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

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 III

Revisor: Miembro correspondiente A.C. de la URSS

A.M. DYMKIN Moscú “Nauka”

1987

CAPITULO QUINTO

LOS GABROS

Los gabroides forman un amplio grupo de rocas magmáticas que aparecen en diferentes situaciones geológicas. Por un lado los gabroides culminan la evolución de la asociación hiperbasitogabroica y por otro constituyen los miembros tempranos de las series de gabro-granitoides.

En este capítulo examinaremos algunas leyes de la evolución y características de la composición de los gabroides en las siguientes asociaciones de rocas magmáticas: en complejos ofiolíticos de distinto tipo, en formaciones subplatafórmicas dunito-clinopiroxenito-gabroicas (platínicas) y en la composición de las series gabro-graníticas. Estas asociaciones magmáticas se encuentran relacionadas por el hecho de que su evolución tiene lugar según un esquema cotéctico. Los gabroides que entran por composición en las asociaciones hipercotécticas (según terminología de D.S. Shteimberg [85]) (series basicoalcalinas y picrito(komatito)-basíticas) no se discuten especialmente, pero nosotros procuraremos mostrar que los resultados alcanzados tienen un significado general y son aplicables a todos los grupos genéticos. Se dará especial importancia a las peculiaridades cotécticas de la composición de los gabros y a la posibilidad de su aplicación para la determinación de las condiciones de formación del magma y de la evolución de las rocas, pero también a la comparación

1-3.- Complejos Ofiolíticos (ver Tabla, 11): 1, 2.- Gabroides de tipo Plutónico: 1.- Troctolita; 2.- Gabro olivínico; 3.- Gabro de tipo Volcano-intrusivo y basaltos; 4-5: Gabros de las Series de Gabro-granitoides: 4.- Batolito de California Sur [129]; 5.- Composición media (ver Tabla 15); 6.- Composición media de los Basaltos [43, 49]:Toleítas oceánicas (I) y continentales (II); Basaltos de la Formación Andesítica (III) ; 7.Cotéctico para el Sistema sin Hierro [94, 96, 111, 125, 134, 137]: 1.- Di-An; En-Di-An; Fo-Di-An para 1atm; 2.- Fo-Di-An para 6 Kbar.; 3.- En-Di-An para 15 Kbar; 4.- Fo-An para 1 atm.; 8.- Cotéctico calculado para Ferricidad de 0,4; 5.- Cpx-An, Opx-Cpx-An para 1 atm.; 6.- Cpx-An para 15 Kbar.; 7.- Opx-Cpx-An para 15 Kbar; 9.- Tendencias evolutivas de las asociaciones Barofóbicas (A) y Barofílicas (B).

Fig. 42.- Diagrama Ab-Fem-An para las Basitas.

de la composición de los gabros con los basaltos y a las características particulares de los gabros en diferentes asociaciones.

ANALISIS COTECTICO DE LAS BASITAS

Los basaltos y gabros pertenecen a la familia del cotéctico de la plagioclasa con diferentes minerales fémicos: olivino, orto- y clinopiroxeno. Las variaciones en la composición de las rocas en el interior de esta familia es bastante grande, y la división escogida muestra posibilidades de discusión respecto a su interpretación.

1-3: Gabroides del Macizo Kokpektinsk: 1.- Troctolita; 2.- Gabro olivínico; 3.- Gabro diopsídico; 4.Complejo ofolítico tardío de gabro-noritas biotito-labradorítico en el Macizo de Jabarinsk [88].

5.- Composiciones medias de los Basaltos: I-III.- ver Fig. 42; 6.- Cotéctico para el Sistema sin Hierro: 1.- Di-An; En-Di-An; Fo-Di-An para 1 atm.; 2.- Fo-Di-An para 6 Kbar; 3.- En-Di-An para 15 Kbar; 4.- Fo-An para 1 atm.

La principal característica de las basitas, que refleja el carácter cotéctico de su composición, es su carácter melanocrático o índice de color igual a Fem/(Fem+Fsp+Pl). Este índice en cada cotéctico basítico (Ol-Pl, Cpx-Pl, Opx-Pl) se correlaciona fuertemente con la composición de la plagioclasa a lo largo de todo el intervalo P-Tª de existencia de este cotéctico. La disminución del valor del índice de color con el aumento de la acidez de la plagioclasa se muestra claramente en las series diferenciadas gabro-graníticas y gabro-sieníticas, mostrando un descenso de la temperatura en el proceso de desarrollo de todos los tipos de series mencionadas. Sin embargo, si queremos analizar la influencia de las condiciones exteriores, en primer lugar de la presión, en la composición del cotéctico y su grado de melanocraticidad, es necesario comparar entonces tales cotécticos con una composición de la plagioclasa similar. Para la observación de estas condiciones en calidad de muestra de basicidad de la composición del cotéctico basítico no se utilizará el índice de color, sino la relación Fem/(Fem+An), a la cual denominamos «índice fémico». Esta relación, como se señaló anteriormente [88], aparece como una constante petroquímica para todas las series gabro-graniíticas y gabro-sieníticas, lo que se relaciona con su naturaleza cotéctica. Las líneas cotécticas Ol-Pl y Px-Pl en el sistema Ab-Fem-An,

Fig. 43.- Diagrama Ab-Fem-An de los gabroides

como se deduce de las Figs. 42 y 43, se caracterizan por una ejemplar constancia en la relación Fem/ An casi a lo largo de todo el rango de variación de la composición de la plagioclasa. Las variaciones de esta relación, en su mayoría, reflejan la influencia de la presión en la composición del cotéctico no solamente para las basitas, sino también para las rocas más acidas.

Antes de detenernos en la utilización del índice fémico en calidad de indicador de la presión, es necesario examinar la influencia en este parámetro del tipo de mineral fémico que forma el cotéctico con la plagioclasa y el valor de su ferricidad.

El tipo de mineral fémico (Ol, Cpx u Opx) influye fuertemente en el valor del índice fémico. Así, en el eutéctico con anortita bajo presiones normales el contenido en diópsido alcanza un 57% en peso [96], el de enstatita un 40% [125] y el de forsterita el 30% [134]. Análogas relaciones aparecen también en mezclas eutécticas con plagioclasa más ácida y sus correspondientes minerales fémicos. A esta ley en la literatura petrológica no se le ha prestado suficiente atención, aunque a partir de ella se deduce que en el caso de gabroides ortomagmáticos es necesario esperar un aumento de la melanocraticidad en la secuencia trocolita-norita-gabro diopsídico. De esta manera, nos hacemos con un importante criterio para la determinación de la naturaleza de diferentes gabroides en composición, y para la diferenciación de las series ortomagmáticas de las cumulativas.

Como un buen ejemplo puede servir el macizo gabroico de Kokpektinsk incluido en el complejo ofiolítico de Kempirsaisko-Jabarinsk en el Ural Sur [88]. Este macizo, más cuidadosamente examinado en la siguiente sección, está compuesto (de iniciales a tardías) por troctolitas, gabros olivínicos y gabros diopsídicos. Las rocas de cada grupo forman grandes cuerpos homogéneos por composición.

La situación de los puntos representativos de las rocas en el diagrama (Fig. 43) ilustra perfectamente la ley mencionada más arriba: las troctolitas aparecen como las rocas más leucocráticas y se concentran en la zona del cotéctico Pl-Fo, los gabros diopsídicos como las variedades más melanocráticas, se disponen a lo largo de la línea cotéctica Pl-Di y los gabros diopsido-olivínicos forman parte del campo entre estos dos cotécticos. La calcificidad de la plagioclasa disminuye de la troctolita al gabro diopsídico, lo que refleja un descenso de la temperatura de cristalización a la que sucesivamente se separa el fundido.

Con la tendencia calco-alcalina de diferenciación el cotéctico de dos piroxeno-plagioclásicos o clinopiroxeno-olivino-plagioclásicos se transforma en ortopiroxeno-plagioclásicos (ver capítulo 7) que ofrece un descenso del índice fémico en el curso de la evolución. Los participantes en la tendencia calco-alcalina son contrarios a aquellos por los cuales evolucionan los gabroides del macizo de Kokpektinsk y están ampliamente representados en las series de gabro-granitoides. Esta tendencia conduce desde la zona de composiciones basíticas a las de granitoides. Los ejemplos de tales tendencias se examinarán en la siguiente sección del actual capítulo y en el capítulo 8.

En las series de gabroides cumulados esta ley cotéctica falla. Si en los gabros ortomagmáticos el predominio del olivino entre los minerales fémicos disminuye el color y el índice fémico en comparación

con los gabros clinopiroxénicos, los cumulados olivino-plagioclásicos se presentan como las rocas más melanocráticas.

La fraccionación, que conduce a la formación de los cumulados troctolíticos y a otros cumulados melanocráticos en series estratiformes, está condicionada por la sedimentación de los minerales fémicos, lo que es posible sólo en el caso de que el fundido se diferencie del cotéctico por un aumento en la melanocraticidad, es decir por una tendencia picrítica. A partir del fundido, que tiene la composición de cualquier cotéctico Pl-Fem, el mineral fémico no puede separarse en ninguna condición de evolución espontánea porque con la caída de la presión en su curso se amplia el campo de cristalización de la plagioclasa.

Los gabroides más difundidos corresponden al cotéctico de la plagioclasa no con uno, sino con

Fig. 44.- Diagrama Fe/(Fe+Mg)- Fem/(Fem+An):

1-6: Composición de las basitas (a.- Olivinonormativas; b.- Cuarzonormativas): 1.- Basaltos Vulk. Tingmuli, Islandia [100]; 2.- Doleritas del Karroo [70]; 3.- Cumulados del Sill Insizva [70]; 4.- Basaltos de la Dorsal Mediatlántica [118]; 5.- Vulk Basáltico. Zheltovsk, Kamchatka; 6.- Gabro del batolito de California del Sur [129]; 7.- Gabro original y composición calculada de los fundidos restantes para la diferenciación del intrusivo de Skaergard [71]; 8.- Composiciones medias de los basaltos: I-III.- (Fig. 42); 9 - 12.- Cotéctico Fem-Pl: 9.- An-Cpx; 10.- An-Opx-Cpx; 11.- An-Cpx-Ol. 12.- An-Opx. Tendencias: 1.- Basaltos; De la dorsal Mediatlántica e Islandia: 1´.- Tendencia principal del tipo Toleítico; 1´´.- Basaltos altamente aluminosos; 1´´´.- Cumulados picríticos; 2.- Doleritas del Karroo; 2´.-Tendencia principal del tipo Toleítica; 2´´.Cumulados.

dos e incluso tres minerales fémicos. En primer lugar esto se relaciona con aquellas rocas que forman grandes macizos homogéneos.

En relación con esto conviene señalar que según el índice fémico los eutécticos terciarios Di-FoAn, Di-En-An se encuentran próximos al eutéctico binario Di-An. A la presión atmósférica la relación Fem/(Fem+An) en ellos alcanza el 0,55-0,57. Por esto, con el camino toleítico de diferenciación, el cual

no se sale del cuadro de los cotécticos enumerados más arriba (ver capítulo 7), la influencia del tipo de mineral ferro-magnesiano en el índice fémico puede despreciarse.

Con una ferricidad elevada de los silicatos fémicos (Fe/(Fe+Mg)) aumentan el color y el índice fémico del cotéctico Pl-Fem. Prestando atención a esto, los basaltos toleíticos saturados en sílice en el cuadro del sistema aferrífero An-En-Di sistemáticamente se desvían de la línea cotéctica por el lado de la mayor melanocraticidad. Puesto que los basaltos reales, a juzgar por la composición de las inclusiones, corresponden al cotéctico Pl-Fem, es posible suponer que tal desviación está condicionada en primer lugar por la influencia del hierro.

En realidad, no es difícil notar que las series de basaltos reales unen rocas en las que con el crecimiento de la ferricidad crece el índice fémico (Fig. 44). En conjunto los basaltos y gabroides ocupan un amplio campo en el diagrama, pero en cada serie concreta la correlación directa entre ferricidad e índice fémico se expresa de una manera determinada.

Las investigaciones sistemáticas experimentales del equilibrio de los piroxenos ferríferos con la plagioclasa no están realizadas, puesto que estos piroxenos sufren diferentes transformaciones en el campo del “subsólidus”. Por esto, valoraciones ejemplo de la posibilidad de transformación de los puntos con el aumento de la ferricidad del piroxeno están bastante condicionadas, sin embargo,

Fig. 45.- Diagrama Cpx-An-Opx para basaltoides saturados en Sílice.

1,2.- Basaltoides: 1.- Tipo Toleítico (Dorsal Medioatlántica; Islandia; Doleritas del Karroo [118, 100, 70]);

2.- Tipo Calco-alcalino (Vulk Dagdy, Primoria; Kamchatka [6, 47]); 3,4: Composiciones medias de los Gabros (incluidos los olivinonormativos): 3.- De diferentes tipos de Series de gabro-granitoides (Tabla 15);

4.- Tipo Plutónico de Complejos Ofiolíticos (ver Tabla 11). Las flechas indican la tendencia del cambio de la composición desde Gabro a Basalto; 5.- Composiciones medias de los Basaltos: I-III.- ver Fig. 42; 6.-Sistema cotéctico Di-An- En para 1 atm. y 15 Kbar. [111,125]; 7.- Cotéctico calculado para el Sistema Cpx-AnOpx para f=0,4; 8,9: Cambios en la composición de los eutécticos triples en el intervalo de presión desde 1 atm. hasta 15 Kbar. en los Sistemas Di-An-En (8) y Cpx-An-Opx para f= 0,4 (9).

dan información sobre la escala de este cambio. Bajo presiones de 15 kb la hedembergita funde congruentemente a temperatura de ≈1290°C, que es 300°C más baja que la temperatura de fusión del diópsido bajo la misma presión. Según la conocida equiparación de Schroeder puede calcularse la composición del eutéctico anortita-hedembergita con presión de 15 kb (40% de anortita) y su temperatura (1190°C). Al eutéctico anortita-diópsido bajo 15 kb corresponde un 62% en peso de anortita a temperatura de 1415°C [137]. Consecuentemente, el eutéctico con clinopiroxeno de ferricidad 0,4, típico de los basaltos, debe contener ≈ 52% en peso de anortita.

Si condicionalmente se acepta, que a presión atmosférica la temperatura de fusión de la hedembergita es 300°C más baja que la del diópsido (la hedembergita real en estas condiciones sufre una serie de complejas transformaciones en cadena), entonces es posible calcular que el contenido en anortita del eutéctico con hedembergita para estas presiones ≈ 15% en peso, pero en el eutéctico con clinopiroxeno de ferricidad 0,4 es de ≈ 30 % en peso.

