apatito de la biotita siempre es más alto y similar en su cantidad al contenido en el cuarzo y el Fto-k. Sin embargo, con el cálculo de la corrección de la redistribución del Flúor entre el apatito intersticial y la biotita, que se presentan como únicos minerales petrográficos portadores de Flúor en los granitos, el contenido calculado primario de Flúor en el apatito “biotítico” será ejemplarmente el mismo que en el “plagioclásico”. De tal manera, en la mayoría de los casos, como minerales líquidus del granito aparecen la plagioclasa y la biotita.

Los datos de fusión de muestras naturales [136, 140] muestran que tal orden de cristalización resiste aproximadamente hasta una presión de agua de 3,5-4 kb. Con presión más alta el intervalo entre el líquidus y el sólidus aumenta y como fase líquida en el granito queda el cuarzo. Resta añadir que esta valoración del límite de presión de agua en granitos (estas variedades pertenecen a la asociación plutónica acuosa) se muestra de acuerdo con la composición de las secreciones cuarzofeldespáticas en ellos.

Los datos mostrados sobre la magnitud de la presión de agua pertenecen a granitos que forman macizos bastante homogéneos y claramente intruidos en macizos intrusivos de rocas singulares encajantes. El magma original para ellos en el momento de la generación no estaba saturado en agua y se formó en condiciones de Plit>PH2O

Con ayuda del método examinado más arriba se puede concluir que el magma de granitos plutónicos acuosos se fundió con la relación más alta Plit/PH2O=0,7-0,9. En granitos hipoabisales pobres en agua esta relación cae hasta un 0,1 y existen todos los término intermedios entre estos valores. La igualdad aproximada entre la presión global y de agua es característica de las migmatitas, en las cuales el fundido granito no forma grandes cuerpos sino que se dispersan en la masa rocosa que representa en sí misma el sustrato. Para tales granitos existen datos que muestran que su formación tuvo lugar con una presión de agua más alta. En muchos casos [39] la separación de un fundido migmatítico por la fusión de la parte cuarzo-feldespática de los neises y esquistos cristalinos, es decir, en rocas con estabilidad de la biotita y la hornblenda (Fig. 35). Con una composición tonalítica de los neises, la presión de agua alcanza los 7 kb [140] y con una granodiorítica los 5-6 kb [136].

Una argumentación más detallada sobre la existencia y amplio desarrollo en la naturaleza de los magmas graníticos acuosos se da en la siguiente sección.

GRANITOS DE LAS ASOCIACIONES PLUTONICA Y VOLCANO-INTRUSIVA (ANHIDROS E HIDRATADOS)

En el año 1968 junto con D. S. Shteimberg prestamos atención a la diferenciación sistemática en el contenido en sílice entre los granitos más difundidos Sódico-Potásicos que presentan diferentes posiciones geológicas. Los granitos situados entre rocas metamórficas de la facies de las anfibolitas y relacionados con zonas de inyección de las migmatitas se caracterizan por un contenido más o menos constante en sílice del 72-73% (28-30% de cuarzo normativo). Según la clasificación de O. Tuttle y N. Bowen [144] estos pertenecen a los granitos “subsolvus” con una paragénesis mineral regulada en baja temperatura. Los granitos localizados en la facies hipoabisal y asociados con efusivos comagmáticos pertenecen al tipo universal con 74-75% de sílice (35-38% de cuarzo). Según sus características de composición mineral pertenecen a los granitos Hipersolvus con paragénesis de alta temperatura. Ha sido notado que las diferencias sistemáticas en la composición material de los granitos con diferente posición geológica estaban explicadas por una diferencia en el grado de saturación de agua en el magma original. Los granitos del primer tipo se presentan como productos de la cristalización de un magma rico en agua y los del segundo grupo pobre en agua (Tabla 8).

En las secuencias graníticas examinadas más arriba los granitos acuosos y con poca agua se diferencian muy claramente. Los granitos acuosos se caracterizan por un menor contenido en cuarzo y un aumento de la calcificidad en comparación con los de poca agua y a consecuencia de esto algunos se salen de la sucesión granítica general (Fig. 28). Esta ley exige algunas aclaraciones.

En condiciones isobáricas la calcificidad An/(An+Ab+Or) y la relación cuarzo-feldespato alcalino Q/(Q+Or+Ab) de los granitos en relación con el cotéctico se encuentran correlacionados por una dependencia directa, la cual también refleja la secuencia de granito poco acuoso-plagiogranito. Con el aumento de la presión de agua la correlación entre estas características cambia: la relación Q/ (Q+Or+Ab), en la fase fluida que está en equilibrio con la plagioclasa, el Fto-k y el cuarzo, disminuye, pero la relación An/(An+Ab+Or) aumenta. Los productos de la cristalización de los magmas graníticos con diferente grado de saturación en agua forman tendencias evolutivas normales en relación con las isobaras del sistema Q-Or-Ab-An-H2O (lo que se muestra con flechas en la Fig. 28). Estas tendencias determinan las variaciones de composición de los granitos más difundidos sódicopotásicos, bien acuosos plutónicos o con poca agua. La situación extrema aquí la presenta la base intersticial micropegmatítica de los granitos hipoabisales y las riolitas extremas que responden as un cotéctico de mínima presión.

En esta dirección, desde el granito acuoso hasta la riolita, la relación An/(An+Ab+Or) disminuye de un 0,1 a un 0,04. En las variedades con dos feldespatos de los frecuentes granitos Sodico-Potásicos esto responde a un cambio en la composición de la plagioclasa de An20 a An10.

La particularidad señalada del cotéctico granítico obedece, en parte, al hecho de que como forzosamente en las rocas de más baja temperatura, los granitos no contienen el mismo feldespato

de baja temperatura, sino que contiene algo de anortita: oligoclasa en las variedades acuosas con dos feldespatos y un feldespato ternario en las variedades con un solo feldespato

Una tendencia análoga, determinada por la presión de agua, se produce en los granitos poco potásicos, las trondjemitas. La máxima calcificidad y la mínima relación cuarzo-feldespato aparecen en las trondjemitas de las capas metamórficas antiguas, mientras que en las variedades hipoabisales de los macizos de gabro-trondjemitas diferenciados se encuentran variedades con aumento de la alcalinidad y con más alto contenido en cuarzo [7, 69].

El diferente grado de saturación en agua del magma granítico original condiciona también la dispersión de los puntos en el diagrama de la Fig.28 en la dirección ortogonal a las isobaras. Correspondientemente se separan secuencias isobáricas de cotécticos graníticos. En zonas de granitos sodico-potásicos tal secuencia especial la forman los granitos acuosos de la asociación plutónica.

Dado que los granitos de la principal fase intrusiva se forman en condiciones de PH2O<Plit y las isobaras en la Fig. 28 responden a PH2O=Plit, entonces, según la situación de los puntos representativos de los granitos no se puede juzgar la presión de agua en la época de generación

Tabla 8.- Composición media de los granitos, % en peso

Explicación.- 1.- Complejo Barguzinski, Transbaikalia[48]; 2.- Complejo Kalbinski; Altay Minero [73]; 3.Granitos Tardipaleozoicos, Ural [73]; 4.- Complejo Pamirsko-Shugnanski, Pamir [57]; 7.- Complejo Akchatauski, Kazajstán [55]; 8.- Macizo Bayanaulski, Kazajstán [73]; 9.- Liparita [6]; 10.- Composción Media.

del magma. Una valoración orientativa de la presión general y de agua puede ser efectuada por el método expuesto en la sección anterior, con la utilización de ambos diagramas (Figs. 31 y 33).