Un razonamiento análogo se utiliza para el cálculo de la composición del eutéctico ortopiroxeno-plagioclásico. Los puntos eutécticos y las líneas cotécticas calculadas en el sistema piroxeno-plagioclásico con ferricidad del piroxeno de 0,4 se muestran por líneas en negro en las Figs. 42, 45 y 46, y un cuadro completo de la dependencia de la relación Fem/(Fem+An) respecto de la ferricidad de los silicatos fémicos está dada en la Fig. 44. La veracidad de los cumplimientos de los cálculos confirman de un modo evidente la tendencia de la evolución del fundido en el proceso de diferenciación del intrusivo de Skaergard [71]. Esta tendencia, hasta un valor de la ferricidad

Fig. 46.- Diagrama Cpx-An-Opx:

1-2.- Complejos Ofiolíticos: 1.- Gabroides del grupo Plutónico; 2.- Gabros del Grupo Volcano-intrusivo y Basaltos; 3.- Composiciones medias de gabroides del Grupo Plutónico del cinturón Platínico del Ural (Tabla 14); 4, 5.- Composiciones medias de gabros provenientes de las Series Gabro-Granitoídicas (Tabla 15):

4.- Grupos Plutónicos; 5.- Grupos Volcano-Intrusivos; 6.- Composiciones medias de los Basaltos: I-III.- Ver

Fig. 42; 7.- Límites de las fases del sistema Di-An-Fo para 1 atm [137]; 8.- Cotéctico calculado para el Sistema Cpx0,4 -An-Opx0,4; 9.- Cambios en la composición del cotéctico Cpx0,4 -An-Opx0,4 en el intervalo de Presiones desde 1 atm hasta 15 Kbar.; 10.- Campo del fundido de baja temperatura del Sistema Di-An-Fo en el intervalo dePresiones de 7-20 Kbar. [137].

de 0,65 es fuertemente paralela a las isobaras calculadas del cotéctico basítico y sólo con mayores ferricidades el paralelismo se pierde (Fig. 44). Rocas básicas de tales ferricidades (>0,65) son raras, por eso el significado práctico de la parte superior del diagrama para estas rocas no es grande. La tendencia del intrusivo de Skaergard y las isobaras del cotéctico son seguidas por las doleritas del Karroo, que se presentan a sí mismas como un claro fundido magmático. Una tendencia paralela es seguida por las toleítas de Islandia y de la Dorsal medio-Atlántica (tendencia 1').

La excelente coincidencia de las composiciones de las basitas reales con los cotécticos calculados (Fig. 44) confirma la veracidad de los cálculos realizados y permite utilizar las particularidades de composición del cotéctico de las rocas para la valoración de la presión a la que se ha individualizado el correspondiente fundido magmático.

Las presiónes (Plit y PH2O), como es sabido, disminuyen notablemente la melanocraticidad del cotéctico piroxeno-plagioclásico. Sobre la base de datos experimentales según sistemas aferríferos, y también de los cálculos realizados por nosotros para las composiciones con hierro, se ha comprobado una dependencia general de las relaciones Px/(Px+An) y Fe/(Fe+Mg) de la presión (Fig.- 44). Con la representación de los puntos eutécticos y de las líneas cotécticas se manifiesta la influencia sólo de la presión general, pero el sistema Cpx-An fué construido también con las presiones de agua.

La principal ley, como ya señalamos más arriba, concluye que con el crecimiento de la presión el contenido en plagioclasa en los cotécticos con piroxeno aumenta. Al mismo tiempo disminuye la relación Di/(Di+En) en el sistema Cpx-Opx-Pl, el más próximo a las basitas naturales saturadas en sílice: bajo 1 atm la relación mencionada alcanza un valor de 0,7 y bajo una presión de 15 kb el 0,3 (Fig. 45). De esta manera con la saturación del sistema basítico dos parámetros dependen fuertemente de la presión: (Opx+Cpx)/(An+Opx+Cpx) y Cpx/ (Cpx+Opx); y por tanto pueden ser utilizados para el análisis de las condiciones de formación del magma.

En las basitas no saturadas en sílice las cosas son más complicadas. Juzgando mediante el sistema Di-An-Fo, con un crecimiento de la presión hasta 5-6 kb el fundido de más baja temperatura se empobrece en diópsido y la relación Fem/(Fem+An) disminuye de 0,55 a 0,48 [137]. Como se ve, la tendencia en el cambio de composición en este caso es la misma que en el caso del sistema saturado en SiO2. Con un ulterior crecimiento de la presión la anortita con la forsterita no cristalizan conjuntamente, mientras que la zona de fundidos de baja temperatura en el intervalo de presión hasta 20 kb no sale de los límites del campo señalado con marcas en la Fig. 46.

El análisis de las relaciones de fase en el sistema Di-An-Fo están dificultadas a consecuencia de la existencia del campo de cristalización de la espinela, lo que convierte a este sistema en seudoternario. Sin embargo, esto no confunde su utilización para el conjunto petrológico; la mezcla de diópsido, el aumento de ferricidad del olivino y la disminución de la basicidad de la plagioclasa reducen el campo de cristalización de la espinela y con una composición de la plagioclasa de An67 desaparece produciendo un sistema binario Pl-Fo [94].

En relación a la cuestión de la influencia de la presión en el cotéctico basítico conviene prestar atención a que la distribución de los puntos figurativos de las basitas naturales no saturadas en sílice se caracteriza por la misma ley que lo hacen las variedades saturadas en el sistema piroxenoplagioclásico. Con contenidos de olivino normativo de hasta un 20-30 %, es decir, que superan un poco su cantidad en el cotéctico Ol-Cpx-An, las basitas olivino- y cuarzonormativas de unas y otras series forman una línea variacional en todos los diagramas (Figs. 44-46). El más representativo en estas relaciones es el diagrama Fem/(Fem+An)-Fe/(Fe+Mg) (Fig. 44). Entre las doleritas del Karroo, los basaltos de la Dorsal medio-Atlántica y el volcán Tingmuli en Islandia predominan las variedades cuarzonormativas, pero los basaltos con olivino normativo no desaparecen del enjambre general de puntos, situándose en zonas de cotéctico de baja presión (Basaltos oceánicos olivínicos de tipo picrítico, formando la tendencia 1''', pero también las rocas del sill Insizva del sistema Karroo (tendencia 2'') aparecen como no-cotécticas por composición y se presentan enriquecidas en cumulados olivínicos). Un campo más amplio lo forman los basaltos olivino- y cuarzonormativos del volcán Zheltovsk en la Kamchatka, así como los gabroides del batolito California Sur, los cuales responden a un cotéctico de más alta presión.

Los ejemplos mostrados enseñan que para el amplio campo de composiciones basálticas y gabroídicas los diagramas propuestos pueden ser utilizados para composiciones tanto olivino- como cuarzonormativas.

Reflexionando sobre que algunos tipos de basaltos toleíticos de baja presión, presentan más alto índice fémico en comparación con el cotéctico de dos piroxenos con ferricidad de 0,4, lo que pudiera corresponder al extremo de baja presión (Figs. 45 y 46). Tal situación de los puntos está condicionada por la ferricidad de estos basaltos, la cual es mayor que la calculada de 0,4. Para la estimación de la presión de basitas de cualquier ferricidad es conveniente el uso del diagrama con coordenadas Fe/ (Fe+Mg)-An/(An+Fem) (Fig. 44) en el que están trazados los cotécticos de la plagioclasa con diferentes silicatos fémicos. Las basitas de las series típicamente toleíticas de tipo barofóbico, que ya han sido mencionadas, se disponen en este diagrama en zonas de, comparativamente, bajas presiones (2-6 kb) correspondientes a una profundidad de generación del magma de 10-25 km, pero los basaltos calco-alcalinos de las series barofílicas orogénicas y de arco-isla corresponden por composición a un cotéctico de alta presión (10-15 kb).

Para la mayor parte de las basitas, la determinación de la presión es necesario acompañarla con las isobaras del cotéctico Cpx-Opx-An; para las composiciones saturadas en SiO2 con relaciones Opx/ Px > 0,7 el cotéctico Opx/An, pero con Cpx/Px > 0,7 el cotéctico Cpx-An. Para las basitas olivinonormativas con relaciones Ol/Fem > 0,7 la utilización del diagrama propuesto es imposible. Parcialmente, para ellas, es imposible juzgar sobre la presión de formación de rocas picríticas o troctolíticas, es decir, con las rocas en las que en la parte fémica, el olivino, raramente predomina sobre el piroxeno.

La principal indeterminación para el análisis de la presión de formación del magma mediante la composición global de las basitas está relacionada con que en la mayoría de los casos es difícil valorar la relación entre la Plit y la PH2O. La presión de agua, al igual que la general, aumenta el carácter leucocrático de los cotécticos basíticos pero en mucho mayor grado. En el diagrama de la

Fig. 44 se dan los datos experimentales de H. Yoder [148] de la influencia de la presión de agua en la composición del eutéctico diópsido-anortita. De estos datos se deduce que con Plit≈15 kb se produce el mismo índice fémico para el cotéctico Cpx-An, que con PH2O ≈ 3 kb.

La valoración aproximada de la presión de agua es posible con base a la presencia o ausencia de hornblenda magmática, la cual dependiendo de la composición del fundido basítico cristaliza con PH2O > 0,9-1,5 kb [34]. En conjunto, se debe reconocer que sólidos criterios para la valoración de la presión de agua para los fundidos basálticos aún no se encuentran elaborados. Toda una serie de hechos evidencia que el contenido en agua de los magmas basálticos de tipo calco-alcalino es mayor que en el tipo toleítico (ver capítulo 7). Esta cuestión en la actualidad divide a la mayoría de los petrólogos, aunque de ella aún no se deduce que el más alto carácter leucocrático de los basaltos calco-alcalinos en comparación con los toleíticos (Figs. 44-46) está condicionado tan solo por la presión de agua. En muchos casos es indudable que el carácter leucocrático más alto de estas basitas está relacionado más bien con la influencia de la presión general. La mayor convicción proviene de la pertenencia de los gabroides tempranos de tipo plutónico al cotéctico de más alta presión en comparación con los basaltos del grupo volcano-intrusivo que forman con las variedades plutónicas una sola asociación (Figs. 45 y 46). Esta ley resiste dependiendo de que con la sobresaturación de la roca en sílice o la subsaturación, la roca contenga silicatos portadores de agua o no.

Más abajo volveremos a la sistemática de las basitas según estos parámetros. Aquí señalaremos que los basaltos típicamente toleíticos de tipo oceánico y de las series continentales diferenciadas se distinguen poco de los basaltos calco-alcalinos de series orogénicas y de algunos arcos-isla. Los primeros se agrupan a lo largo del cotéctico de baja presión y los segundos en la zona del cotéctico de presión más alta (Figs. 44 y 45), lo que puede servir como un objetivo principal para la separación de las series magmáticas de tipo barofílicas y barofóbicas, es decir, la tipificación de las series según la profundidad de la formación del magma (Capítulo 8).

LOS GABROS DE LOS GRUPOS PLUTONICOS Y VOLCANO-INTRUSIVOS

En la petrografía clásica los gabroides se consideraban como análogos intrusivos de los basaltos. Estos dos grupos de rocas emparentan la pertenencia a la amplia familia de los cotécticos de la plagioclasa con diferentes minerales fémicos. Sin embargo, los investigadores hace tiempo que prestan atención a que grupos separados de gabroides presentan características de su composición material que los diferencian de todos los tipos conocidos de basaltos [29, 43, 54, 72, 74, 143]. En primer lugar

Fig. 47.- Diagrama TiO2-FeO´; P2O5-V y Zr-Y para los Gabroides de los Grupos Plutónicos (1) y Volcano-intrusivos (2).

esto se refiere a aquellos de entre ellos que tienden geológicamente no hacia los basaltos, sino a diferentes hiperbasitas. Los más comunes, en estas relaciones, son los complejos ofiolíticos.

En los complejos ofiolíticos los gabroides muestran una estrecha relación con las hiperbasitas

Tabla 11.- Contenido medio en elementos,

Basaltos de Complejos Ofiolíticos.

Continuación Tabla 11:

* Hierro en forma de Fe2O3

Clave: 1.- Córcega [93]: a.-Troctolita, b.- Gabro; c.- Basalto. 2.- Pequeño Cáucaso [49]: a.-Gabro; b.- Basalto; 3,4.- Región de Kempirsaisko-Jabarinsk Ural [88]: 3.- Complejo ofiolítico temprano: a.- Troctolita; b.- Gabro olivínico; c.- Gabro diopsídico; d.- Gabro-diabasa; e.- Basalto; 4.-Complejo ofiolítico tardío: a.Gabro; b.- Gabro-diabasa. 5.- Omán [90]: a.- Gabro; b.- Basalto. 6.- Complejo de Jan-Tashirski, Mongolia [99]: a.- Gabro-noritas; b.- Diabasas, lavas. El contenido en óxidos se recalculó según compuestos anhidros

de parte de la sección y junto con las últimas forman el basamento metamorfizado sobre el cual yacen los basaltos [36]. En todos los complejos ofiolíticos descritos en la literatura, los gabroides se diferencian claramente de los basaltos de los mismos complejos por un aumento en el contenido en Aluminio, Magnesio y Calcio y un menor contenido de Titanio, Hierro, Metales Alcalinos y Fósforo. Algunos ejemplos se dan en la Tabla 11

Las diferencias estables en el contenido en elementos petrogenéticos están acompañadas por no menores diferencias características en las concentraciones de elementos raros y dispersos: en comparación con los basaltos, los gabroides ofiolíticos (alpinotípicos) siempre están fuertemente empobrecidos en Zirconio, Ytrio, Vanadio y enriquecidos en Cromo, Niquel, Cobalto y poseen una relación Ni/Co elevada.

Las troctolitas y los gabros olivínicos son los que se diferencian más fuertemente de los basaltos. Los gabros diopsídicos y las gabro-noritas según el contenido en algunos elementos se acercan a los basaltos, aunque las diferencias más habituales se conservan. Como característica fundamental de todos los gabros ofiolíticos alpinotípicos aparece la existencia de una plagioclasa muy básica (bitownita o anortita) y el empobrecimiento en minerales accesorios tales como magnetita, apatito y esfena. Al mismo tiempo en las troctolitas y algunos tipos de gabros olivínicos aparece la cromoespinela. Como acertada ilustración a lo dicho sirve la confrontación de los basaltos y diferentes tipos de gabros (Fig. 47) en detalladas investigaciones de los autores en el complejo ofiolítico de la región de Kempirsaisk-Jabarinsk en el Ural Sur, la cual ha sido descrita con detalle anteriormente [88].