La saturación en agua del magma granítico condiciona muchas importantes características de los granitos y en parte pone límites a su movimiento vertical [73, 87]. Los magmas graníticos ricos en agua no pueden intruir en los horizontes superiores de la corteza porque la caída de la presión provoca la expulsión de los componentes volátiles del magma y su cristalización. Estas circunstancias han condicionado la ausencia de efusivos comagmáticos de los granitos acuosos, su presencia en facies abisales o mesoabisales y su pertenencia a la asociación plutónica. Los granitos de alta temperatura pobres en agua, por el contrario, pueden ascender hasta la superficie y producir intrusivos hipoabisales y la efusión de lavas; en relación con estos, sus derivados son incluidos en la asociación volcano-intrusiva.

En el caso general (si incluye la aparición del recalentamiento, reenfriamiento y los demás estados metaestables relacionados con el proceso cinético de la intrusión y erupción) la altura del ascenso del magma granítico cotéctico no saturado en agua es posible hasta el nivel en el cual la presión de la carga sea igual a la de la presión del vapor de agua, es decir, Plit=PH2O (Fig. 33). En el caso de ausencia de intercambio de agua con el medio ambiente de alrededor, la altura del ascenso del magma granítico (h, cm) responde a la fórmula h=(Plit-PH2O)/d, donde d es la densidad media de las rocas de la corteza en kg/cm3. La cristalización del granito siempre finaliza con un fundido saturado en agua. Como confirmación geológica de esto sirve la presencia constante en todos los macizos graníticos de pegmatitas y aplitas que corresponden a un líquidus saturado en agua en el nivel de formación del macizo.

Por los diferentes contenidos en agua del magma granítico están condicionadas las principales características no sólo químicas sino también de la composición mineral, en las cuales nos detendremos brevemente más abajo.

Los granitos plutónicos acuosos están incluidos entre los auténticos granitos por composición de la serie y relacionado con esto se subdividen en tipos formacionales graníticos. Los granitos poco acuosos terminan teniendo una composición de la roca compuesta de las series homódromas gabrogranítica, tonalito-granítica y adamellitico-granítica y dependiendo de la composición del magma original pertenecen al tipo formacional correspondiente.

A continuación se da una breve síntesis de las características de los granitos de las asociaciones plutónica y volcano-intrusiva.

GRANITOS DE LA ASOCIACION PLUTONICA

Las rocas de esta asociación presentan ausencia de comagmáticos volcánicos y se forman en relación con procesos de metamorfismo regional en condiciones de fuerte saturación en agua.

Características de su situación geológica: Los magmáticos del tipo formacional granítico coinciden con territorios en los que se desarrolla un metamorfismo regional sobre capas terrígenas y están fuertemente relacionados con zonas de migmatización que sirven de raíces para la

Fig. 36.- Bosquejo de un afloramiento, ilustrando las relaciones mutuas de los granitos de la asociación Plutónica.

a.- Complejo de Pamir-Shugansk, Macizo de Verjñenadgutsk, Pamir (Corte vertical). 1.- Granito de grano medio de dos micas con granate;

2.- Granito de grano fino de la misma composición; 3.- Pegmatita granatífera de dos micas; 4.Granito granatífero de dos micas de grano fino.

b, c.- Complejo Chashkovsk (Ural): b.- Granito biotítico con aspecto de Neis (1); Venas cortantes de granito aplítico neisiforme (2) y Granito biotítico masivo (3); c.- Granito de dos micas neisiforme (4); Vena cortante de pegmatita de dos micas (5) y Vena tardipegmatítica de granito biotítico (6). Análisis químico de las rocas mostradas en la Fig. 36, b,c, ver Tabla 9

homogeneización de los plutones. En la estructura actual de los territorios geosinclinales las zonas de granitización plutónica acuosa se presentan como elevaciones anticlinoidales compuestas por una serie de cúpulas. Sin duda que las características de la granitización y estructura de la zona están relacionadas con su desarrollo. La elevación y el alejamiento del fundido granítico de las zonas de su generación conducen a una alteración de su equilibrio, a una deformación plástica, un plegamiento de tipo alpino con formación de cúpulas que están acompañadas por grandes macizos regionales y blastomilonitización [73]. En las zonas de mantos y blastomilonitas se desarrollan las serpentinitas, permanentemente asociadas con granitos acuosos plutónicos del cinturón granítico del Ural Principal. De acuerdo con la situación de las rocas del encajante, las placas de serpentinitas se localizan incluso en el interior de zonas de granitización plutónica y se presentan permanentemente como compañeros de los granitos a lo largo de todo el enorme trazado de este cinturón. Las serpentinitas yacen entre rocas metamórficas, granitos encajantes isofaciales con estas rocas y transformados en correspondencia con la zonación metamórfica general observada alrededor de los macizos. No existe ningún dato geológico que muestre la existencia de una relación genética entre los granitos y las serpentinitas. Estas últimas están intruidas en zonas de desarrollo de las rocas sedimentarias en periodos de plegamiento y metamorfismo y los granitos no se relacionan con ellas en absoluto.

Tan sólo parte de los granitos plutónicos (como ejemplo principal los miembros tempranos de la serie, las adamellitas y neiso-granitos) se encuentran situados entre rocas isofaciales de facies anfibolítica. Los macizos grandes y bien formados con frecuencia forman cuerpos alóctonos que se disponen entre rocas metamórficas formadas en la facies epidoto-anfibolítica. Según lo ya visto, el aislamiento determinado de las masas graníticas de los lugares de generación está relacionado con la transferencia de materia, no sólo en forma de fundido magmático, sino también en estado sólido bajo la acción de fuerzas tectónicas y gravitacionales. Esto lo evidencian, en parte la estructura de cúpulas y diapiros en los que se localizan los macizos graníticos.

Los granitos plutónicos se encuentran centrados en zonas de máximo espesor de la capa granítica, compuestos por rocas metasedimentarias. Su pertenencia al ligero bloque siálico y su composición general, la cual en el caso general se diferencia tan solo un poco de la granítica,

Tabla 9.-Composiciones sucesivas formadas a partir de los granitos del Grupo Plutónico.

Clave.- 1-6: Complejo Chashkovsk (Ural): 1.- Granito biotítico neísico; 2.- Granito aplítico neísico; 3.- Granito biotítico masivo; 4.- Granito de dos micas neísico; 5.- Pegmatita de dos micas.

conducen a que la generación del fundido granítico tiene lugar hasta un alto grado de fusión del sustrato, alcanzando un 50-60%. En conjunto la fusión se realiza con un alto grado de saturación en agua, esta circunstancia condiciona esencialmente la composición granítica de las series acuosas del tipo formacional granítico, que se caracterízan por una distribución curvilínea unimodal del sílice con un máximo del 71-73%, que responde a la composición del cotéctico granítico con PH2O=3-5 kb. Semejante distribución de composiciones refleja el acercamiento entre el nivel de generación y de cristalización del magma granítico acuoso. Los granitos pobres en agua, como veremos más abajo, siempre tienen dos modas en las zonas de composiciones graníticas producidas por la separación de unos granitos en un foco intermedio y de otros en la cámara magmática.

Las leyes evolutivas. La composición de las rocas en el proceso de formación de los macizos de granitos plutónicos acuosos varía ligeramente. Las rocas de diferente edad (y en un afloramiento es frecuente llegar a observar 3-4 y más generaciones de granitos) están próximos unos a otros en su silicificidad, ferricidad, calcificidad, aluminicidad y cantidad de minerales fémicos. Más claramente que por su composición, se diferencian por su textura y estructura. Pequeñas variaciones en la composición química en las series temporales de granitos existen tanto en el sentido homódromo como antídromo de la evolución. Es característico que estas dos líneas de evolución se encuentren impresas en la estructura de las rocas. Las rocas de la línea homódroma presentan a menudo series de granitos de grano fino a medio o granitos aplítico-pegmatíticos, pero en la fila antídroma todas

las rocas tienen la fisonomía de los habituales granitos de grano medio.

Las violaciones de la homodromicidad aparecen en diferentes estadios de la evolución del magma granítico acuoso, pero las más notables se presentan en la etapa terminal. En la mayoría de los casos las venas graníticas más tardías aparecen algo más melanocráticas y empobrecidas en sílice que las tempranas.Éstas se forman tras las pegmatitas que finalizan la etapa homódroma de la evolución.

Como regla, las violaciones a la homodromicidad van acompañadas por un cambio en el plano de la deformación. En la serie homódroma las rocas tienen una tendencia general a la neisificación, pero la veta que rompe el carácter homódromo tiene o textura masiva o aspecto neísico de otra tendencia diferente a la de las rocas más viejas. Algunos ejemplos de la ley descrita se muestran en la Fig. 36 y en la Tabla 9

La existencia de dos tendencias contrarias en la evolución de los granitos palingenéticos acuosos refleja dos procesos petrogenéticos fundamentales: la cristalización diferenciada (proceso regresivo) y la fusión selectiva (proceso progresivo). La secuencia homodrómica unifica las secuencias de rocas, formándose como resultado de la cristalización fraccionada, es decir, relacionada con el desarrollo del propio sistema magmático, pero la secuencia antídroma se relaciona con la aparición, contraria según el signo del proceso, de la fusión selectiva, que es el principal proceso formador de magma del plutonismo granítico acuoso y la fuerza motriz que puede aportar calor desde el exterior.

En el abundante material del Megabloque del Mar Blanco, uno de los clásicos complejos policíclicos precámbricos, se estableció que en el estadio temprano de desarrollo, con el proceso principal aparece la anatexia y en el proceso terminal la cristalización diferenciada del fundido que surge en el estadio culminativo “el ultrametamorfismo” [39]. En cada episodio concreto de formación de granitos estos procesos pueden repetidamente alternarse lo que se fija con el cambio de orden antídromo y homódromo de formación de las rocas.

En conjunto, la evolución del plutonismo granítico acuoso puede dividirse en tres etapas principales que se corresponden con los complejos neiso-graníticos, graníticos y leucograníticos (subformaciones) que asimilan en conjunto el tipo homodrómico de evolución y una sucesiva disminución de la profundidad de las facies. En esta secuencia cada subformación sucesiva se caracteriza por un aumento del contenido en SiO2 y K2O en los granitos de la fase principal, todo en mayores cantidades que en los granitos leucocráticos y por un alejamiento del lugar de generación del magma, es decir, un aumento del “grado de intrusión”. La formación Neisico-granítica se manifiesta como sinmetamórfica, la granítica constituye la extinción progresiva del proceso de Metamorfismo Regional, y provoca la aparición de la Zonación Metamórfica, mientras que con la intrusión de las formaciones leucograníticas concluye la formación de la aureola de metamorfismo zonal alrededor de los macizos.

El carácter de los cambios en el endo y exocontacto, pero también las particularidades de la composición material de los granitos tardíos que finalizan la evolución del plutonismo granítico, los

aproximan a las variedades moderadamente acuosas de la asociación volcano-intrusiva.

En calidad de ilustraciones daremos una breve caracterización de la secuencia típica completa de los complejos plutónicos en la región de Kochkarsk en el Ural Sur. Los granitos aquí pertenecen a la estrecha zona compuesta por rocas terrígenas sedimentarias metamorfizadas en condiciones de la facies de las anfibolitas (Fig. 37). Tras el aspecto exterior monótono de los granitos desarrollados aquí, se oculta una larga y complicada historia de magmatismo granítico. B.K. Lvov [50] relacionó todos los granitoides de esta región a un único complejo (Sanarsk) . Más tarde, G.A. Shagalov [82] separó un complejo aislado de granitos postorogénicos, pequeños cuerpos y diques afectando a las rocas de la fase principal del macizo (más abajo se les denomina Kabansk). Las investigaciones de los últimos años permitieron subdividir el complejo Sanarski separando el complejo Varlamovski formado por granitos neisíferos más tempranos, con los que empieza el plutonismo granítico acuoso del paleozoico terminal. Los granitos de estos tres complejos frecuentemente se localizan en el interior de un sólo macizo y el predominio de las rocas de uno u otro complejo determina muchas de las características importantes de todo el macizo.

Fig. 37.- Mapa de los complejos de granitoides y metamorfismo del Anticlinorio Kochkarsk (compuesto por G.B. Fershtater; T.G. Drapeko; N.S. Borodina con materiales del PGO “Uralgeologia” la expedición Zelenogorska y datos propios).

1.- Capas volcano-sedimentarias encuadradas en el Anticlinorio Kochkarsk; 2.- Rocas carbonatadas;

3,4.- Zona de Moscovita-Estaurolita de la facies Epidoto-Anfibolítica; 3.- Microneises; 4.- Esquistos estaurolito-biotito-moscovíticos; 5,6.- Zona de la Estaurolita-Andalucita de la facies Anfibólica; 5.- Neises; 6.-Rocas diopsídico-calcítico-feldespáticas ; 7.- Zona de la Estaurolita-Sillimanita y Moscovítico-Sillimanítica de la Facies Anfibolítica; 8.- Facies de los Esquistos Verdes blastomiloníticos; 9.- Hiperbasitas; 10.- Series Tonalito-Granodioríticas; 11.- Series MonzodioritoGraníticas; 12-14.- Complejo de Granitoides del Anticlinorio Kochkarsk: 12.- Varlamovsk; 13.- Sanarsk; 14.-Kabansk;15.- Límite del Anticlinorio Kochkarsk. Cifras en los círculos.- Principales Macizos graníticos:

1.- Varlamovsk; 2.- Borisovsk; 3.- Sanarsk.

Tabla 10.- Composición química media de los granitos del Paleozoico tardío del Anticlinorio Kochkarsk y del Macizo de Dzhabyk-Karagaisk (Complejos Dzhabyksk y Oljovsk), % en peso

Nota.- Entre paréntesis número de análisis. (Gº. bi.- Granito biotítico; LeucoGº.- Leucogranito. N. del T.).

Los granitos de apariencia neísica del complejo Varlamovski gozan de mayor desarrollo en los macizos abisales subautóctonos en concordancia con las rocas encajantes y se disponen en estructuras de cúpula compuestas por rocas metamórficas pre-paleozoicas de la facies de las anfibolitas. La primera fase de su proceso de formación está compuesta por adamellitas biotíticas pobres en Potasio y la segunda por granitos biotíticos con aproximadamente la misma cantidad de K2O y Na2O (Tabla 10). La formación de la serie concluye con granitos en diques asociados a aplitas y pegmatitas, a menudo pobres en Potasio.

Los granitos del complejo Sanarsk presentan fundamentalmente variedades con dos feldespatos, biotíticas porfídicas y forman cuerpos de forma oval en planta, que tienen contactos tanto concordantes como mecánicos con las rocas metamórficas del encajante. Los granitos de este complejo en comparación con los del complejo Varlamovsk son más estables en composición química y se caracterizan por un contenido medio en sílice y Potasio un poco más alto. Unos y otros representan granitos acuosos típicos y presentan un máximo reequilibrio con paragénesis de baja temperatura.

Numerosas venas y, comparativamente, grandes cuerpos de granitos biotíticos de grano fino y medio, frecuentemente con granate, que afectan a los granitoides de los complejos Sanarsk y Varlamovsk aparecen en el complejo adamellitico-granítico de Kabansk. Los cuerpos de pequeño espesor de estos granitos saturan literalmente las rocas metamórficas del encajante, donde los granitos se disponen cortándolos y en algunas ocasiones en contacto concordante. Cuantitativamente tales concordancias disminuyen con el alejamiento de los Сomplejos Varlamovski y Sanarski, lo que muestra la relación de los granitos del complejo Kabanski con los grandes macizos de granitos palingenéticos.