Las diferencias entre las composiciones de gabros y basaltos están claramente manifestadas en todos los tipos de complejos ofiolíticos: dunito-hazburgíticos y lherzolíticos [36], dunito-hazburgíticos y verlíticos [54], aunque los propios gabroides en asociaciones ofiolíticas de distinto tipo, por lo visto, no son completamente homogéneas por su composición. Nosotros ahora no analizaremos sistemáticamente estas diferencias, puesto que la propia clasificación de los complejos ofiolíticos aún no está completada. En cualquier caso, a juzgar por la sección vertical de los complejos ofiolíticos de

1-3: Gabroides del Macizo de Kokpektinsk: 1.- Troctolita; 2.- Gabro olivínico; 3.- Gabro diopsídico;

4.- Composición media de los Basaltos: I-III.- ver Fig. 42; 5.- Campo de los fundidos de baja temperatura del Sistema Di-An-Fo en el intervalo de Presiones entre 7-20 Kbar. [137];

6.- Tendencias: 1.- Rocas a partir de capas estratificadas ricas y pobres en piroxeno: 2.- Troctolitas Reactivas y de Cumulados [74]. Composiciones de las rocas situadas entre las Coordenadas Pl-Px-Ol, cuyo campo de cristalización responde al Sistema Di-An-Fo [137].

la región de Kempirsaisk-Jabarinsk en el Ural Sur, que sirve suficientemente de parámetro estándar y típico para las ofiolitas continentales, puede proponerse que de las más tardías ofiolitas de tipo verlítico, propias de un régimen geodinámico próximo al actual de arco-isla, están algo enriquecidas en elementos alcalinos y alcalinotérreos en comparación con los gabroides del complejo temprano de tipo hazburgítico [88]. Sin embargo estas diferencias están manifestadas sobre un fondo mucho más claramente común de composiciones de los gabroides ofiolíticos, que unifican estas rocas en un grupo especial que no tiene análogos cercanos entre los basaltos. La excepción la componen las así llamadas komatiitas basálticas, que de vez en cuando aparecen en complejos ofiolíticos y hace poco han sido descritas en Mongolia [58]. La rareza de semejantes rocas tan solo subraya la diferencia de composición de los gabroides ofiolíticos alpinotípicos respecto de los basaltos comunes y sirve al mismo tiempo como confirmación indirecta de la naturaleza magmática de los gabroides.

Al lado de los gabroides examinados, en los complejos ofiolíticos aparecen rocas completamente cristalizadas de composición basáltica, que representan las facies intrusivas de los basaltos y están desarrolladas en la parte superior del corte ofiolítico estandar en forma de «pillow» lavas. A menudo con las facies intrusivas de los basaltos aparecen variedades hipoabisales, las cuales más frecuentemente los autores las clasifican como diabasas o gabro-diabasas y corresponden geológicamente al complejo de diques paralelos. Frecuentemente tales gabros forman cuerpos intrusivos bastante grandes, siempre relacionados geológicamente con las facies volcánicas o subvolcánicas. La composición mineral de los gabros «basálticos» presenta variedades labradoríticas clinopiroxénicas o con dos piroxenos, a menudo en una u otra cantidad conteniendo anfíbol. La variedad de minerales accesorios es más amplia que en los gabroides examinados más arriba: A menudo magnetita, esfena y zircón.

En algunos complejos ofiolíticos continentales poco erosionados y en los rifts oceánicos actuales [49] los gabroides próximos por composición a los basaltos aparecen como los miembros intrusivos principales de la asociación ofiolítica.

Fig. 48.- Diagrama Px-Pl-Ol.

De esta manera, puede constatarse que en los complejos ofiolíticos se diferencian dos grupos discretos de gabros, uno de los cuales muestra una relación geológica con las hiperbasitas y se diferencia claramente por composición global de los basaltos y el otro, al contrario, asociado claramente con los basaltos y próximo a ellos por composición global. Los gabros del primer grupo como no presentan análogos volcánicos pueden ser denominados plutónicos y los del segundo grupo volcano-intrusivos [72].

Fig. 49.- Diagrama Cpx-An(Ol+Opx) para los Gabros Plutónicos del Macizo Kokpektinsk.

1-3.- Ver Fig. 48; 4.- Secuencia temporal de los Gabros (Tabla 12); 5.- Cotéctico del Sistema Cpx0,4 -An-Opx0,4; 6.- Composición del Eutéctico en el intervalo de Presiones desde1 atm. hasta 15 Kbar.

Las interrelaciones geológicas de estos dos grupos de gabros son simples: los gabros del tipo volcano-intrusivo se forman más tarde que los gabroides plutónicos y se concentran en las partes altas del complejo ofiolítico. En los últimos años se ha establecido que los diques paralelos diabásicos se disponen en el límite entre las partes gabroica y volcanogénica de la sección ofiolítica estándar, cortando a la parte superior de la serie plutónica gabroica, pero están ausentes de las hiperbasitas subyacentes y de los gabroides adyacentes a ellas [21, 36]. A partir de esto los investigadores han concluido que las rocas del complejo de diques paralelos, las cuales en nuestra clasificación pertenecen al grupo volcano-intrusivo, son más jóvenes que los gabros y aparecen como sus derivados. En la siguiente sección mostraremos que tal conclusión está confirmada por los datos petrológicos y geológicos.

Los basaltos y sus análogos intrusivos se presentan como rocas tipicamente magmáticas de composición homogénea, mientras que los gabroides del grupo plutónico en los complejos ofiolíticos forman series estratificadas en las que la composición de las rocas en bandas separadas varía ampliamente desde variedades sin feldespato a anortosíticas. Naturalmente, la comparación de los gabros con los basaltos tiene sentido sólo en aquellos casos cuando conviene mostrar que la composición de los primeros responde a un fundido magmático. A menudo realizar esto no es sencillo porque el proceso de fraccionación por un lado y el metamorfismo por otro dificultan la separación de las variedades ortomagmáticas, lo que también sirve como base a las ideas contradictorias sobre la naturaleza del gabro alpinotípico. Según algunos datos se corresponden a rocas magmáticas que contienen inclusiones fundidas [4], según otros son metamórficos [25]. Según la mayoría de los

investigadores las evidentes diferencias en la composición material entre los basaltos y los gabros se deben a la naturaleza cumulada de los últimos [36, 49, 143].

Una investigación especial ha mostrado que, en aquellos casos cuando los gabros alpinotípicos forman cuerpos homogéneos macroscópicos, al igual que los basaltos, presentan una composición que responde a un fundido original. En este sentido se ha mostrado el ejemplo mencionado en la sección anterior del gran macizo de Kokpektinsk que pertenece al complejo ofiolítico temprano de la región Kempirsaisk-Jabarinsk en el Ural Sur y está compuesto por un conjunto de tres variedades principales de rocas: troctolitas y gabros olivínicos y diopsídicos [88]. Estas rocas presentan una posición determinada en la estructura del macizo y forman grandes campos de composiciones homogéneos: las troctolitas en el flanco acostado del macizo, los gabros olivínicos forman principalmente la parte central del macizo y en la parte superior se mezclan con los gabros diopsídicos. Las rocas que se disponen en los niveles estratigráficos más altos son contemporáneas y más jóvenes: los gabros diopsídicos forman múltiples venas que afectan a los olivinicos, que a su vez cortan a las troctolitas.

Clave.- 1: Xenolito troctolítico en un Gabro olivínico (2), el cual está cortado por una vena (dique) de Gabro olivínico (3) de textura ofítica.

Según la composición, todas las variedades de rocas mencionadas corresponden tipicamente a los gabros alpinotípicos y presentan sus características. Es posible tan solo señalar, que a diferencia de la mayoría de los otros gabroides alpinotípicos, las rocas del macizo Kokpektinsk están comparativamente más débilmente metamorfizadas y con frecuencia los minerales no están afectados por las recristalizaciones de baja temperatura: olivino, piroxeno, plagioclasa, cromoespinela y

Tabla 12.- Composición de los Gabroides del Macizo Kokpektinski, % en peso.

Las zonas estratiformes, en las que las rocas adquieren una estructura en capas, entre los límites del macizo examinado disfrutan de un desarrollo subordinado y constituyen aproximadamente un 10-20% de su parte aflorante.

Hemos realizado una investigación especial sobre el grado de homogeneidad de los gabroides por medio de su prueba sistemática a lo largo de una línea de 4 km de largo cortando el macizo desde la base al techo. El enorme material analítico se da en forma completa en los trabajos [74, 88], pero en la Tabla 11 están establecidos solo sus valores medios. Los datos obtenidos evidencian que cada grupo de gabros (excluyendo las zonas estratificadas) es bastante homogéneo en composición química y en correspondencia con las paragénesis minerales responde al cotéctico estudiado experimentalmente, que se presenta, a nuestros ojos, como una prueba irrefutable de su naturaleza magmática. Geológicamente esta conclusión se confirma por la existencia de diques de composición correspondiente. Sobre todo, son importantes, en este sentido, los diques de troctolitas que se hallan entre hazburgitas. A diferencia de la principal variedad de troctolitas, que poseen una estructura de grano grueso, las rocas de los diques, con la misma composición material, son de grano fino, lo que está condicionado por su enfriamiento. De esta manera, en el macizo Kokpektinsk los gabroides plutónicos representan un fundido magmático, que siempre se ha diferenciado en composición del basáltico. Puesto que ellos presentan muchas características parecidas a las de los gabroides plutónicos de otros complejos ofiolíticos (Tabla 11), su comparación con los basaltos adquiere un significado general.

Tabla 13.- Cálculo del modelo de diferenciación fraccionada para gabroides plutónicos del Macizo de Kokpektinsk.

Conviene prestar una especial atención al fuerte carácter cotéctico de los gabroides (Fig.

43). Nosotros ya señalamos que en el caso de los gabroides de naturaleza magmática es necesario esperar un aumento de la melanocraticidad de la serie troctolita-norita-gabro diopsídico. El gabro olivínico, según el grado de melanocraticidad, debe ser intermedio entre las troctolitas y los gabros diopsídicos, puesto que la mezcla del olivino en el cotéctico diópsido-plagioclasa aumenta el contenido de plagioclasa en él. Los gabroides del macizo Kokpektinsk siguen excepcionalmente bien esta regla. El contenido de plagioclasa en las troctolitas alcanza el 70-75%, en el gabro olivínico el 57-67% y en el gabro diopsídico el 50%. Los puntos representativos de las composiciones modales y normativas de las troctolitas se concentran próximos al cotéctico olivino-plagioclásico, los del gabro diopsídico cerca del cotéctico diópsido-plagioclasa, pero los puntos del gabro olivínico se distribuyen entre estas dos líneas (Fig. 43).

1-5: Rocas del Complejo ofiolítico de Kempirsaisk-Jabarinsk: 1.- Parte del Corte bandeado de Cumulado (Tendencia 1´´´); 2.- Troctolitas; 3.-Gabro olivínico; 4.- Gabro diopsídico (Tendencia 1´); 5.- Basaltos y sus análogos intrusivos (Tendencia 1´´); 6, 7: Composiciones medias de las rocas de los Complejos ofiolíticos (Tabla 11): 6.- Gabros Plutónicos; 7.- Basaltos y sus análogos intrusivos; 8, 9: Gabroides del Cinturón Platínico del Ural (Tendencia 2): 8.- Anortitícaolivínica; 9.- Gabro-noritas labradoríticas; 10 Composiciones medias de las Picritas y Basaltos del cinturón Vetreni, Karelia (Tendencia 3) [42]; 11.- Gabros originales y composición calculada del fundido restante del intrusivo de Skaergard (Tendencia 4) [71]; 12-15: Cotécticos: 12.- An-Cpx; 13.- An-Cpx-Opx; 14.- An-Cpx-Ol; 15.- An-Opx

En el proceso de evolución desde las troctolitas al gabro diopsídico el fundido cae en el campo de baja temperatura del sistema Di-An-Fo (Fig. 48) y los puntos representativos de los gabroides forman una zona que se extiende a lo largo del cotéctico plagioclasa-olivino. Esta misma tendencia en coordenadas Cpx-An-(Opx-Ol) corresponde perfectamente al rastro del cambio de composición del eutéctico plagioclasa-dos piroxenos con caida de la presión desde 15 a 3-4 kb (Fig. 49).

Las rocas jóvenes entre los límites de esta tendencia se presentan como más melanocráticas debido al enriquecimiento en el componente diopsídico y de más baja temperatura. El aumento del índice fémico en el proceso de evolución magmática está de acuerdo con las reglas del cambio de composición del fundido en el sistema An-Di-Fo, que se manifiesta claramente en todos los casos

Fig. 50.- Diagrama Fe/(Fe+Mg)Fem/(Fem+An).

cuando se consigue fijar de una manera inmediata las relaciones temporales de los gabroides. En la Tabla 12 se dan las composiciones de las principales variedades de gabro olivínico del macizo Kokpektinsk (2), de un xenolito troctolítico en él (1) y de venas de gabro olivínico de grano fino (3) que cortan la variedad principal. Estos ejemplos están escogidos de un solo afloramiento situado en la parte oriental del macizo, en la orilla derecha del río Shandasha. Las rocas jóvenes en esta secuencia se hacen más melanocráticas a cuenta del crecimiento de la cantidad de diópsido y el contenido de plagioclasas menos cálcicas, es decir, están caracterizadas por las mismas reglas que la tendencia general evolutiva temporal de los gabros plutónicos del macizo Kokpektinsk (Figs. 43, 44 y 49).

En la Fig. 49 se aprecia claramente que los puntos representativos de las rocas que se dan en la Tabla 12 coinciden con la tendencia general del gabro. Ya que tal tendencia responde al cambio de la composición de los fundidos de más baja temperatura entre los límites del sistema An-Di-Fo y An-

Fig. 51.- Características geoquímicas de los gabroides de diferente tipo (Contenido en los elementos en ppm).

I-III: Campos de las composiciones de los Gabroides; I.- Alpinotípicas;

II.- Formaciones Dunito-clinopiroxenítico.gabroideas del C. Platiníco;

III.- De diferentes tipos de Series Gabro-graníticas. Las flechas indican las tendencias evolutivas.

Tabla 14.- Composiciones medias de los gabroides de los grupos Plutónico y Volcano-intrusivos del Macizo

Kytlymsk

la Formación Dunito-clinopiroxenítica-gabroica [26]; % en peso

Clave: 1.- Troctolita (4); 2.- Gabro olivínico (6); 3.- Gabro diopsídico-anfibólico (14); 4.- Gabronorita (15). Entre paréntesis nº de análisis.

Opx-Cpx con descenso de la presión, entonces él(el cambio) puede ser condicionado por el proceso de cristalización fraccionada en condiciones de caída de la presión.

Para la comprobación de esta suposición hemos realizado cálculos que permiten valorar hasta que punto las composiciones de las rocas en la serie temporal de los gabroides del macizo Kokpektinsk corresponden al modelo de fraccionamiento. El crecimiento del componente diopsídico y la caída del contenido en Al2O3 de la troctolita al gabro diopsídico (Tabla 13) evidencian que asegurar tal evolución es posible sólo por la fraccionación de la fase sólida, próxima por composición global a la troctolítica (Fig. 49). Si las rocas predominantes en el macizo Kokpektinsk son los gabros olivínicos, entonces se habrán originado a partir de un fundido original; incluso calculamos la composición del líquido restante en condiciones de separación desde este fundido de la mezcla de olivino y plagioclasa cuya composición corresponde a la troctolita media (Tabla 11). La cantidad de líquido restante habitualmente es igual a 0,7. Las concentraciones de los elementos del fundido restante se calculan mediante la fórmula

Co-CS+FCS

CL = --------------------- (5)

y para los elementos raros se realizó una comprobación complementaria por la fórmula de la ley de Raleigh

CL = CoFK-1 (6)

donde CL es la concentración de los elementos en el fundido restante; CS, la concentración de los elementos en las fases sólidas separadas (en la troctolita); Co, la concentración de los elementos en el fundido original (gabro olivínico); F, la parte pesada del líquido que queda después de la fracionación (F=0,7); K, el coeficiente de división determinado como relación del equilibrio en la concentración de elementos en la fase sólida (o fases) y su concentración en el líquido a partir del cual la fase líquida cristaliza. Utilizamos los siguientes valores del coeficiente de división: para la plagioclasa 0,01 y para el olivino 0,01 (Zr, V, TR) 0,05 (V) 2,5(Co) y 10 (Ni) [116]. Como resultado del cálculo se obtuvo para la mayoría de los elementos una satisfactoria correspondencia entre las concentraciones observadas y calculadas (Tabla 13), lo que evidencia la verosimilitud del proceso de fraccionación cotéctica en la petrogénesis de la serie evolutiva de gabroides plutónicos.