Al mismo tiempo, el predominio de contactos fuertemente mecanizados dispuestos ortogonalmente a la foliación neísica de las rocas metamórficas y de los granitos más viejos, el frecuente desarrollo de skarn y corneanas en las zonas de exocontacto muestran una disminución del estilo de la deformación precedente a la intrusión de los granitos Kabansk y las condiciones mesoabisales de su formación. La composición mineral de los granitos del complejo Kabansk está próxima a la de los granitos de los complejos Varlamovsk y Sanarsk.

Los macizos de los tres complejos examinados más arriba responden a una sucesión de acontecimientos estándar que se relaciona con el plutonismo granítico finipaleozoico y en un sentido amplio pertenecen a un solo tipo formacional granítico. Cada uno de los complejos examinados está desarrollado según un esquema homodrómico, sin embargo, los granitos del complejo Sanarsk son más melanocráticos que los leucogranitos que finalizan el desarrollo del complejo Varlamovsk, y las adamellitas del complejo Kabansk cortan los granitos Sanarsk, demostrando la tendencia antídroma de la evolución que acompaña el cambio en la configuración de la deformación. En las rocas del complejo Kabansk se manifiesta claramente una bimodalidad, lo que constituye un rasgo característico de los granitos, que examinaremos más abajo, de la asociación volcano-intrusiva, que al igual que las características de la composición material aproximan los granitos Kabansk a las variedades moderadamente acuosas del grupo volcano-intrusivo.

Sumamente característica es la posición de los granitos de los diferentes complejos. Los granitos Varlamovsk y la mayor parte de los Sanarsk, abisales según el nivel de su formación, se encuentran localizados en estructuras cupulares prepaleozoicas que han conservado sólo de una manera fragmentaria y compleja, principalmente, los neiso-granitos biotíticos y los plagioneises, metamorfizados en condiciones de alto grado en la facies anfibolítica. A estas cúpulas se sobreimponen las lineaciones paleozoicas y las estructuras braquiformes en las cuales yacen principalmente rocas sedimentarias metamorfizadas zonalmente: con la distanciación de los grandes macizos graníticos el grado de metamorfismo disminuye de la sillimanita al grado cuarzo-moscovita-estaurolita de la facies epidoto-anfibolítica e incluso hasta los esquistos verdes. En las estructuras paleozoicas se encuentran presentes sólo los macizos mesozonales del complejo Kabansk. La situación descrita se encuentra claramente representada en todas las aureolas del plutonismo acuoso en la parte oriental del Ural, siendo también típica de otras regiones.

Influencia del sustrato en la composición de los granitos. Características mineralógicas

El material geológico y los datos experimentales [23, 59, 73, 87, 144] evidencian la posibilidad de formación del magma granítico acuoso como resultado de palingénesis en condiciones de la facies anfibolítica bajo presiones de vapor de agua de 3-5 kb, cercanas a la presión de carga litostática, pero siempre menor que ella. Tal mecanismo requiere que la temperatura supere localmente en 200-250 °C la correspondiente al gradiente geotérmico normal. Frecuentemente, el aumento de la temperatura en zonas de metamorfismo regional y granitización produce corrientes de fluidos intratelúricos. El límite superior del metamorfismo acuosos en la corteza terrestre determina las condiciones de fusión del cotéctico granítico (650-700 °C). Por esto muchas características de la composición material de los granitos las determina la composición del sustrato a partir del cual se han fundido. Esto se

refiere no sólo a los elementos dispersos y raros, sino también a los petrogenéticos.

En caso de un alto grado de fusión la composición del sustrato condiciona en gran medida la relación de Sodio y Potasio en los granitos. Las palingénesis de los plagiogranitos y granitos apotásicos se forman como resultado de la fusión de un sustrato pobre en Potasio como el de los niveles tempranos geosinclinales volcano-sedimentarios. Ellos de una manera temporal frecuentemente anteceden a los granitos Sodico-Potásicos cuyo sustrato estaba compuesto por capas terrígenas más tardías con gran riqueza en Potasio. Es posible suponer, entonces, que de esta manera surge una secuencia de granitos palingenéticos en la cual el aumento del contenido en potasio desde los miembros tempranos a los tardíos está condicionado por el cambio de un sustrato Sódico a uno Potásico.

Sin embargo, este mecanismo no es el único que alimenta la tendencia potásica de la evolución. En los complejos migmatíticos, las zonas de raíz de los plutones graníticos, hacen posible observar un aumento espontáneo del contenido en potasio en sucesivas generaciones de venas a consecuencia de otras dos causas: la disminución con el tiempo del grado de fusión y la repetida incorporación al fundido de rocas graníticas de cristalización más temprana del mismo complejo migmatítico. En estos casos el enriquecimiento en Potasio de los fundidos tardíos aparece como resultado del propio desarrollo del proceso de granitización cortical.

En realidad, en el amplio rango de composiciones, los coeficientes de división del Potasio entre el sustrato y la fracción líquida de él son menores que la unidad. Por consiguiente, el fundido debe enriquecerse en Potasio en comparación con el sustrato. El refundido de los productos tempranos de la evolución de un complejo migmatítico conduce a un progresivo enriquecimiento en Potasio del material intrusivo tardío (venas) y a una disminución con el tiempo del grado de fusión que aún refuerza más esta tendencia. La violación de la homodromicidad, sobre la que hablamos más arriba, siempre está condicionada por las influencias externas, en primer lugar la aportación de calor desde el exterior.

Fig. 38.- Curvas de Fusión de los granitos saturados en agua, biotíticos (1) [140] y moscovíticos (2) [123].

La composición del sustrato también informa sobre otras particularidades de la composición química y mineral de los granitos, en parte de su aluminicidad. Los granitos altamente alumínicos aparecen como un grupo muy característico en asociación con los granitos plutónicos acuosos

palingenéticos. Su composición mineralógica presenta la característica específica de la existencia de minerales tales como la moscovita, granate, cordierita y sillimanita, lo que la mayoría de los investigadores relaciona con la existencia de un sustrato de los granitos enriquecidos en Al2O3 [31, 103]. Esta suposición se basa en el descubrimiento en granitos muy alumínicos de relictos metapelíticos, pero también de minerales metamórficos ricos en aluminio.

Los datos de tales trabajos experimentales, los cuales se muestran de acuerdo con que la estabilidad de la moscovita en el fundido granítico tiene lugar bajo presiones de agua mayores de 2,5 kb [123], no contradicen esta conclusión. En estas condiciones, en dependencia de la composición del fundido (más exactamente de su aluminicidad), la moscovita puede coexistir con la biotita dando lugar a granitos de dos micas, o puede, en la paragénesis con granate almandínico, reemplazar a la biotita (Fig. 38).

Las reacciones del tipo KFe3AlSi3O12H2 + 2Al2O3 + 3SiO2 = KAl3Si3O12H2 +Fe3Al2Si3O12, muestra que la sustitución de la biotita en la paragénesis con granate y moscovita (igualmente difundidas que las paragénesis tipomórficas de los granitos muy alumínicos) tiene lugar como resultado el aumento en el fundido del contenido en aluminio (o a la existencia de aluminosilicatos relictos). De esta manera, los datos geológicos petrológicos y experimentales que se poseen evidencian que las condiciones necesarias para la formación de granitos moscovíticos y de dos micas consisten en una elevada presión de agua (>2,5 kb) y una alta aluminicidad del fundido. Los granitos con moscovita primaria magmática siempre pertenecen al grupo acuoso (o moderadamente acuoso). Los granitos biotíticos isofaciales con los anteriores deben ser menos alumínicos que ellos.