A consecuencia de tal fraccionación se forma una secuencia estándar de rocas que se caracteriza por el crecimiento de la ferricidad y el valor del índice fémico (Fig. 50, tendencia 1'). La evolución del gabro olivínico al diopsídico responde a unas condiciones de descenso de la presión, aunque las basitas del grupo volcano-intrusivo evolucionan, en primera aproximación, isobáricamente.

Los puntos representativos de los gabros olivínicos plutónicos del macizo Kokpektinsk y de las composiciones medias de otros complejos ofiolíticos (Tabla 11) se concentran en zonas de alta presión respondiendo aproximadamente a una presión ≈ 10 kb, pero los basaltos de todos los complejos ofiolíticos corresponden a un cotéctico de baja presión (1-5 kb) y producen una tendencia claramente isobárica (1''), que se diferencia de la tendencia del gabro olivínico que evoluciona con

presión descendente (1').

La consideración de una naturaleza cumulada de los principales tipos de gabros ofiolíticos, cuando los últimos son considerados cualitativamente cumulados de un magma basáltico toleítico, que generan las «pillow-lavas» de la parte superior de la sección, no está de acuerdo con las principales particularidades de la composición material de los gabros y la tendencia de su evolución. Las tendencias cumuladas de las secciones ofiolíticas son diferentes de las tendencias de la evolución magmática. En las últimas con el crecimiento de la ferricidad crece el índice fémico, pero en las series cumuladas disminuye (o la ferricidad se mantiene constante independientemente del valor Fem/ (Fem+An). En el mismo macizo Kokpektinsk peincipalmente en la parte inferior, troctolítica, del corte se señalan algunas zonas de construcción en torno a los 50 m de espesor en las que se intercalan capas de «verlitas» con rocas esencialmente plagioclásicas del tipo anortosita, troctolita y gabro olivínico con cantidades variables de olivino y diópsido. Las zonas con tal estructura se encuentran ampliamente difundidas en las secciones ofiolíticas y a menudo se interpretan como cumulados [36, 43]. Los puntos representativos de las rocas de tales zonas en el macizo de Kokpektinsk, exactamente igual que en otros complejos ofiolíticos forman la tendencia (1'''), que se diferencia claramente de las otras tendencias (1', 1'') que siguen los gabroides ortomagmáticos de este macizo (Fig. 50).

En relación con lo anterior, es necesario señalar que, por ejemplo, los cumulados olivinoplagioclásicos, en el caso general, deben de ser más melanocráticos que las troctolitas ortomagmáticas. Los ejemplos de tales troctolitas cumuladas son numerosos. Son conocidos en ambientes oceánicos, por ejemplo en los testigos del sondeo 334 perforado en el Oceáno Atlántico [106], en complejos ofiolíticos continentales [36], en intrusivos estratiformes [71], y se diferencian claramente de las magmáticas con elevado contenido en Magnesio y un evidentemente más bajo contenido en Aluminio. Ellas son características, sobre todo, de las series que responden a una tendencia evolutiva picrítico-basáltica, cuando la diferenciación tiene lugar por el proceso de acumulación residual en relación al cotéctico basítico del olivino (ver capítulo 7, Fig. 61, tendencias 2'' y 3'').

Complejos dunito-piroxenito-gabroicos y gabro-graníticos. Dos grupos de gabroides, plutónico y volcano-intrusivo, están desarrollados no sólo en complejos ofiolíticos, sino también en todos los otros tipos de asociaciones magmáticas que contienen basitas. En los macizos de formaciones dunito-clinopiroxenito-gabroicas del cinturón Platínico del Ural los gabroides del grupo plutónico presentan variedades anortosíticas y biotitico-olivínicas o diopsídicas y se diferencian sistemáticamente de los gabroides plutónicos ofiolíticos alpinotípicos de alta ferricidad (Fig. 50) por un elevado contenido en Hierro, Titanio, Vanadio, Estroncio y Fósforo y un menor contenido en Cromo y una baja relación Ni/Co (Fig. 51). La concentración de estos elementos en los gabroides alcanza el nivel basáltico y en Estroncio incluso los supera un poco. Junto a los gabroides plutónicos les une el contenido anortítico de la plagioclasa, un elevado contenido en Calcio, Magnesio y Aluminio, así como un parecido bajo nivel de contenido en Ytrio y Zircón.

Es característico que la tendencia del cambio en la composición (Tabla 14) en la serie troctolitagabro olivínico-gabro diopsídico en los macizos del cinturón Platínico sea la misma que en el macizo alpinotípico de Kokpektinsk. En esta serie crecen regularmente los contenidos en Hierro y Titanio

y disminuye (a cuenta de la plagioclasa) el contenido en Aluminio, es decir, cumplen las principales reglas de la evolución de los gabroides plutónicos, los cuales están condicionados por su naturaleza cotéctica. Sin embargo, a consecuencia de la intensiva fraccionación de los minerales coloreados en el cinturón Platínico se desarrollan ampliamente los gabroides bandeados, lo que dificulta la separación

Tabla 15.- Composiciones medias de gabros de distintos tipos de Series Gabro-granitoideas y Tonalitogranodioritoideas; % en peso

Clave.- Formaciones (Fm.): 1.- Gabro-sienitoidea 2,3.- Gabro-granosienitoidea: 2.-Complejo gabroico temprano, 3.- Complejo gabro-granitoideo; 4.- Gabro-diorito-granitoidea; 5.- Gabro-diorito-plagiogranitoidea (Trondjemitica); 6,7.- Gabro-plagiogranitoidea: 6.- Complejo Gabroico temprano, 7.- Complejo Gabroplagiogranítico; 8.- Tonalito-granitoidea; 9.- Monzodiorito-granitoidea. I-III.- Composiciones medias de las Formaciones de Basaltos: I.- Toleita oceánica [49], II.- Olivino-basáltica continental [43], III.- Andesítica [43]. Entre paréntesis nº de análisis.

de los tipos cotécticos de rocas. Los gabroides del grupo volcano-intrusivo en el cinturón Platínico presentan gabro-noritas labradoríticas, las cuales según su composición química están próximas a los basaltos altamente alumínicos (Tabla 14).

A.A. Efimov ya prestó atención en su tiempo a la existencia de dos tipos determinados de gabroides en los macizos del cinturón Platínico [26], considerando las gabro-noritas como análogos magmáticos de los basaltos, pero considerando los gabroides anortosíticos como rocas metasomáticas de origen apohiperbasítico.

La tendencia evolutiva de los gabroides del cinturón Platínico, construida según datos de análisis químicos de muestras de rocas de los macizos de Kytlymsk, Pavdinsk y Taguilsk, es semejante a la tendencia de los gabroides alpinotípicos del macizo de Kokpektinsk (Fig. 50, tendencia 2), pero está caracterizada por rocas más ferríferas. La parte predominante de los gabros olivínicos del grupo plutónico responde por composición al cotéctico bajo presión global de entre 15 y 20 kb, pero las gabro-noritas del grupo volcano-intrusivo lo hacen entre 10 y 15 kb.

Fig. 52.- Diagrama Fe/(Fe+Mg)Fem/(Fem+An) para los Gabros asociados con Granitoides.

1-3: Serie de Magnitogorsk: 1.- Gabro Plutónico del complejo Temprano. 2.- Gabro del complejo Tardío del Grupo Volcano-intrusivo; 3.- Composición media del Granito; 4-6: Serie Katynadyrsk: 4.- Gabro Plutónico del Complejo Temprano; 5.- Gabro del Complejo Tardío; 6.- Composición media del Plagiogranito; 7.- Gabro original y composición calculada del fundido restante del intrusivo de Skaergard [71]; 8-11: Cotécticos: 8.- An-Cpx; 9.- An-Cpx-Opx;10.- AnCpx-Ol; 11.- An-Opx; 1,2: Tendencias: 1.- Series de Magnitogorsk; 2.Series Katynadyrsk: Restante explicación en el texto.

Por contenido en elementos raros los gabroides “basálticos” anortíticos plutónicos y labradoríticos no se diferencian y forman un único campo que está separado claramente del de los gabros alpinotípicos (Fig. 51). Con todo, las diferencias no afectan tan solo a la concentración de los elementos, sino que en una serie de casos es distintiva una relación correlativa. Por ejemplo, en los gabros alpinotípícos el contenido de Cobalto y Vanadio, el valor de la relación Ni/Co y el contenido en Vanadio están relacionados inversamente, pero en el caso de los platínicos la dependencia es directa. B.G. Lutts [49] mostró unas convincentes leyes para los diferentes tipos de basaltos y las relacionó con la profundidad de fusión del magma original. En los casos examinados por nosotros las diferentes tendencias de los elementos raros están condicionadas por pequeñas variaciones en la composición de los elementos petrogenéticos, en primer lugar del Hierro. En los gabros enriquecidos

en Hierro del cinturón Platínico un papel importante en la distribución de los elementos raros lo juega la magnetita, mientras que en los gabros alpinotípicos, que no contienen magnetita, las reglas de conducta de estos elementos están determinadas por la fraccionación del olivino

Fig. 53.- Diagrama Cpx-An(Ol+Opx) para los gabroides de las Series de Magnitogorsk y Katynadyrsk.

1-6- Ver Fig. 52. Explicación a la Tendencias, véase el texto.

Las interrelaciones geológicas no dejan lugar a dudas sobre la edad más jóven de las gabronoritas labradoríticas del grupo volcano-intrusivo en relación a los gabros anortosíticos plutónicos. En el macizo Kytlymsk hemos señalado reiteradamente la existencia de venas de gabro-noritas en gabroides olivínicos y olivinoclinopiroxénicos, que cortan el bandeado y la estructura fluidal, de los últimos, lo que confirma las observaciones anteriores [26]. Las relaciones temporales de los gabroides de los grupos plutónicos y volcano-intrusivos en el cinturón Platínico son las mismas que las de los complejos ofiolíticos.

En diferentes tipos de asociaciones de gabro-granitoides y de gabro-sienitoides asimismo se separan dos grupos de gabroides. Como fue establecido en resultado a las investigaciones de los últimos años, en tales asociaciones se separan el complejo gabroico temprano, cuyas rocas no poseen equivalentes volcánicos entre los efusivos asociados y presentan una serie de características composicionales generales con los gabroides plutónicos típicos. Ellos se diferencian regularmente de los gabroides más jóvenes, los cuales entran en calidad de precedentes directos de los granitoides en un único complejo gabro-granítico y se encuentran muy próximos a los basaltos co-magmáticos de las rocas intruidas [88]. La composición media de los gabroides tempranos y tardíos de diferentes tipos de series de gabro-granitoides se da en la Tabla 15. Está visto que los primeros siempre tienen un alto contenido en Aluminio, Magnesio y Calcio y más bajo en Hierro, Titanio, Metales Alcalinos, Zircón e Ytrio, es decir, se caracterizan por las mismas peculiaridades que son típicas de los gabroides del grupo plutónico de los otros tipos de asociaciones de rocas intrusivas examinadas más arriba.

Examinaremos algunas reglas de la evolución de los gabros de los grupos plutónico y volcanointrusivo en el ejemplo de dos series de gabro-granitoides detalladamente conocidas: la serie de etapa geosinclinal temprana de alta calcificidad apotásica de Katynadyrsk y la geosinclinal tardía Sódico-Potásica de alta alcalinidad de Magnitogorsk. La composición media de los gabros de ambos grupos de una y otra serie se dan en la Tabla 15

Al igual que en los complejos ofiolíticos, la evolución de los gabroides tempranos tiene lugar

con un proceso de disminución de la presión (Fig. 52, tendencias 1, 2) y la de los gabroides tardíos responde claramente a un cotéctico isobárico (Fig. 52, tendencias 1', 2').

En el caso general (en ambos) el crecimiento de la ferricidad de las rocas está acompañado de un aumento del índice fémico. Estas y otras variaciones petroquímicas señalan el cambio de los gabroides plutónicos a los gabros del grupo volcano-intrusivo (aumento en el contenido en Titanio, Hierro y Metales Alcalinos) que acompañan en ambas series a cambios de un mismo tipo de la composición mineral. Los gabroides tempranos se diferencian por la basicidad de la plagioclasa An70-75, con la cual se asocian en la serie de Katynadyrsk dos piroxenos y en la Magnitogorsk clinopiroxeno y olivino La magnetita está ausente, la ferricidad de las rocas y minerales no supera el 0,35. En los gabros del grupo volcano-intrusivo la plagioclasa adquiere una composición de An50-65, el ortopiroxeno y el olivino desaparecen y como mineral fémico preponderante está la hornblenda, que se asocia a los relictos de piroxeno; además existe magnetita y crece la ferricidad de los minerales y de la roca en su conjunto. Como se ve, el cambio de la composición química y mineral de las rocas, que unifícan las tendencias 1,1' y 2,2', tienen el mismo carácter que en los complejos ofiolíticos con la evolución de los gabros plutónicos a los basaltos y sus efusivos co-magmáticos. Las características específicas de los gabros que están asociados a los granitoides consiste en que en ellos frecuentemente se diferencia una rama en la que, paralelamente con el crecimiento de la ferricidad, el índice fémico disminuye (tendencias 1'', 1''', 2'' y 2'''). Las tendencias semejantes, que fijan a primera vista la evolución en condiciones de crecimiento de la presión, en el mismo asunto, reflejan la especial, así llamada, dirección, CalcoAlcalina, diferenciación, que conduce desde los gabros a la zona de composiciones enriquecidas en sílice

En el complejo gabroico temprano esta tendencia no sale, en el caso general, fuera de los límites de las composiciones basíticas. Por ejemplo, en el macizo de Katynadyrsk el complejo gabroico unifica las rocas que varían por composición de gabro a gabro-diorita. Además de la simultaneidad espacial, estas rocas tienen unas características generales de la composición material (están empobrecidas en Titanio, Hierro, Zirconio, Ytrio y algunos otros elementos raros) y cortan a los gabroides del complejo más tardío gabro-granitoídico [88]. La tendencia 2''' une aquellos gabros del complejo tardío que muestran las más estrechas relaciones geológicas con los granitoides. De ella se forman las rocas de zonas de brechas eruptivas, donde presentan formas de cantos de diverso tamaño, cementadas con cemento plagiogranitoídico. Aunque la composición de las rocas, que forman en la Fig. 52 la tendencia 2''', no se sale de los límites de cuarzo de la gabro-diorita, la misma tendencia se dirige hacia los puntos representativos de composición media de los plagiogranitos y miembros terminales de la evolución de la serie de Katynadyrsk.

Un cuadro análogo se observa en la serie de Magnitogorsk. La evolución del complejo gabroico en la dirección calco-alcalina (1'') finaliza con la separación de las gabro-noritas biotíticas leucocráticas, pero los gabros del complejo terminal producen una rama diferenciada en la parte de la composición granítica (1''').

El descenso del índice fémico en un proceso de diferenciación de tipo Calco-Alcalino y la tendencia evolutiva basítica relacionada con esta dirección en zonas de altas presiones en el diagrama Fem/(Fem+An)-Fe/(Fe+Mg) está condicionada porque con tal tipo de diferenciación tiene lugar el cambio del cotéctico bipiroxeno-plagioclásico o del olivino-clinopiroxeno-plagioclásico esencialmente por

el ortopiroxeno-plagioclásico. Este hecho se refleja en la disminución de la cantidad de clinopiroxeno normativo en la serie de los gabros a los granitoides y la frecuente desaparición de este componente a nivel de las composiciones granodioríticas. Con estos cambios en la composición del cotéctico también se relaciona la disminución del índice fémico de las rocas, el cual en el cotéctico Opx-Pl es significativamente más bajo que en el cotéctico Opx-Cpx-Pl o en el Ol-Cpx-Pl

En aquel caso para analizar las condiciones de evolución según las tendencias 1'', 1''', 2'', 2''' es necesario tener en cuenta la Fig. 53, donde se ve claramente que estas tendencias son claramente isobáricas. Los gabros plutónicos en ambas series examinadas evolucionan en condiciones de más alta presión en comparación a los gabroides del grupo volcano-intrusivo.

De esta manera, los gabros asociados con los granitoides forman cuatro tendencias evolutivas. Las tendencias 1 y 2 de los gabroides plutónicos unen la masa principal de estas rocas que define el propio tipo de gabro plutónico. Las tendencias 1'' y 2'' corresponden a diferenciados leucocráticos de los gabros plutónicos, claramente relacionados espacialmente con ellos formando un único cuerpo geológico. Las tendencias mencionadas más arribas están formadas por rocas del complejo gabroico plutónico temprano, los cuales constituyen, en el caso general, los horizontes profundos de los macizos de gabro-granitoides. En los macizos profundamente erosionados, por contra, los granitoides no se conservan y los gabroides frecuentemente son considerados como pertenecientes a otro tipo formacional. En esto consiste una de las dificultades de la tipificación formacional de los gabros y granitoides, a cuyo examen volveremos en el capítulo 8.

Las tendencias 1', 2', 1''' y 2''' están formadas por los gabroides del complejo tardío del grupo volcano-intrusivo, los cuales son ascendientes de los granitoides. Las tendencias 1' y 2' unen los gabroides en los que las variaciones de composición no están relacionadas con la evolución en el campo enriquecido en sílice, es decir, responden al tipo toleítico de diferenciación isobárica. Estos gabroides forman cuerpos que no contienen diferenciados ganitoídicos. Las tendencias 1''' y 2''' pertenecen al tipo isobárico Calco-Alcalino, en cuyo camino se separan los granitoides y sienitoides. Los gabros de estas tendencias a menudo forman también unos cuerpos únicos con los granitoides, presentándose como los miembros tempranos de la secuencia granitoídica.

En conclusión al análisis de las particularidades cotécticas de la composición de los gabros que están asociados con los granitoides y sienitoides es conveniente señalar que los gabroides plutónicos del complejo temprano constituyen una serie de diferenciados de un foco de profundidad intermedia, pero la serie de los gabroides del complejo tardío se formó en un foco superior, próximo a la cámara magmática, ocupado ahora por el macizo.

Las series de gabro-granitoides y gabro-sienitoides en conjunto se presentan como los análogos intrusivos de series diferenciadas basalto- andesíticas, basalto-andesitico-dacíticas, basalto-riolíticas y basalto-traquíticas. Los basaltos de diferentes tipos de series basalto-riolíticas, por la determinación de sus características composicionales, se sitúan entre los límites de las toleitas, si los últimos se contraponen a los basaltos alcalinos, que son parentales para algunos (aunque lejos de ser todos) tipos de series basalto-traquíticas. En tal amplio sentido de este término, entre las toleitas, por

características composicionales, se separan las rocas de diferente calcificidad y aluminicidad, las cuales, a su vez, varían en el contenido en Titanio, Hierro, Potasio y otros elementos petrogenéticos y raros. Además de esto, para diferentes régimenes geodinámicos son característicos sus propios tipos de basaltos (oceánicos, continentales, de arco-isla, etc.). A la cuestión de la clasificación de los basaltos está dedicada una amplia literatura, aunque una sistemática de compresión general lógica no contradictoria de estas rocas falta aún. Conforme al conjunto de investigadores actuales la subdivisión de los basaltos y los gabros co-magmáticos a ellos se examinan en el capítulo 8.

Las características composicionales son propias de cada basalto de diferente ambiente tectónico y están manifestadas también en sus equivalentes gabroicos. Por esto, como ya se señaló, una exacta correspondencia de las composiciones de los basaltos y los gabros aparece sólo para las variedades del complejo gabro-granitoídico. Las rocas del complejo gabroico temprano se diferencian por un aumento de la basicidad, pero conservan su composición específica, característica de toda la serie. Por ejemplo, en la serie geosinclinal temprana gabro-plagiogranítica de Katynadyrsk todas las rocas presentan una alta calcificidad y contienen muy poco Estroncio. Tales características composicionales, pero aún más claramente expresadas, son propias de los gabros plutónicos del complejo temprano [88].

En las series de gabro-plagiogranitos geosinclinales tempranos los que predominan en el nivel actual de erosión del corte son los gabros tardíos que responden por composición a los basaltos tempranos de arco-isla, pero las series Sodico-Potásicas gabro-graníticas (granosieníticas) geosinclinales tardías o postorogénicas son equivalentes a los basaltos de la serie Calco-Alcalina altamente alumínicas o a diferentes tipos de toleitas continentales (trapps) [88]. En muchos macizos intrusivos las series de gabro-granitoides de diferentes etapas de desarrollo del cinturón orogénico están reunidas. Tales macizos representan un foco intermedio de larga vida que alimenta las erupciones volcánicas en el curso de diferentes ciclos magmáticos completos. Como ejemplo puede servir el macizo gabro-granitoídico de Taguilsk en el que se concentran las rocas del ciclo magmático Silúrico desde los más tempranos (series gabro-plagiograníticas) hasta las gabro-sienitas y sienitas que finalizan el ciclo [88].

Si comparamos en conjunto los gabroides de las series de gabro-granitoides y de gabrosienitoides (tanto tempranos como tardíos) con los grupos formacionales ya examinados de estas rocas, entonces es necesario señalar que por su contenido en elementos tales como Fe, Ti, Ni, Cr, Co, V y por las regularidades de su conducta se encuentran próximos a los Platínicos (a los grupos plutónico y volcano-sedimentario) y se diferencian claramente de los plutónicos alpinotípicos (Fig. 51). En relación con esto debemos prestar atención al hecho de que la diferencia química entre los gabros alpinotípicos por un lado y los platínicos y «granitoídicos» por otro, es tan sorprendente que no dejan lugar a dudas sobre la diferente fuente magmática de unas y otras rocas. En primer lugar debemos referirnos a la baja ferricidad y en segundo a la ferricidad de tipo geoquímico. Al mismo tiempo, según la concentración de elementos litófilos (Sr, Ba, Y, Zr y otros) los gabros «granitoídicos» se separan notoriamente tanto de los alpinotípicos como de los platínicos (Fig. 51).

De esta manera, puede constatarse que en las asociaciones basíticas intrusivas, según las

relaciones geológicas y las leyes de variación de las composiciones, se separan dos grupos discretos de gabroides: el plutónico temprano que se diferencia de los basaltos de mayor basicidad (aunque no presentan un índice fémico más alto) y el volcano-intrusivo más tardío, cuyas rocas responden composicionalmente a los basaltos y tienen presentes sus comagmáticos intrusivos. Esta circunstancia está condicionada por la bimodalidad en la zona de composiciones basíticas (Fig. 54). Las rocas enriquecidas en componentes refractarios (infusibles) (Al2O3 + MgO +CaO) y empobrecidas en ellos forman dos máximos que corresponden al grupo de los gabros plutónicos y al de los volcanointrusivos.

Los complejos intrusivos basíticos unimodales, como regla, presentan gabroides de un solo grupo genético. Como ejemplo de complejo ofiolítico en el que están presentes sólo los gabros plutónicos (por lo menos no están descritas otras variedades de gabroides) pueden servir las rocas de la región de Salónica en Grecia [138]. Gabros del grupo volcano-intrusivo sin precedentes plutónicos se señalan en algunas series de gabro-granitoides [88] que presentan venas doleríticas de «trapps» [70]. Casos semejantes no afectan la universalidad de la composición bimodal de las basitas intrusivas y muestran tan solo que con el nivel de la sección erosionada sólo aparece uno de los grupos de gabros.

Los gabros plutónicos, en todas las subdivisiones formacionales, presentan unas características composicionales que responden a un cotéctico de más alta presión que las de los gabros del grupo volcano-intrusivo y sus basaltos comagmáticos (Figs. 42, 44-46, 50, 52 y 53).

Las diferencias regulares en la composición de los gabros de los grupos plutónico y volcanointrusivo se combinan con las variaciones mayores características de los gabroides de diferentes tipos formacionales. Como se mostró más arriba, los gabros alpinotípicos y los grupos plutónico y volcano-intrusivo se diferencian claramente de los gabroides de las formaciones platínicas dunitoclinopiroxenito-gabroicas por rasgos peculiares que tienen los gabroides plutónicos y volcanointrusivos de la serie de gabro-granitoides, etc. Esta diferencia confirma la existencia de unos factores generales entre los formacionales dados, que determinan la composición material específica de los gabroides (por ejemplo, la composición del substrato, las condiciones de formación del magma y las particularidades de la evolución).

SOBRE LA RELACION GENETICA DE LOS GRUPOS PLUTONICO Y VOLCANO-INTRUSIVO

A pesar de las oscilantes relaciones cuantitativas de los gabroides de los grupos plutónico y volcano-intrusivo en los complejos magmáticos, su establecida coincidencia espacial, sus similares relaciones geológicas (los gabroides plutónicos preceden a los basálticos) y las diferencias regulares estables en composición obligan a suponer que entre estos dos grupos de gabroides existe una relación genética.

La característica esencial de la composición de los granitoides de los grupos plutónico y volcanosedimentario es su pertenencia a la familia del cotéctico fémico- silicato-plagioclásico. Por esto, las relaciones de los principales componentes de estos cotécticos (es decir, CaO, MgO' y Al2O3) en todos los tipos de basitas se encuentra próxima (Fig. 55). Los puntos representativos de las composiciones

medias de los basaltos, así como de los gabros de los grupos plutónico y volcano-intrusivo forman un campo compacto dispuesto en la zona de baja temperatura del sistema An-Cpx-Ol y An-CpxOpx, los diagramas de fase para mayor claridad están incluidos en el triángulo CaO-Al2O3-MgO'. Esta relativa baja tanto temperatura como cotecticidad de la composición explica el hecho de que la parte inmensamente mayoritaria de los gabroides y basaltos pertenezca a la variedad bipiroxénica (u olivino-clinopiroxénica con falta de sílice), lo que ilustra perfectamente la distribución de los puntos de los basaltos y gabroides en el diagrama mencionado.

Las reacciones químicas mostradas más abajo, que acompañan la evolución magmática de la paragénesis basítica, ilustran el sentido químico de la estabilidad de la relación CaO:MgO':Al2O3 en

Complejos: 1.- Ofiolítico de Kempirsaisk-Jabarinsk [88]; 2.- Composición de los Basaltos Platínicos: I-III.- Ver Fig. 42; 8, 9: Cotécticos en el Sistema Cpx-An-Ol(Opx): 8.- En el Sistema Di-An-En para 1 atm-15 Kb [111, 125]; 9.- En el Sistema Di-An-Fo, situados en los gabroides del grupo Plutónico en complejos estudiados por el autor.

1,2.- Complejos ofiolíticos (ver Tabla 11): 1.- Gabroides del grupo Plutónico; 2.- Gabros del Grupo Volcano-intrusivo y Basaltos; 3.- Gabroides del Cinturón Platínico del Ural (Tabla 14); 4.Gabroides de la Serie Granitoidea (Tabla 15); 5.- Tonalitas; grandioritas y granitos [73]; 6.- Pirolitas [62]; 7.- Composiciones medias de los Basaltos: I-III.-ver Fig. 42; 8,9: Cotécticos en el Sistema Cpx-An-Ol (Opx): 8.- En el sistema Di-An-En para1atm y 15 Kb. [111,125]; 9.- En el Sitema DiAn-Fo para 1 atm y 20 Kb. [137]; 10, 11.- Principales direcciones de evolución de los fundidos (10) y Series de cumulados (11).

Fig. 54.- Distribución del total de óxidos refractarios (Al2O3+MgO+CaO) en los gabroides.

Fig. 55.- Diagrama CaO-Al2O3MgO´.

diferentes basitas. Estas ecuaciones están basadas en los siguientes principios: 1) la paragénesis de la parte derecha es de más baja temperatura y sus minerales corresponden a posiciones inferiores en la serie de reacción mineral de Bowen; 2) como componentes completamente volátiles, la adición de los cuales produce un cambio en la paragénesis, son aceptados el sílice, los álcalis y el agua, es decir, los componentes acumulados en el proceso de diferenciación magmática; 3) se consideran componentes inertes CaO, MgO' y Al2O3.

Para todos los tipos de cotécticos desde los olivino-plagioclásicos hasta los anfíbol-plagioclásicos el cambio de las paragénesis tiene lugar bajo la constancia de la relación Ca, MgO´y Al2O3:

mMg2SiO4 + (1+n-m)[nCaAl2Si2O8(1-n)NaAlSi3O8] + 3mSiO2 + mNa2O = mMgSiO3 + mCaMgSi2O6 + (1+n)[(n-m)CaAl2Si2O8(1-n+m)NaAlSi3O8]

(Ol+Pl+SiO2+Na2O  Opx+Cpx+Pl), (7)

mMgSiO3 + (1+n-m)[nCaAl2Si2O8(1-n)NaAlSi3O8] + 5mSiO2 + mNa2O = mCaMgSi2O6 + (n+1)

[(n-m)CaAl2Si2O8(1-n+m)NaAlSi3O8]

(Opx+Pl+SiO2+Na2O  Cpx+Pl) (8)

(2-m)CaMgSi2O6 + (3+m)MgSiO3 + nCaAl2Si2O8 (1-n)NaAlSi3O8 + (1+m)SiO2 + 0,5m Na2O + H2O = Ca2Mg5AlmSi8-mO22(OH)2 + (n-m)CaAl2Si2O8(1-n+m)NaAlSi3O8

(Cpx+Opx+Pl+SiO2+Na2O+H2O  Am+Pl) (9)

En las ecuaciones (7, 8) las relaciones cuantitativas de los silicatos fémicos no dependen de Tabla 16.- Cálculo de los modelos de Diferenciación fraccionada para los Gabroides de los Grupos Plutónico y Volcano-intrusivo del Macizo Kokpektinsk.