Fig. 39.- Contenido en Flúor en el Apatito incluido en diferentes minerales petrográficos de un granito de dos micas Macizo Elanchik (UralSur).

Con las flechas se unen las secuencias de individualización de los minerales de una sola roca.

Plagioclasa

Moscovita

Biotita

Feldesp.-K

Cuarzo

Apatito

La cuestión del origen primario o secundario de la moscovita es bastante complicada. A partir de la Fig. 38 se deduce que bajo PH2O > 3 kb, la moscovita debe de ser de más alta temperatura que la biotita y por consiguiente en este caso no debe remplazarla. Si en lámina delgada se encuentra biotita reemplazada por la moscovita, este hecho nos habla o bien de la cristalización del granito en un intervalo de presión de agua donde la temperatura de la separación de la biotita es más alta que la de la moscovita (2,5-3,5 kb, Fig.38), o bien de una naturaleza postmagmática de la biotita. La composición química global a menudo no puede servir como ayuda, porque la moscovitización postmagmática de la biotita está acompañada de una lixiviación ácida, la cual produce en el granito una saturación en aluminio, que se presenta como una de las condiciones necesarias para una

cristalización postmagmática de la moscovita. Para la resolución de la cuestión de la naturaleza de la moscovita es necesario en primer lugar tener en cuenta los datos petrográficos sobre la forma de la separación de este mineral y sus relaciones con la biotita

Datos complementarios aparecen del estudio de las inclusiones de apatito. Una investigación especial de los granitos moscovíticos y de dos micas con moscovita primaria magmática realizada por N.S. Borodina, ha mostrado que el contenido de Flúor en el apatito incluido en moscovitas, las cuales según las observaciones petrográficas aparecen más tempranamente que la biotita, tiene un bajo contenido en Flúor, como corresponde a un mineral de las etapas tempranas de la cristalización (Fig. 39). En los granitos, a consecuencia del pequeño intervalo de temperaturas de cristalización, las variaciones en el contenido en Flúor en el apatito de diferentes generaciones no se manifiestan tan claramente como en granitoides de más alta basicidad, pero de todos modos el Fto-k, que se presenta como un mineral subsólidus, siempre contiene apatito con más Flúor que la moscovita. La biotita en la mayoría de los casos también incluye apatito más rico en Flúor que la moscovita, que corresponde a una temperatura más alta de cristalización de la moscovita en relación con la biotita. Es necesario prestar atención al hecho de que en los granitos con moscovita magmática no se han encontrado inclusiones de apatito en el cuarzo. Según lo visto, esto se relaciona con una cristalización temprana del cuarzo en condiciones de alta presión de agua (Fig. 38). Al mismo tiempo y de una manera clara, la moscovita secundaria contiene apatito con alto contenido en Flúor y según este parámetro se diferencia sólo ligeramente de la magmática.

El tipo más difundido de granito plutónico acuoso es el biotítico. A este tipo pertenecen fundamentalmente el batolito gigante del paleozoico temprano de Angaro-Vitimsk [48], los macizos del paleozoico tardío del Ural, la cordillera del Cáucaso Principal, el complejo Kalbinsk del Altai Mineral y otros ejemplos típicos. Al mismo tiempo se diferencian grandes regiones donde se desarrollan principalmente variedades de dos micas altamente alumínicas y moscovito-granatíferas frecuentemente con cordierita. En calidad de ejemplo se puede citar el complejo Pamirsko-Shugnansk del Pamir [57].

En aquellos casos en que el sustrato de los granitos palingenéticos es de características siálicas los fundidos se caracterizan por una relación primaria 87Sr/86Sr>0,708, que puede servir como uno de los criterios para diferenciar los granitos palingenéticos corticales de los producidos por diferenciación.

El alto contenido en agua de todas las etapas de la cristalización condiciona algunas particularidades generales de la composición mineral de los granitos plutónicos. En primer lugar conviene señalar la pequeña participación del Flúor y el aumento en agua en la composición del grupo hidroxilado de anfíboles, biotitas y apatitos de los granitoides [86] que refleja la preponderancia del agua en la composición de los fluidos. Es suficiente mencionar que la relación OH/F en las biotitas de los granitos acuosos supera en algunas veces al valor de esta relación en los anhidros.

El lento enfriamiento en condiciones profundas produce el «templado» de todos los minerales. En relación con esto, la paragénesis de los granitos se caracteriza por un alto grado de equilibrio, pero la distribución de los componentes entre los minerales coexistentes responde a una temperatura postmagmática (400-500 °C). Los minerales de los granitos corresponden a menudo a variedades regulares de baja temperatura: microclina en rejilla, maclada, con bajo contenido en albita compuesta

en relación con biotita altamente alumínica con bajo contenido en Titanio. Como regla, en los granitos pertenecientes a la ferrofacies amagnetítica (ver capítulo 2), los minerales accesorios tipomórficos son la ilmenita (titanomagnetita) y la monacita

Desde el punto de vista físico, los macizos de granitos plutónicos acuosos manifiestan un mínimo del campo magnético y fuerza de gravedad, lo que refleja esencialmente la composición granítica de la roca y la ausencia de magnetita.

En las asociaciones plutónicas ocupan una posición especial las series de anortositas granitoídicas, formadas como resultado de la fusión parcial de gabros metamorfizados y los coincidentes a los lugares de desarrollo de los complejos gabroicos hiperbasíticos. Las características materiales y de situación geológica de las rocas de tales series ha sido examinada detalladamente con anterioridad [88] y están condicionados por la composición básica del sustrato y las condiciones de fusión de alta temperatura. Éstas se forman bajo presiones de agua de 3-5 kb en zonas de alto grado de saturación en agua existentes sobre un fondo de un régimen de temperaturas de facies de las granulitas de alto grado.

Como conclusión es necesario señalar que la formación de la asociación granítica plutónica constituye una etapa primordial en el estadio orogénico del desarrollo eugeosinclinal o de la evolución de los cinturones móviles de tipo orogénico. El plutonismo granítico en lo esencial finaliza el proceso de formación de la corteza continental. La evolución post-plutónica del desarrollo tectónico y del magmatismo conduce posteriormente a los límites disyuntivos y a la fracturación de la corteza continental formada, cementada por material granítico palingenético.

GRANITOS DE LA ASOCIACION VOLCANO-INTRUSIVA

Los granitos de esta asociación presentan una posición geológica y una composición material más variada en comparación con las plutónicas. En la mayoría de los casos, éstas terminan la evolución de las series intrusivas complejas por su composición, las cuales en dependencia del tipo de magma original se subdivide en grandes tipos formacionales: gabro-granítica (basaltoídica), tonalito-granodiorítica (andesítica) y adamellitico-granítica (riolítica). Un esquema completo de la división de las series intrusivas se muestra en el trabajo [88].

El grado de saturación en agua de los magmas a partir de los cuales cristalizan los granitos de la asociación volcano-intrusiva varía ampliamente entre límites definidos, alcanzando valores característicos de las variedades plutónicas acuosas. Según este parámetro los magmas graníticos pueden subdividirse en tres grupos convencionales: los moderadamente acuosos (3-5% en peso de H2O); los escasamente acuosos y los secos (<1%). A medida que aumenta el contenido en agua del magma la diferencia entre las composiciones de los granitos de las asociaciones volcanointrusiva y plutónica desaparecen y la relación geológica con el vulcanismo disminuye. Los granitos moderadamente acuosos se localizan preferentemente en facies mesoabisales y más raramente están acompañados de efusivos comagmáticos, mientras que los granitos escasamente acuosos forman plutones hipoabisales, a menudo intercalándose entre sus análogos volcánicos. Los límites de la presión (y por tanto de la profundidad) hasta la que es posible el ascenso en equilibrio de los

magmas graníticos de diferente grado de saturación en agua se muestran claramente en el diagrama de la Fig. 33

Todos los macizos de la asociación volcano-intrusiva se caracterizan por el mismo tipo de histograma de distribución de sílice, el cual refleja las principales peculiaridades de su proceso de formación. En primer lugar, los granitos más difundidos de este grupo contienen un 74-76% de sílice. Como ya se señaló, el aumento en un 2-3% de la cantidad de sílice en comparación con los granitos acuosos se relaciona con el menor grado de saturación en agua. En segundo lugar, la característica fundamental de la distribución de las composiciones de los granitos de la asociación volcano-intrusiva es su bimodalidad. En el campo de las composiciones graníticas se diferencian claramente dos máximos de los valores estadísticos que corresponden a las adamellitas con un 7072% de SiO2 y a los verdaderos granitos con un 74-76% de SiO2 (Fig.40). En cada macizo considerado por separado, las rocas que presentan estos máximos pertenecen a diferentes fases de intrusión. Las adamellitas corresponden a la fase más temprana y los granitos a la más tardía. En los diferentes macizos se presentan tres variantes de correlación entre estas rocas:

1) Adamellitas y granitos que aparecen en fases equivalentes de intrusión. Unas y otras rocas forman grandes cuerpos intrusivos coparentales.

2) Adamellitas correspondientes a la fase principal y granitos localizados en forma de,

1-7: Series: 1.- Taguilska gabro-plagiogranítica [88]; 2.- Taguilska diorito-trondjemítica [88]; 3.- Ñekrasovska gabro-diorito-granítica [88];

4.- Monzodiorito-granítica de Stepñínsk; 5.- Gabro-diorito-granítica de Berdiaushk [41]; 6.- Dellenita-Liparítica Superior [6]; 7.- Adamellitogranítica de Sultayevsk;

8.- Histograma sinóptico para los Granitos Plutónicos [73]. (Coloreados los campos de composiciones adamellíticas y graníticas).

Fig. 40.- Distribución del SiO2 en los Grupos de granitoides de las series Volcano-intrusiva (1-7) y Plutónica (8).

comparativamente, pequeños cuerpos entre las adamellitas o en el contacto entre las últimas y las rocas del encajante.

3) La fase principal de intrusión presenta granitos en donde las adamellitas aparecen bien como inclusiones de tipo autolito, bien como pequeños bloques residuales de las intrusiones de las facies más tempranas.

Como ya se señaló más arriba, los granitos no responden de una manera completamente exacta al eutéctico en el nivel del proceso de formación del macizo. Ellos se presentan a sí mismos como cuerpos intrusivos de un fundido primario para los cuales tiene una composición eutéctica bajo presiones algo mayores (Fig. 33). Rocas correspondientes rigurosamente a la composición del eutéctico en el nivel de formación del macizo se presentan sólo en el final de la serie granítica: Granitos aplíticos de las fases tardías, micropegmatitas intersticiales, pegmatitas gráficas, etc. Las adamellitas aún se diferencian más que los granitos respecto del eutéctico de la profundidad de formación del macizo. En las variedades porfídicas, contienen fenocristales de restos en relación con el eutéctico de la plagioclasa, mientras que el material que cementa el macizo tiene composición granítica.

Estas características petrográficas de las adamellitas, a la vez que la composición estable de las rocas, forman máximos en el contenido en sílice y otros componentes (lo que conviene subrayar especialmente) que se repiten en diferentes complejos lo que evidencia que las adamellitas corresponden a un tipo determinado de magma distinto en composición al granítico. Con base en los datos experimentales (Fig.33) también el contenido en cuarzo de las adamellitas (25-30%) es posible suponer que el magma adamellítico se produce a más profundidad que el granítico, es decir, con mayor profundidad del foco intermedio. Como campo ejemplar de la generación de tales magmas, estos se disponen en el situado entre las isolíneas del contenido en cuarzo del 25-30% en la Fig. 33. A medida que aumenta el grado de saturación en agua del magma adamellítico, disminuye la diferencia entre las composiciones de los granitos y las adamellitas, así como la posibilidad de su movimiento en vertical hacia un horizonte superior donde cristalizan los granitos. La proximidad del nivel de generación y cristalización del magma acuoso conduce a que en los complejos de granitos acuosos el máximo adamellítico en el histograma de la distribución de sílice no se distingue. De esta manera, la bimodalidad de la distribución de las composiciones graníticas en la asociación volcano-intrusiva refleja un tipo de intrusión de los cuerpos magmáticos y, correspondientemente con este movimiento, dos niveles de generación del magma: El profundo (adamellítico) y el menos profundo, cercano al nivel de formación del macizo (granítico).

En diferentes complejos formacionales las adamellitas pueden diferenciarse entre ellas por unas u otras características de la composición, pero por ahora para nosotros es importante separar, en el caso general, las adamellitas del grupo volcano-intrusivo de las próximas en contenido de sílice a los granitos acuosos. Según las características químicas, las adamellitas deben diferenciarse con un poco de aumento del contenido en Titanio, Hierro y Magnesio y, según la composición mineral, por la existencia de una paragénesis de más alta temperatura. Las variedades porfídicas de las adamellitas, como se señaló, contienen el sobrante en relación con el cotéctico de baja presión de la plagioclasa.

Las variaciones en la composición de las adamellitas y los granitos entre los límites de la asociación volcano-intrusiva están determinados por dos grupos de factores: el tipo de magma original y las condiciones de su evolución. Su influencia en la composición de los granitos de la serie gabro-granítica se discuten ampliamente en [88] y serán examinados más abajo (capítulo 8).

En relación, precisamente, con los granitos conviene subrayar que las características específicas de la composición material de las rocas, de los derivados de diferentes magmas originales, es decir, de las pertenecientes a diferentes grupos formacionales, están diferenciadas más débilmente que en las rocas precedentes, de más alta basicidad. Sobre todo, esto afecta a la serie más difundida que finaliza el desarrollo con los granitos Sódico-Potásicos. Su pertenencia formacional puede ser establecida en primer lugar por su relación geológica con los granitos precedentes y por algunas particularidades geoquímicas manifestadas en el caso general sólo estadísticamente.

En el complejo ambiente según la composición de las rocas de las series gabro-graníticas y tonalito-granodioríticas, los granitos se forman como macizos individualizados entre gabros y granitoides de alta basicidad, así como en cuerpos aislados. Para la determinación de la pertenencia formacional de tales granitos aislados un significado primordial lo adquiere la composición material. Los granitos conservan algunas importantes peculiaridades petro y geoquímicas de los gabros y granitoides de alta basicidad antecesores, que junto con el grupo de características de la posición geológica (pertenencia a una zona estructuro-formacional y a una etapa determinada del desarrollo de un cinturón orogénico) se presenta como una evidencia de su comunidad formacional [88]. Los granitos de los tipos formacionales gabro-granítico y tonalito-granodiorítico se diferencian muy bien de los granitos plutónicos acuosos y se encuentran próximos a los granitos del tipo formacional adamellítico-granítico, con los que coinciden en la pertenencia al grupo volcano-intrusivo. Esta proximidad no es casual. En las series de gabro-granitoides y tonalito-granodioríticas los granitos se presentan como derivados correspondientes de los magmas basálticos y andesíticos. Las series del tipo formacional adamellitico-granítico se forman a partir de un magma dacítico o riodacítico, origen que no siempre está claro, porque a menudo muestran relación con las andesitas o los basaltos.