Clave.- CS1.- Composición que es necesario separar a partir del gabro olivínico medio (Cº1), para obtener un 10% de fundido, que corresponda a la media del gabro-diabasa (C); CS2.- Composición, que es necesario separar a partir del gabro diopsídico (Cº2) para obtener la misma cantidad de fundido Gabro-diabásico.

olivínico;

Gabro diopsídico (ver Tabla 13).

la composición de la plagioclasa, el cambio de la cual en el proceso de reacción está marcado por el coeficiente m. En aquellos casos en que tiene lugar el cambio de la paragénesis bipiroxénica (9) u olivino-clinopiroxénica a la anfibólica, las relaciones cuantitativas de Cpx y Opx (u Ol) y la aluminicidad de formación del anfíbol determinan en que medida cambia la composición de la plagioclasa. Conviene señalar que por asunción m<1. Por consiguiente, el anfíbol que se forma en resultado a la reacción (9) no puede ser altamente alumínico (Si/Al>7), siendo tal composición característica del anfíbol secundario.

La constancia de las relaciones CaO:Al2O3:MgO' en la serie gabro plutónico-gabro del grupo volcano-intrusivo (basalto) evidencia que no sólo el retrabajamiento químico, sino también el fraccionamiento, no violan esta relación fundamental. Y esto es posible sólo en el caso de si se separa, en el proceso de diferenciación mineral, un agregado que tiene la misma relación CaO:Al2O3:MgO' que el líquido restante, es decir, que presente el cotéctico basítico. Algunos datos petrológicos y geológicos (por ejemplo, la gradual aproximación de la composición del gabro plutónico al basáltico en el curso de la evolución y la edad más joven de los basaltoides) muestran la posible separación de un líquido basáltico del magma, cuya composición es la del gabro plutónico, como resultado de la fracionación del cotéctico basítico temprano. Juzgando según la relación de concentraciones de elementos tales como pueden ser Titanio, Zirconio, Ytrio y Vanadio, cuyo contenido en los basaltos de algunos complejos es de mayor orden que en los gabroides, entonces la cantidad de líquido restante deberá ser pequeña.

Para el control de la veracidad del modelo del origen fractal del magma basáltico en los complejos ofiolíticos hemos calculado la composición de las rocas que es necesario separar del gabro olivínico y diopsídico medio del macizo de Kokpektinsk para producir un 10 % de fundido restante que corresponda a la gabro-diabasa temprana media del complejo ofiolítico (Tabla 16). El cálculo se realizó según la fórmula (5) para los elementos petrogenéticos y según (6) para los elementos raros.

Los resultados obtenidos evidencian que, tanto para el gabro olivínico como para el diopsídico, la composición fracionada están próximas a la original, pero se aprecia un aumento regular en el contenido de plagioclasa normativa (así como su mayor basicidad) y de olivino, al igual que un más alto carácter leucocrático general. Estas peculiaridades, como nosotros hemos señalado repetidamente, son características de productos de más alta temperatura relativa de cristalización en el cuadro del sistema Di-An-Fo. De esta manera, las relaciones composicionales de los gabroides plutónicos y basálticos según elementos raros y petrogenéticos no contradicen lo establecido sobre la formación de los basaltos como resultado de la cristalización fracionada del magma basítico plutónico con separación del cotéctico en los más tempranos estadios de cristalización.

La última circunstancia es necesario subrayarla especialmente, puesto que, sólo en este caso, definen todas las particularidades materiales en la serie evolutiva de la troctolita al basalto como incluso en lo referente a la composición de tierras raras de las rocas. En el complejo ofiolítico temprano de la región Kempirsaisko-Jabarinsk la relación La/Yb de la troctolita al gabro disminuye un poco (de 13 a 7) quedando al mismo tiempo muy alta y nada característica de la formación oceánica y sólo en las gabro-diabasas y basaltos cae hasta 2, lo que ya está próximo al valor propio de las toleitas

oceánicas. Tal conducta de los elementos lantánidos, a primera vista, nada frecuente para las series evolucionadas, está perfectamente de acuerdo con el modelo examinado.

El coeficiente de división para el La e Yb entre el olivino y el fundido basítico es de un 0,01, para el piroxeno su valor es igual a 0,07 (La) y 0,29 (Yb) y para la plagioclasa de 0,15 y 0,03 respectivamente [116]. De la comparación de estas cifras se sigue que sólo la fraccionación del cotéctico cercano al troctolítico y rico en plagioclasa puede conducir a la disminución de la relación La/Yb en la serie real observada de rocas. La fraccionación del olivino no debe cambiar la relación, pero la del clinopiroxeno aumenta la relación La/Yb.

Hemos examinado las leyes de la evolución en el ambiente de la serie gabro plutónico-basalto en el ejemplo de rocas subsaturadas en sílice olivinoportadoras. Pero ellas son completamente aplicables y resisten bien en las variedades saturadas, entre las cuales las más difundidas son las gabro-noritas. La aparición de ortopiroxeno junto con el olivino principalmente a consecuencia del aumento de SiO2 no modifica las leyes establecidas.

Las relaciones cuantitativas entre las basitas de los grupos plutónico y volcano-intrusivo no alcanza con seguridad el valor 10:1, como se deduce del cálculo para el complejo ofiolítico temprano de la región de Kempirsaisko-Jabarinsk. La diferencia en composición de las basitas de los grupos plutónico y volcano-intrusivo en este complejo son más constantes que en la mayoría de los otros (Tabla 11), por esto la relación dada es la máxima. Para otros complejos ofiolíticos la satisfactoria coincidencia de las composiciones calculada y real se observa con valores de F (es decir, participación del líquido restante) ≤ 0,5.

En los últimos años se ha obtenido la popular construcción petrogenética de O'Hara [133], de acuerdo con la cual, la formación primaria del magma tiene lugar bajo presiones de más de 30 kbar. con fusión de un magma picrítico, el fracionamiento del cual del olivino da lugar a toda la gama de magmas basálticos. La hipótesis de O'Hara, apoyada además por muchos petrólogos [63], apoya el carácter secundario del magma basáltico (incluso el magma de las toleitas oceánicas) y explica perfectamente la correspondencia de la composición de los basaltos en relación al cotéctico de baja presión. Sin embargo, no está de acuerdo con una serie de hechos entre los que A. E. Ringwood separó la rareza del magma picrítico, el carácter de la distribución del Niquel y el Cromo, del Hierro y el Magnesio, alguna que otra composición incluida en basaltos, que se deducen del modelo de O'Hara y otros [62].

La mayoría de estas objeciones desaparecen si en calidad de magma primario, en relación con el basáltico, se considera no un magma picrítico, sino un fundido de compósición correspondiente al más difundido gabro plutónico, es decir, el gabro olivínico bitownítico o la gabro-norita. Tal magma, evolucionando según un esquema cotéctico con la fraccionación del cotéctico, tiene una composición próxima a la troctolítica, a la del gabro olivínico o a la de la gabro-norita y comprende todos el surtido de rocas observadas en los complejos ofiolíticos o en otros complejos hiperbasíticogabro-basálticos. De aquí se deduce la conclusión de la principal diferencia de las basitas de los grupos plutónico y volcano-intrusivo. Los primeros consisten en los productos de la cristalización de un magma mantélico primario, lo que explica su clara y establecida relación geológica con las hiperbasitas mantélicas de origen no cumulado: hazburgitas, lerzholitas, etc. El magma basáltico, original para las basitas intrusivas y extrusivas del grupo volcano-intrusivo está derivado de fundidos plutónicos más básicos, los cuales en forma de rocas efusivas están distribuidos en la superficie terrestre en menor cantidad que los basálticos, aunque, por lo visto, forman la así llamada

tercera capa de la corteza oceánica y yacen por debajo de la capa basáltica de los continentes.

En relación a la cuestión tratada es necesario señalar que las tendencias evolutivas picritobasálticas y las plutónicas de gabro-basalto son contrarias. En el primer caso la evolución realiza el camino de acumulación del residuo sobrante, en relación al cotéctico basítico del olivino o el ortopiroxeno y está acompañado paralelamente por un aumento de la ferricidad y el carácter leucocrático. En el segundo caso tiene lugar un fraccionamiento del cotéctico olivino-plagioclásico y con el crecimiento de la ferricidad el carácter leucocrático no sólo no aumenta sino que disminuye.

Ejemplos de tales tendencias contrapuestas se muestran en la Fig. 50. La típica tendencia picrita (komatiita)-picritobasalto-basalto forma la serie de la cadena montañosa del cinturón Vetreny en Karelia [42]. Una tendencia típica del segundo tipo es la formada por la serie troctolita-gabro olivínico-gabro diopsídico-basalto de Kempirsaisko-Jabarinsk, los gabroides del cinturón Platínico del Ural (Fig. 50, tendencias 1', 2) y los gabroides de la serie gabro-granitoídica de Magnitogorsk (Fig. 52). Tales tendencias son inherentes a todos los complejos basíticos que incluyan gabroides de los grupos plutónico y volcano-intrusivo. Ellos, como ya señalamos, están compuestos por dos ramas, cada una de las cuales responde a los gabroides de un solo tipo. Los gabros plutónicos sufren el cambio de los cotécticos basíticos en condiciones de caída de la presión y los gabros del grupo volcano-intrusivo se localizan a lo largo de cotécticos isobáricos de más baja presión. Como se deduce de los diagramas correspondientes (Figs. 44 y 50) las tendencias de los gabros plutónicos dificilmente se obtienen de las picritas. La rama 1''' de la tendencia de Kempirsaisko-Jabarinsk (Fig. 50), que se parece a la tendencia picrito-basáltica, presenta rocas de origen cumulado y reaccional incluidas en una serie estratiforme y no tienen carácter parental para los gabros plutónicos.

El análisis efectuado más arriba es también completamente aplicable a las series de gabrogranitoides, en las cuales, como ya se señaló, los gabroides se separan en forma de un complejo temprano que muestra las peculiaridades composicionales generales de los plutónicos, más exactamente que, tiene una desviación del mismo tipo que ellos de la composición de los basaltos. A la luz de lo enunciado más arriba, tales gabroides se presentan no sólo como los antecedentes temporales del complejo de gabro-granitoides, sino también como el magma original para los gabros de este complejo, los cuales a su vez evolucionan en el lado de los granitoides. Esta cuestión fue discutida anteriormente en el ejemplo de las series de gabro-granitoides [88].

La constante simultaneidad de las basitas de los grupos plutónico y volcano-intrusivo, así como las diferencias regulares y estables en su composición permiten considerar a los primeros como cotéctico plagioclasa-minerales fémicos en el nivel de fusión del magma, pero los gabroides del grupo volcano-intrusivo y los basaltos, como el mismo cotéctico, pero correspondiendo a una presión menor (en primera aproximación el nivel de cristalización de los análogos intrusivos de los basaltos corresponde a la parte superior de los focos intermedios). La bimodalidad de las basitas, de esta manera, tienen la misma naturaleza que la bimodalidad de los granitos del grupo volcanointrusivo [73], donde el máximo del 69-71% de SiO2 responde al cotéctico en el nivel de generación y separación del magma granítico (más exactamente adamellítico) y el máximo entre el 74 y el 75% responde al cotéctico en el nivel de cristalización (ver capítulo 4).

La existencia de dos grupos discretos de basitas, sus relaciones geológicas y materiales proporcionan la base para formular la ley universal del magmatismo basítico cotéctico: en todos los tipos de asociaciones, las más tempranas corresponden a las variedades plutónicas, que tienen una basicidad más alta en comparación a los basaltos y se presentan como productos de una cristalización de especial carácter según la composición del magma, original para el más joven grupo volcanosedimentario y sus volcanitas comagmáticas, los basaltos.

En las asociaciones basíticas, incluidas las hipercotectoides (las basitas alcalinas y las picritobasitas), según los datos geológicos y la composición material de los gabros plutónicos no se diferencian. Las rocas de la asociación contienen inclusiones mantélicas de composición lerzholítica u otra, que asimismo como también la ausencia de las variedades plutónicas puede servir como prueba de su fusión directa a partir de material mantélico.

Los hipercotectoides del tipo de las picritas también pertenecen a la clase de los fundidos mantélicos primarios. Su evolución tiene lugar por el camino de acumulación del residuo en relación al cotéctico basítico del olivino. Los diferentes niveles de profundidad en los que se separa aquel magma que nosotros observamos en forma de rocas producen diferentes cantidades de Magnesio en estas rocas. Sin embargo, este parámetro está determinado por otros factores extensivos, como el grado de fusión del sustrato mantélico y el nivel de fraccionamiento del olivino, por esto la tipificación de los picritoides según el nivel de generación debe estar acompañada de otros principios.

En la clasificación bimodal examinada las series basaltico-alcalinas y picríticas pertenecen al grupo volcano-intrusivo en el mismo sentido que todas las diferentes variedades de sus rocas

constituyentes pueden formarse como cuerpos intrusivos o extrusivos.

CAPITULO SEXTO

LAS PIROXENITAS

Hemos examinado algunas características de los gabroides, que son las rocas que responden en composición al cotéctico de la plagioclasa con los minerales fémicos. Como rocas cotécticas sin feldespato se presentan las clinopiroxenitas olivínicas y las websteritas. Significado propiamente geológico lo poseen solamente las clinopiroxenitas, mientras que las ortopiroxenitas y las websteritas aparecen como tipos comparativamente raros, no produciendo macizos individuales de buen tamaño. Ellas son conocidas como formaciones reactivas y cumulados en asociaciones hiperbasíticas-basíticas.

Nos detendremos aquí en las clinopiroxenitas. Estas rocas aparecen en diferentes ambientes geológicos: en asociación con rocas alcalinas ultrabásicas, en complejos diferenciados piroxenitogabro-sieníticos y en macizos zonados dunito-clinopiroxenito-gabroicos, donde constituyen la variedad más abundante y forman, a veces, macizos propios (por ejemplo, Kachkanarsk, en el cinturón Platínico del Ural).

Sobre la génesis de las clinopiroxenitas, parcialmente incluidas en la composición de los macizos platínicos del Ural, existen diferentes puntos de vista [51]. La mayor parte de los petrólogos del Ural, tras A.N. Zavaritskii, consideraron estas rocas productos de la reacción del magma gabroico con las dunitas u otras hiperbasitas magnesianas [2, 26, 79], lo que confirma las peculiaridades de la posición geológica de las clinopiroxenitas, que precisamente consisten a menudo, en su disposición, en los macizos platínicos, en forma de orla alredredor de núcleos duníticos. Muchos rasgos de la composición mineral de las clinopiroxenitas del cinturón Platínico del Ural [26, 79] se corresponden con su supuesto origen metasomático.

Al mismo tiempo, una serie de autores de los Urales [16, 35, 53] e investigadores extranjeros de los macizos zonados dunito-clinopiroxenito-gabroicos de Aliask, próximos a los de los Urales por su pertenencia formacional [124], indican una serie de hechos convincentes a favor del origen magmático de las clinopiroxenitas, lo que coincide con la opinión de los primeros investigadores del cinturón Platínico que trabajaron a principios de nuestro siglo XX.

En los últimos tiempos con el estudio del gran macizo poliformacional basitico-hiperbasítico de Jabarinsk en el Ural Sur hemos obtenido nuevos datos que permiten volver sobre el tema de la génesis de las clinopiroxenitas en el cuadro de las formaciones dunito-clinopiroxenito-gabroicas.

Las rocas de estas formaciones en el macizo de Jabarinsk ocupan su parte oriental y se individualizan en la así llamada asociación Jabarinsk-oriental [15, 52]. Además, las clinopiroxenitas han sido señaladas en intrusivos anulares de composición compleja [88], que intruyen hazburgitas alpinotípicas, las cuales son predominantes en el macizo.

La asociación Jabarinsk-oriental presenta un yacimiento estratiforme que desciende, hacia occidente, bajo las hazburgitas y está compuesta de abajo a arriba por la siguiente serie de rocas (de tardías a tempranas): gabro-noritas -- piroxenitas hipersteno-diopsídicas horbléndicas magnetíticas, frecuentemente plagioclásicas (Tabla 17, anál. 12, 13)--piroxenitas olivino diopsídicas sin magnetita (Tabla 17, anál. 11)--dunitas. Los cuerpos piroxeníticos se alargan en dirección meridional (N/S) aproximadamente unos 10 km con una anchura de 5 km. El contacto entre las piroxenitas olivínicas magnetíticas y amagnetíticas es brusco y macroscopicamente se denota por la desaparición de la hornblenda. En las piroxenitas magnetíticas en dirección hacia el contacto disminuye el tamaño de grano, en primer lugar de la horblenda y se presentan fenocristales de cromodiópsido verde (Tabla 18, Tabla 17.- Composiciones de las Piroxenitas y sus rocas asociadas, % en peso

Clave.- 1-10.- Serie Molostovsk: 1.- Verlita; 2,3.- Clinopiroxenita olivínica; 4-9.- Melanogabro: 4,5.- Gabro piroxeno-horbléndico; 6-9.- Gabro horbléndico; 10.- Isita. Composiciones medias de las Piroxenitas de la asociación Vostochno-Jabarinska según A.S. Varlakov [15] y V.I. Mayegov [52]: 11.- Olivínicas, 12.- Magnetíticas; 13.- Plagioclásicas (Tylayitas). Composición modal de las rocas 8, 9 en % peso (calculadas a partir de la composición de la Hornblenda en la Tabla 18); 8.- Am 77,2; Pl70 16,6; Fsp 1,8; Q 1,4; Ap 1,0; Mt 0,9; 9.- Am 68; Pl52 23; Fsp 3; Clinozoisita 4; Q 1,0; Mt 0,5; Ap 0,5 . Kp.- Kaliofilita; Cal.- Aluminato de calcio

anál. 9), según lo ya visto, a consecuencia del descenso de las presiones. En el contacto de las rocas tiene lugar un fuerte cambio en el contenido en elementos tales como el Titanio, Vanadio, Niquel, Cromo y otros, semejante al que se observa mediante el análisis por microsonda de granos zonados de clinopiroxeno. Más temprana en el tiempo, en comparación con las variedades magnetíticas, es la formación de las clinopiroxenitas enriquecidas en Cromo y Nquel y empobrecidas en Titanio y Vanadio (Fig. 57a).

Los dos tipos señalados de clinopiroxenitas (olivíno- amagnetíticas con bajo contenido en Hierro y Aluminio y las magnetíticas, más ferríferas y alumínicas, a menudo con plagioclasa) forman parte de la mayoría de los complejos donde están difundidas las clinopiroxenitas, incluso en los macizos del cinturón Platínico del Ural. Aquí se encuentran en las mismas relaciones geológicas y temporales que en la asociación Jabarinsk-oriental: las clinopiroxenitas olivínicas son más tempranas en relación a las variedades magnetíticas y constituyen la parte interna del cuerpo clinopiroxenítico, adyacente al núcleo dunítico [26, 79].

Las piroxenitas verdes esencialmente cromodiopsídicas y las negras, augíticas con magnetita, aparecen en forma de inclusiones en unos y otros cuerpos de basaltos alcalinos [98], lo que evidencia su estrecha coexistencia a nivel mantélico.

* Análisis realizados en el microanalizador IXA-5 con analítica de V.A Vilisov;

1-7.Clinopiroxenos de rocas de la Serie Molostovsk: 1-3, de Piroxenitas: 1.- Porfiroclastos y núcleos de granos zonados, 2.- Núcleo que contenido en porfiroblastos de cromoespinela, 3.- Zonas limítrofes de granos zonados, 4.- Porfiroblastos en melanogabro horbléndico, 5.- Grano de la masa principal de melanogabro piroxeno-horbléndico, 6, 7.- A partir de Verlitas: 6.- Porfiroblastos 7.- Inclusiones en el olivino; 8,9: Clinopiroxenos de Piroxenitas de la Asociación Vostochno-Jabarinsk: 8.- Porfiroblastos en las Olivínicas, 9.- Porfiroblastos en las Magnetíticas; 10.- De la masa principal de las magnetíticas; 11-13.- Hornblenda:11: De la muestra 2; 12: De la muestra 8 y 13: De la muestra 9, cuyas coposiciones se muestran en la Tabla 17; 14.Granate accesorio de melanogabro piroxeno-horbléndico (muestra 5 en la Tabla 17). Entre paréntesis Número de determinaciones por microsonda del Hierro en forma de FeO.

Tabla 18.- Composiciones químicas de Clinopiroxenos, Anfíboles y Granates de Piroxenitas y Melanogabros,

peso.

Los intrusivos anulares en las hazburgitas del macizo Jabarinsk (200-500 m de diámetro) están compuestos por verlitas, clinopiroxenitas olivínicas, gabroides, sienito-dioritas, incluso granitoides feldespáticos. Estas rocas dentro de los límites de macizos aislados forman anillos concordantes y cortan los cuerpos radiales con precisas interrelaciones geológicas que evidencian el orden homódromo de su intrusión. Además, todas las variedades mencionadas de rocas cerca de los intrusivos producen cuerpos independientes del tipo de diques o stocks.

Fig. 56.- Mapa geológico del Intrusivo Molostovsk (compuesto por E. Pushkariev y G.B. Fershtater).

1. Harzburgitas; 2.-Verlitas; 3.- Clinopiroxenita olivínica; 4.- Melanogabro piroxeno-horbléndico; 5.- Melanogabro horbléndico; 6.- Granodiorita; 7-9: Diques: 7.- Gabro; 8.- Granodiorita y Granosienita porfiroide; 9.- Aplitas; 10.- Piroxenita anfibolitizada; 11.- Rocas Talco-carbonatadas apoharzburgíticas. 12.- Contacto tectónico.

Uno de tales intrusivos, denominado por nosotros Molostovsk en nombre del barranco en cuyo margen está dispuesto, presenta una forma de stock (Fig. 56). Su parte externa está formada por un cuerpo anular de clinopiroxenitas olivínicas que contiene inclusiones tectonizadas de verlitas de entre 10 y 20 m de diámetro y cortados transversalmente por diques radiales y anulares de gabros clinopiroxeno-horbléndicos y horbléndicos, frecuentemente con textura pegmatítica (Tabla 17, anál. 1-8). En la parte central del intrusivo aparecen gabrodioritas cuarcíferas horbléndicas y granodioritas. En las cercanías inmediatas del intrusivo, en las hazburgitas aparecen cuerpos isométricos de clinopiroxenitas olivínicas, diques y stocks de gabros y granitoides, es decir, de todas aquellas rocas que entran en la composición del intrusivo. Las hazburgitas alredredor del macizo están intensamente antigoritizadas y carbonatizadas y localmente transformadas en rocas talcocarbonatadas. Estos datos geológicos evidencian la naturaleza magmática de todas las variedades de rocas y su disposición intrusiva, lo que sobre todo es importante en las relaciones clinopiroxenitasmiembros más tempranos de las serie.

Señales geológicas claras de la génesis magmática nos condujeron a emprender un esmerado estudio de la composición mineral de las piroxenitas. Estas rocas aparecen tanto de grano medio como grueso (2-7 mm), compuestas por piroxeno zonado y olivino, los cuales cementan grandes granos de horblenda con inclusiones ovales isométricas de titanomagnetita-Mg. Además, estas rocas contienen raramente grandes (hasta 2-3 cm) fenocristales idiomórficos de cromodiópsido verde poco ferrífero y poco alumínico, el cual constituye la fase líquida. Un diópsido análogo en composición

forma el núcleo de los granos zonados (Tabla 18, anál. 1). Estos núcleos no se observan en todos los granos. Poseen unos límites idiomórficos y macroscópicamente se evidencian por colores claros y bajo el microscopio por su transparencia. En los núcleos el contenido en cromo disminuye desde el centro hacia los bordes con un contenido estable de hierro y aluminio (Fig. 57,b). En el límite con la orla se forma un fuerte gradiente en el contenido en todos los elementos mencionados: Prácticamente desaparece el Cromo y aumenta considerablemente la concentración de Hierro y Aluminio.

La fase mineral paragenética del cromodiópsido no se encuentra separada. El cromodiópsido no contiene ninguna inclusión, excepto de cromoespinela, la cual se presenta como el producto de la descomposición de un diópsido primario más rico en Cromo. La segregación de cromoespinela está acompañada por un descenso del contenido en Cromo y Aluminio en el diópsido (Tabla 18, anál. 2). Estos datos permiten suponer que la cristalización de las rocas comenzó en condiciones de profundidad de la facies, del granate, donde la cromoespinela no es estable y se disuelve en el piroxeno Tal suposición está acompañada por la composición global de las rocas, que responde a un cotéctico olivino-clinopiroxénico de alta presión, sobre el que se hablará más abajo, así como el hallazgo de granate accesorio de composición piropo-almandino-grosularia (Tabla 18, anál. 14), que corresponde al tipo eclogítico de alta presión [66].

Las partes externas de los granos de piroxeno, que comprenden al menos 2/3 de su volumen total, contienen notoriamente más aluminio y hierro que el núcleo. Las zonas que son contiguas al núcleo de cromodiópsido tienen una ferricidad de 0,12-0,17 y están asociadas con olivino Fo88-83 y cromomagnetita y la ferricidad en la zona externa del piroxeno crece hasta 0,25 y el contenido de aluminio hasta un 5% (Tabla 18, anál. 3), el olivino paragenético adquiere una composición Fo80-75 y la fase oxídica se transforma en titanomagnetita rica en Magnesio (TiO2 3,22%, Al2O3 2,06%, MgO 6,21%).

Los olivinos en las rocas examinadas, como los clinopiroxenos, forman escasos fenocristales de hasta 1,5 cm de tamaño y granos isométricos en una matriz de grano fino. Los primeros tienen una estructura zonada: los núcleos con Fo88 y las orlas con Fo80. Los granos de la masa principal varían en composición desde Fo80 hasta Fo75. Los olivinos contienen regularmente pequeñas inclusiones orientadas, laminadas y de aspecto dendrítico de 1-2 µ de espesor compuestas de crecimientos simplectíticos olivino-clinopiroxénicos, en la que la relación entre los minerales es igual a 1:9. Inclusiones semejantes en olivinos son consideradas como productos de la descomposición en condiciones de olivino de alta temperatura enriquecido en calcio, cristalización que tuvo lugar bajo una temperatura mayor de 1300°C [1, 132]. Si esta cifra es real entonces puede concluirse que la cristalización del cromodiópsido líquido tuvo lugar bajo condiciones de temperatura aún más altas.

La paragénesis tardía en las piroxenitas presenta hornblenda altamente alumínica y magnetita, que cementan una asociación temprana olivino-clinopiroxénica. La magnetita contiene los productos de la descomposición de la solución sólida distribuidos zonalmente: En el centro del grano se separa la espinela, seguida por una zona de acumulaciones de ulvoespinela y en la parte externa se localiza la ilmenita. Esta zonación determina el cambio en el proceso de cristalización de la magnetita-Mg a la titanomagnetita. La última junto con la hornblenda (Tabla 19, anál. 4a) se presenta como los productos

de cristalización del fundido restante enriquecido en agua. La composición de este fundido ha sido calculada mediante los valores cuantitativos relativos entre la hornblenda y la titanomagnetita, resultando próxima a la picrito-basáltica (Tabla 19, anál. 4b).

La determinación de las características de la composición mineral de las clinopiroxenitas muestra que contienen cuatro asociaciones minerales mezcladas unas con otras: 1) cromodiópsido (f <0,1); 2) diópsido cromífero (f =0,12-0,17), olivino (f =0,12-0,18), cromomagnetita; 3) augita (f =0,18-0,25), olivino (f =0,20-0,24), magnomagnetita; 4) horblenda altamente alumínica (f =0,3), titanomagnetita. La primera asociación se presenta como líquida de alta presión, la segunda como intermedia y la tercera y cuarta responden a la cristalización en la cámara magmática. En el proceso de la cristalización, en el fundido y en los minerales, disminuye el contenido en Cromo y Magnesio y aumenta el de Titanio,

a.- Corte a través del contacto de las Clinopiroxenitas magnetíticas (1) y olivínicas (2) de la Asociación de Jabarinsk Oriental (análisis realizados con los métodos de análisis de la Sección Físico-Química IGG UNTs AC URSS, bajo la dirección de M.V. Trayanova).

b.- Cambios en el contenido en Cr2O3; Al2O3 y TiO2 en granos zonados de Clinopiroxeno de las Clinopiroxenitas de Molostovsk (Análisis realizados con el microanalizador IJA-5, analísta V.A. Vilisov).

Fig. 57.- Perfiles Geoquímicos.

Con base en la composición supuesta del fundido parental, por el que se acepta la piroxenita (Tabla 17, anál. 2), en las composiciones de los minerales y sus relaciones cuantitativas, hemos calculado la composición de las asociaciones minerales que corresponden a los estadios más tempranos (1), más tardío (4a,b) e intermedios (1+2, 1+2+3, 3+4) de la cristalización de la clinopiroxenita Molostovsk (Tabla 19). Estas composiciones forman tendencias, que son coincidentes con las tendencias emparentadas del intrusivo (Figs. 58 y 59). De análoga manera evoluciona, en el proceso de cristalización, también el principal mineral petrográfico, el clinopiroxeno, que muestra el papel real de la cristalización diferenciada en la petrogénesis del intrusivo.

Si ahora nos volvemos a la asociación del macizo piroxenítico de Jabarinsk-oriental, entonces es necesario señalar que también para él son características las mismas leyes que se determinaron para la piroxenita Molostovsk, pero expresadas de un modo menos evidente. La piroxenita Jabarinskoriental forma un cuerpo de grandes dimensiones, con sus paragénesis minerales consecuencia del reequilibrado metamorfico y localmente las rocas están cataclastizadas. Todo esto difuminó los desequilibrios originales magmáticos, sin embargo, con ayuda de estudios detallados se ha conseguido obtener fragmentos aislados de la paragénesis original. En las piroxenitas olivínicas tempranas se han encontrado escasos fenocristales de piroxeno (Tabla 18, anál. 8), muy próximas en composición al cromodiópsido líquido de las piroxenitas Molostovsk. En piroxenitas magnetíticas más tardías los raros fenocristales idiomórficos de piroxeno se distinguen por un aumento de la ferricidad, un mayor contenido en aluminio y uno menor de Cromo (Tabla 18, anál. 9), es decir, próximos en composición a los piroxenos de la zona intermedia de los granos zonados. Los clinopiroxenos de la masa principal de las piroxenitas magnetíticas (Tabla 18, anál. 10) son completamente análogos en composición a las partes externas de los granos zonados de las piroxenitas Molostovsk.