En algunos casos es indudable que estos magmas se presentan como diferenciados profundos de magmas de composición más básica, mientras que en otros hay evidencias del carácter primario de origen cortical supuesto en resultado de una palingénesis en condiciones de la facies de las granulitas [17]. El nivel de investigación actual no permite, en cada caso concreto evidenciar la naturaleza de un magma ácido pobre en agua, lo que crea la base objetiva de las dificultades relacionadas con la determinación de las pertenencias formacionales de los granitos poco acuosos del grupo volcano-intrusivo.

Los granitos incluidos por su composición sódica o poco potásica de las series gabro-granítica y tonalito-granodiorítica, a menudo, se diferencian muy claramente de los granitos de la serie adamellitico-granítica de bajo contenido en Potasio y elementos raros asociados con él. En lo que respecta a la serie Sódico-Potásica (en particular la formación monzodioritico-granítica), aquellos granitos entre ellos se encuentran muy próximos en composición material a los granitos de las series

independientes adamellitico-graníticas, las cuales no muestran relaciones materiales o geológicas visibles con las rocas de más alta basicidad. Por esto para el análisis formacional de tales macizos graníticos conviene utilizar todo el complejo de datos sobre la composición material y situación geológica, aunque también en este caso esta tarea no se consigue siempre. En situaciones semejantes es necesario restringir la constatación de la pertenencia de los granitos a la asociación volcanointrusiva, lo que de por sí se presenta como la conclusión básica.

Para la diagnosis característica de las series granitoídicas de la asociación volcano-intrusiva sirve la existencia de autolitos, inclusiones ovales de grano fino más melanocráticas que la roca del encajante (ver capítulo 3) y la serie de venas en las que conjuntamente con terrenos de granitoides se dan también rocas de composición básica. Estas peculiaridades reflejan el largo camino evolutivo de la mayoría de las series volcano-intrusivas y su relación con una fuente mantélica.

Las características específicas de la composición mineral de los granitos del grupo volcanointrusivo determinan en significativa medida las condiciones faciales de su cristalización [73]. En la facies hipoabisal los granitos presentan las diferencias menos equiponderantes, en las que se conserva el feldespato alcalino pertítico que responden según la composición global a un feldespato primario homogéneo, pero las biotitas y los anfíboles presentan composiciones de más alta temperatura en comparación con estos minerales en otros tipos de granitos. En las rocas, a menudo, se descubren relictos de magnetita primaria rica en Titanio. Es muy característica la textura micropegmatítica. En las facies mesoabisales la diferencia entre los minerales que componen los granitos de las asociaciones plutónica y volcano-intrusiva se suavizan.

La disminución de la presión de agua conduce no sólo a un aumento del contenido en sílice en el cotéctico granítico, sino que también desciende algo la cantidad de componentes fémicos, lo que puede verse comparando las composiciones medias de los granitos (Tabla 8). En relación con esto es necesario decir algunas palabras con motivo del término «leucogranito». Por sí mismo el prefijo «leuco» significa que la roca está empobrecida en minerales melanocráticos en comparación con los tipos medios. El granito poco acuoso medio, con un 74-75% de SiO2 contiene ≈ 4% de biotita, pero en las variedades magnetíticas esta cantidad es aún menor. De aquí se sigue que el término «leucogranito» debe aplicarse sólo a aquellas rocas en que prácticamente hay ausencia de magnetita y silicatos fémicos. De todos modos en la bibliografía con frecuencia se utiliza el término «leucogranito» para designar frecuentes granitos poco acuosos que en realidad están empobrecidos en minerales melanocráticos en comparación con el tipo medio de granito plutónico acuoso. Tal utilización de este término no es correcta, porque los granitos poco acuosos constituyen la variedad más firmemente establecida y más ampliamente difundida por el mundo de entre todos los tipos de granitos.

SOBRE LAS RELACIONES GEOLOGICAS DE LOS GRANITOS DE LAS ASOCIACIONES PLUTONICA Y VOLCANO-INTRUSIVA

La relación entre los granitos plutónicos acuosos y las series intrusivas del grupo volcanointrusivo puede ser observada tan sólo en las así llamadas Zonas Orogénicas. En los terreno típicos de magmatismo basáltico eugeosinclinal, los cuales como variante intrusiva presentan series del

tipo formacional gabro-granítico [88], los granitos plutónicos acuosos a menudo no se forman.

En el esquema aceptado por nosotros de la subdivisión formacional el magmatismo orogénico sucesivo se divide en los siguientes tipos (de formaciones tempranas a tardías): serie tonalitogranodiorítica, con aumento del contenido en Potasio en el proceso evolutivo (desde tonalito-

a.- Área de Kochkarsk: Complejos: 1.- Tonalito-granodiorítico tabular;

2.-Graníticos de Varlamovsk y Sanarsk; Granítico de Kabansk; b: Área de Dzhabyk-Karagaisk: 1, 2: Pre-graníticos tempranos (1) y tardíos (2).

Complejos monzodioríto-graníticos, 3. Complejo Dzhabyk de granitos hidratados; 4.- Complejo Oljovsk de granitos moderadamente hidratados.

graníticas poco potásicas a monzodiorita-granitos ricos en Potasio); granitos-adamellitas-granitoides acuosos plutónicos de series moderadamente acuosas o poco acuosas. Las rocas de estas series estándar de las formaciones orogénicas forman una aureola única, a veces incluso concentradas en un solo macizo. Su asociaciación universalmente difundida y su repetida relación temporal obliga a buscar una interrelación genética entre ambas.

Una serie de hechos no deja lugar a dudas sobre la independencia de las granodioritas con las cuales los granitos acuosos frecuentemente coinciden e incluso forman macizos únicos:

1). Los granitos frecuentemente intruyen a conglomerados con cantos de tonalitas y granodioritas. Entre unas y otras rocas magmáticas frecuentemente se observa un gran lapso temporal.

Fig. 41.- Diagrama Rb/Sr.

En el Ural los macizos tonalito-granodioríticos que están asociados con los granitos plutónicos del Cinturón Granítico Principal intruyeron en el Devónico medio-Carbonífero medio los tempranos y los granitos entre el Carbonífero tardío-Pérmico temprano. Las series monzodiorítico-graníticas se formaron principalmente en el Carbonífero medio. Ellas están próximas en edad a los granitos, pero han sido separados de los últimos plegamientos alpinotípicos, los cuales a menudo se superponen a los ya consolidados macizos anulares monzodiorítico-graníticos. La visible ruptura en el tiempo de formación entre las granodioritas y los granitos acuosos está señalada también en otros territorios.

2). En una serie de regiones los complejos granodioríticos están metamorfizados en condiciones de la facies de las anfibolitas y de los esquistos verdes, pero los granitos son claramente más jóvenes que el metamorfismo y forman su propia zonación metamórfica [73, 77].

3). Con las series tonalito-granodioríticas están frecuentemente asociados los yacimientos auríferos del tipo venas de cuarzo. Los granitos de la asociación plutónica siempre son más jóvenes que los yacimientos de oro y cortan las venas cuarcíferas auríferas.

4). En una serie de claros casos geológicos se logra mostrar la diferencia geoquímica evidente entre los granitos que se presentan derivados de las series tonalito-granodioríticas y los granitos más jóvenes plutónicos acuosos. Así, en la región Kochkarsk en el Ural Sur los granitos tempranos del complejo estratiforme tonalito-granodiorítico se diferencian de los granitos acuosos más tardíos por un descenso en el contenido en Rubidio (Fig. 41a) y una alta relación K/Rb.

Todos estos datos no permiten considerar en el caso general los granitos acuosos como diferenciados magmáticos de un magma andesítico, por lo menos aquellos que se presentan como parentales de los antecedentes de la serie tonalito-granodiorítica, que tienen, como se mostró más arriba, características geológicas y geoquímicas especiales. ¿Porqué entonces se da la proximidad y, por esto la poco probable o casual coincidencia espacial, y la secuencia temporal determinada entre las series tonalito-granodiorítica y los granitos plutónicos acuosos? Según lo visto, la respuesta definitiva a esta cuestión, planteada varias veces en la literatura geológica, hasta el presente no está preparada. Una de las posibilidades concluye que las granodioritas es posible que hayan servido como sustrato para los granitos acuosos más tardíos. Confirmación a esta suposición puede encontrarse en el parecido en las características geoquímicas de las granodioritas y las restitas neísicas de los granitos. En particular llama la atención que en las series plutónicas acuosas las variedades con aumento de la basicidad que se presentan en las inclusiones restíticas se distribuyen en aquellas zonas con alta concentración en Estroncio y en los miembros principales que les anteceden de las series tonalito-granodioríticas y monzonito-graníticas (Fig. 41).

Los últimos representantes de la sucesión magmática orogénica, los complejos adamelliticograníticos se forman sobre un fondo crecido en estabilidad del cinturón móvil y según su posición tectónica, próximos al magmatismo subsecuente, según G. Shtille. El cambio en el tiempo del plutonismo acuoso granítico al moderadamente o escasamente acuoso adamellítico-granítico y frecuentemente al magmatismo riolito-dacítico asociado a ellos, se presenta como la principal ley de la actividad endógena orogénica.

En la Transbaikalia occidental, en el Paleozoico temprano se forman los granitos plutónicos acuosos del complejo Baryuzinsk, constituyendo los batolitos gigantes de Angaro-Vitimsk y en el

Paleozoico medio-tardío se forman los granitos y granosienítas de la asociación volcano-intrusiva y las volcanitas co-magmáticas de composición correspondiente formando algunos complejos [48].

A todo lo largo del Cinturón Granítico Principal del Ural (≈2000 km) los granitos plutónicos acuosos están acompañados de intrusivos de carácter moderadamente acuoso, isométricos en planta. Se ha mostrado el ejemplo del enorme macizo de Dzhabyk-Karagaisk en el Ural, la mayor parte del cual está compuesto de granitos biotito-microclínicos porfídicos de grano medio de la asociación plutónica, que han sido formados en condiciones abisales (complejo Dzhabyk). Las formaciones magmáticas tempranas se presentan aquí al lado de los complejos tonalito-granodioríticos y monzodiorítico-graníticos que forman una estructura anular y los granitos, más jóvenes que los de Dzhabyk, mesoabisales biotitico-microclinopertíticos porfídicos que forman asimismo cuerpos anulares (complejo Oljovsk). Las distinciones faciales están condicionadas por las características específicas de la composición material de los complejos mencionados: El feldespato alcalino que se presenta en los granitos Dzhabyksk es la microclina, pero en el de Oljovsk es la microclina-pertita; en las últimas alcanza gran desarrollo la magnetita y como minerales accesorios tipomórficos aparecen la ortita y la esfena, mientras que en los granitos Dzhabyk aparecen la ilmenita o la titanomagnetita y la monacita. La diferencia en el grado de saturación en agua del magma granítico se muestra en el elevado contenido en sílice de los granitos Oljovsk (Tabla 10) y un más alto contenido en cuarzo de los crecimientos gráficos cuarzo-microclínicos de las pegmatitas. Las zonas gráficas de las pegmatitas que están asociadas con los granitos Dzhabyk contienen cerca de un 26% de cuarzo y las pegmatitas gráficas de los granitos Oljovsk un 33%, lo que corresponde a una presión de agua de 6 y 2,5 kb respectivamente (Fig. 31). El único tipo de inclusiones en los granitos plutónicos acuosos del complejo Dzhabyk son xenolitos de neises granitizados, mientras que en los granitos moderadamente acuosos de Oljovsk están ampliamente difundidos los autolitos (semejantes a “Schlieren” que presentan rocas de grano fino ricas en biotita (capítulo 3).

Las diferencias examinadas de los granitos espacialmente coincidentes de los grupos plutónicos y volcano-intrusivos aparecen como tipomórficas y permiten realizar una clara subdivisión formacional.

Según sus particularidades geoquímicas, los granitos del complejo Oljovsk, al igual que en los homodrómicos de los de Dzhabyk, se caracterízan por un alto contenido en Potasio, Rubidio, un descenso en Estroncio (Fig. 41b) y Calcio y también una elevada relación Th/U, la cual en los granitos Dzhabyk alcanza una media de 2-3 y en Oljovsk 4-5.

Una tal relación, sin embargo, no aparece siempre. Por ejemplo, en la región de Kochkarsk los granitos moderadamente acuosos del complejo Kabansk, según los componentes diferenciados no forman una única serie con los granitos antecesores acuosos del complejo Sanarsk y se diferencian, en conjunto, por un descenso en el contenido en Rubidio (Fig. 41a), lo que sobre todo es importante contando con su enriquecimiento en Potasio (Tabla 10). Tal situación se presenta en el macizo Murzinsk en el Ural Medio, donde los granitos moderadamente acuosos del complejo Vatijsk están empobrecidos en Rubidio en comparación con los granitos acuosos más pobres en Potasio del complejo Murzinsk.

A partir de estos datos se deduce que con la conservación de la secuencia general del magmatismo orogénico (series tonalito-granodioríticas andesíticas o series monzodiorito-graníticas-graníticas acuosas-series adamellitico-graníticas, moderadamente o poco acuosas) las características de la composición material de los granitos pertenecientes a las diferentes subdivisiones de la secuencia evolutiva orogénica, no siempre concluyen sus miembros precedentes. Este fenómeno muestra los variados mecanismos concretos de formación de las secuencias orogénicas magmáticas y en primer término su miembro medio, los granitos plutónicos acuosos.

La palingénesis cortical con fusión directa del magma granítico acuoso, según lo visto, no es el único modo de formación de los granitos de la asociación plutónica. Con el tipo barofílico de evolución el magma andesítico puede producir diferenciados graníticos acuosos, los cuales por su situación geológica y características de composición material estarán próximos a los granitos acuosos palingenéticos. De tales granitos acuosos «restantes» es característica la relación con los precursores graníticos de alta basicidad (granosienitas, sienitas cuarcíferas, granodioritas, monzonitas cuarcíferas, etc.), junto a los que forman macizos unificados. Como ejemplo pueden servir los intrusivos de la serie Uvildinsk en el Ural Medio, que examinaremos en el capítulo 8 con la descripción de las series de tipo barofílico.

Aquí señalaremos, que en aquellos casos cuando los granitos jóvenes presentan unas características composicionales que no son consiguientes a los complejos precursores con ayuda de un modelo de diferenciación por cristalización, se diferencian de los precedentes por una composición paramétrica, si así puede llamarse, «antídroma», pudiendo hablarse de su independencia genética.

La ley fundamental del magmatismo granítico orogénico dentro del cuadro del plutonismo granítico, así como los complejos adamellitico-graníticos subsiguientes de la asociación volcanointrusiva es la del descenso del grado de saturación en agua que muestran los sucesivos magmas graníticos y el correspondiente descenso en la profundidad del proceso de formación que presentan los cuerpos magmáticos. Esta ley no muestra excepciones en la práctica y, posiblemente, se explica por un «secado» del foco de formación del magma granítico y una elevación de las masas graníticas en el proceso de ascensión y emplazamiento general del cinturón móvil en la época orogénica. Por esto, alguna parte de los granitos moderadamente acuosos que siguen a los acuosos se presenta con sus diferenciados (como, por ejemplo, el complejo Oljovsk) y otra parte aparece en determinada medida como formada independientemente; productos de una nueva etapa de palingénesis o diferenciación más tardía de las series orogénicas.

FIN VOLUMEN II (CAQPÍTULOS 3 Y 4)