Tabla 19.- Composición química de los productos de diferentes etapas de cristalización de las Piroxenitas del intrusivo Molostovsk y cálculo de la composición del sustrato (arregladas al 100% en peso).

Clave.- Los números arábigos se corresponden con las asociaciones minerales mencionadas en el texto; O.-

calculada del sustrato. Las cifras romanas se refieren los puntos figurativos en las Figs. 58 y 59. 4a y 4b.- Variantes del cálculo de la composición del fundido restante: 4a.-

Según la composición global las clinopiroxenitas olivínicas de la asociación Jabarinsk-oriental están próximas a la paragénesis mineral temprana (1+2) de la piroxenita Molostovsk, pero la variedad más tardía plagioclásico-magnetítica (tylaitas) están próximas a la paragénesis tardía (3+4) (Tablas 17 y 19 y Figs. 58 y 59).

Los investigadores de las clinopiroxenitas del cinturón Platínico no señalan la aparición de fenocristales de cromodiópsido. Sin embargo, juzgando según los datos bibliográficos las piroxenitas olivínicas más tempranas están compuestas por piroxeno poco ferrífero y poco alumínico con contenidos en Cr2O3 hasta de un 0,5%, pero las variedades magnetítica y plagioclásica, al igual que en la asociación Jabarinsk-oriental presenta un piroxeno sin Cromo y con más Hierro y Aluminio [25, 53, 79]. Según la composición química global las piroxenitas olivínicas, que comienzan la tendencia evolutiva, responden a la paragénesis temprana de Molostovsk (1+2) y las rocas más tardías se localizan a lo largo de las tendencias real y calculada de la serie Molostovsk (Fig. 58, tendencia 3a).

De esta manera, puede constatarse que las clinopiroxenitas Molostovsk a consecuencia de las pequeñas dimensiones del yacimiento se presentan como la variedad de enfriamiento en la cual está impreso el camino de la cristalización general de las piroxenitas.

La principal información genética la contienen las composiciones químicas globales. Ya hace tiempo, una serie de investigadores prestaron atención a la relación estable entre el olivino y el clinopiroxeno de estas rocas, que está próxima a la eutéctica. La composición del eutéctico depende de la ferricidad del sistema y de la presión, enriqueciéndose con el aumento de la ferricidad del piroxeno y con el aumento de la presión, aparece olivino [137]. En relación con esto, la composición de las clinopiroxenitas olivínicas puede ser utilizada para la valoración de la condiciones de formación del magma. Sin embargo, la exactitud de los cálculos minerales cuantitativos no es grande, puesto que en las rocas además de olivino y clinopiroxeno, aparece hornblenda, magnetita y minerales secundarios que es difícil tener en cuenta para la determinación de la relación primaria olivino-piroxénica. Los valores citados por diferentes autores de esta relación evidencia la naturaleza cotéctica de las piroxenitas [12, 124], pero no permiten valorar las condiciones de formación del magma ni comparar las piroxenitas según este parámetro.

Para que podamos prescindir de las características concretas de la composición mineral de la roca y utilizar en la máxima medida su composición química global, en el diagrama triangular CaOAl2O3-MgO' se ha calculado mediante el descuento del sílice la relación de todos los principales componentes de la piroxenita, el diagrama de fase ternario An-Fo(Ol)-Di(Cpx) (Fig. 59). Este procedimiento metódico permite evitar la condicionalidad que está relacionada con cualquier cálculo normativo y analizar directamente la distribución de los puntos representativos en lo tocante a los cotécticos de diferentes presiones del sistema Cpx-An-Ol en el medio ambiente en el que suceden casi todas las evoluciones del fundido piroxenítico.

Como se hizo con la composición mineral examinada, nos volvemos de nuevo a las clinopiroxenitas Molostovsk y a las rocas relacionadas con ellas. Los puntos representativos de las

Fig. 58.- Diagrama Fe/(Fe+Mg)-Al2O3. 1-4: Composiciones de las rocas: 1-3.Serie Molostovsk: 1.- Clinopiroxenitas olivínicas; 2.- Melanogabro piroxeno-horbléndico; 3.- Melanogabro horbléndico; 4.- Composiciones medias de las piroxenitas olivínicas, magnetíticas y plagioclásicas (enumeradas en orden del crecimiento del contenido en Al2O3) de la Asociación de Jabarinsk Oriental [15, 52]; 5-7: Composiciones del clinopiroxeno: 5.- Piroxenitas de Molostovsk; 6.- Piroxenitas de Jabarinsk Oriental; 7.- Fenocristales en Melanogabros de las Series Molostovsk; 8.- Composiciones calculadas de los productos secuenciales de la cristalización de las Clinopiroxenítas de Molostovsk (números romanos.- nº del análisis en la Tabla 19); 1-3: Tendencias: 1.- Clinopiroxenos de la Serie Molostovsk; 2, 3.- Rocas: 2.- Asociación de Jabarinsk Oriental; 3.- Cinturón Platínico según [26, 53, 79]: 3a.- Clinopiroxenita olivínica-Tylaita-Isita (hornblenditas); 3b.- Clinopiroxenita olivínica-Clinopiroxenita- magnetita minera.

1-3: Serie Molostovsk: 1.- Verlitas y Clinopiroxenitas olivínicas; 2.- Melanogabro piroxenohorbléndico; 3.- Melanogabro hornbléndico; 4.- Composiciones medias de las Piroxenitas olivínicas, magnetíticas y plagioclásicas de la Asociación

Jabarinsk-Oriental [15, 52];

5,6: Cinturón Platínico [26, 53]:

5.- Dunitas, verlitas y Clinopiroxenitas; 6.- Piroxenitas

plagioclásicas (Tilaitas); Isitas;

7.- Composición calculada de los productos secuenciales de la cristalización de la Clinopiroxenita de Molostovsk (Cifras romanas.- Nº del análisis en la Tabla 19); 8.-Composiciones medias de los Basaltos; 9.- Pirolita [62]; 10, 11.- Cotécticos en el Sistema Di-An-Fo; 10.- Para 20 Kbar.; 11.- Para 1 atm [137].

Fig. 59.- Diagrama CaOAl2O3-MgO´.

clinopiroxenitas se concentran en la zona del cotéctico olivino-clinopiroxénico bajo presiones de más de 20 kb (Fig. 59). Las rocas que están asociadas con las clinopiroxenitas consisten en melanogabros clinopiroxeno-horbléndicos y horbléndicos lamprofídicos, las cuales forman numerosos diques en las piroxenitas y cuerpos independientes en las hazburgitas encajantes. La variedad piroxenohorbléndica tiene textura porfírica y se compone de horblenda alumínica (f =0,4), grandes oikocristales que contienen inclusiones de clinopiroxeno escasamente alumínico (Tabla 18, anál. 5), biotita (f =0,25) y feldespato cementando los minerales fémicos. Según la ferricidad general igual a 0,23-0,29 y el contenido en aluminio del 6,5-11% (Tabla 17, anál. 4-5) estas rocas se sitúan entre la composición global de la clinopiroxenita Molostovsk y su fundido restante calculado (Figs. 58 y 59).

Los más tardíos melanogabros nefelino- y olivinonormativos horbléndicos, están compuestos en un 60-80% por granos idiomórficos de horblenda altamente alumínica (Tabla 18, anál. 12-13), que están cementados por feldespato y magnetita xenomórficos (Tabla 17, anál. 6-9). Su relación genética con las clinopiroxenitas, incluso sus uniones espaciales, confirman el hallazgo en estas rocas de porfiroblastos de cromodiópsido de tamaño de 1-2 cm, lo mismo que en las clinopiroxenitas (Tabla 18, anál. 4). Distinguiéndose de las variedades piroxeno-horbléndicas por un aumento del contenido en Aluminio, los melanogabros horbléndicos están próximos en composición al fundido restante calculado y a juzgar por las relaciones temporales con los miembros restantes de la serie de las piroxenitas, pueden considerarse como productos de la cristalización de este fundido, desprendidos de su fuente. Estas rocas culminan la tendencia evolutiva del intrusivo Molostovsk (Figs. 58 y 59). La serie temporal de rocas que forman esta tendencia no coinciden en composición con los productos de los sucesivos estadios de cristalización de las clinopiroxenitas, lo que ya señalamos antes.

En la asociación Jabarinsk-oriental y en el cinturón Platínico del Ural los melanogabros piroxeno-hornbléndicos de la serie Molostovsk, según su situación en la serie temporal de rocas y la composición global, corresponden a las así llamadas “tylaitas” o piroxenitas plagioclásicas y los melanogabros hornbléndicos, que son venas constituidas por rocas esencialmente hornbléndicas, se conocen con el nombre de “isitas” (Tabla 17, anál. 10). Tanto las tylaitas como las isitas se presentan como rocas características de formaciones dunito-clinopiroxenito-gabroicas, a las cuales, a comienzo de nuestro siglo, uno de los primeros investigadores del cinturón Platínico del Ural L. Diupark les dió su nombre propio. Sus puntos representativos se corresponden con los de los melanogabros piroxeno-horbléndicos y horbléndicos de la serie Molostovsk (Fig. 59) y esto significa que la evolución del fundido, fijada en la piroxenita Molostovsk, encuentra el reflejo en las series existentes de rocas conjugadas geológicamente, incluidas por composición en los complejos dunitoclinopiroxeníticos y relacionadas mediante la determinación de las relaciones temporales (de tempranas a tardías): piroxenita olivínica - piroxenita magnetítica - piroxenita plagioclásica (tylaita) - melanogabro piroxeno-hornbléndico - isita (hornblendita, melanogabro hornbléndico).

Las diferentes rocas de esta serie según su composición mineralógica forman una única tendencia que se caracteríza por una ejemplar estabilidad de la relación CaO/MgO' (constante petroquímica de la serie) y un aumento, en el proceso evolutivo, de la ferricidad y aluminicidad de las rocas. Esta tendencia unifica las rocas que pertenecen al cotéctico Ol-Cpx, evolución a lo largo de la que en el ambiente del sistema An-Ol-Cpx tiene lugar en el lado del crecimiento de la cantidad

de plagioclasa. La cristalización tardía de la última tiene lugar en forma de peculiares estructuras «crípticas» de las rocas con plagioclasa (xenomorfismo de la plagioclasa), a diferencia de la textura ofítica típica de la amplia familia de rocas que pertenecen al cotéctico de los minerales fémicos con plagioclasa (gabros, doleritas).

En condiciones anhidras la plagioclasa en las clinopiroxenitas de las formaciones dunitoclinopiroxénico-gabroicas aparece con concentraciones de Aluminio en las rocas de más del 6%. La cristalización a partir del fundido acuoso de la hornblenda detiene la caida de la plagioclasa. Son conocidas hornblenditas con contenidos en alumnio >15%.

Esencialmente las rocas hornbléndicas y plagioclaso-hornbléndicas (hornblenditas, isitas, melanogabros hornbléndicos) concluyen la evolución de la mayoría de las series clinopiroxeníticas y se encuentran próximas por composición al fundido restante de la piroxenita Molostovsk y por lo visto representan los productos de cristalización del fundido restante acuoso, es decir, constituyen las peculiares pegmatitas de estas series.

Atrae la atención el parecido en la composición química de todas las rocas enumeradas. En composición normativa contienen nefelina y olivino (Tabla 17) y al igual que el fundido restante de la clinopiroxenita Molostovsk, pertenencen a las basitas alcalinas.

Es necesario subrayar especialmente que la mayor parte de las clinopiroxenitas industrialmente ricas en magnetita del cinturón platínico del Ural tiene la misma relación CaO/MgO' que las variedades no mineras (Fig. 59), aunque sistemáticamente se caractericen por una más alta ferricidad para uno y otro contenido en aluminio (ver tendencia 3a en la Fig. 58). Estos datos muestran el cambio en el proceso evolutivo de la paragénesis clinopiroxenítica de parte del magnesio por hierro con la conservación del valor de la relación CaO/MgO' lo que evidencia su actuación singenética y su posible naturaleza magmática, la cual solamente se difuminó con los procesos más tardíos de resedimentación de la magnetita. Lo anteriormente establecido sobre el origen metasomático de la magnetita en las piroxenitas se basa en los equilibrios de baja temperatura que se determinan en las paragénesis de interés minero [79, 85], exactamente, por lo visto, sólo en aquel sentido en el que presta atención a los procesos intensivos de resedimentación de la magnetita en el estadio postmagmático.

El carácter discreto de las etapas de cristalización se manifiesta claramente en la estructura de la piroxenita Molostovsk, donde a cada etapa corresponde su asociación de minerales aislada, lo que muestra el reflejo en el carácter discreto de la distribución de las rocas que pertenencen a la tendencia examinada (Fig. 60).

En el cinturón Platínico del Ural y en la asociación Jabarinsk-oriental los valores modales de la relación Al2O3/(Al2O3+CaO) que son iguales a 0,1-0,15 corresponden a las clinopiroxenitas, pero los de 0,35-0,4 a las tylaitas. isitas y horblenditas con valores de esta relación mayores de 0,5 no se diferencian estadísticamente, pero su carácter discreto, geológicamente hablando, se manifiesta bastante claramente. El carácter discreto de un solo tipo de la clinopiroxenita Molostovsk y la serie

de rocas que están relacionadas geológicamente con las clinopiroxenitas en una sola formación, nos dice que el carácter discreto de la serie de rocas asimismo está condicionado por la cristalización diferenciada por etapas y es responsable del origen de la propia serie.

Las caracteristicas petroquímicas de las rocas de esta serie y la geometría de su tendencia en las coordenadas CaO-Al2O3-MgO' evidencia de una manera completamente clara que el sustrato del magma clinopiroxenítico no puede ser pirolítico. Para la restauración de la composición del sustrato es conveniente fijarse en la parte de la serie más básica que las piroxenitas olivínicas, que está constituida por verlitas y dunitas. Al igual que la parte clinopiroxenitico-basítica esta parte de la tendencia evolutiva de las formaciones dunito-clinopiroxenito-gabroicas es discreta y se caracteríza por máximos estadísticos que responden a las dunitas (MgO'/(MgO'+CaO) ≈ 1), a las verlitas (0,70,75) y a las clinopiroxenitas (0,5-0,6) (Fig. 60). Si se considera las dunitas como material restítico [85] y las clinopiroxenitas como resultado de la fusión parcial, entonces puede suponerse que el sustrato debe de ser una roca de tipo verlítico. Tal roca estará compuesta en un 40%, por término medio, por la dunita del cinturón Platínico [53] y en un 60 % por la piroxenita olivínica de Molostovsk (Tabla 19, anál. 0) y correspondería al máximo estadístico de las verlitas en la Fig. 60, pero se diferencia de las verlitas reales del cinturón Platínico y del intrusivo Molostovsk por una menor ferricidad. La mayor parte de las últimas, en las coordenadas Al2O3-Fe/(Fe+Mg) se localizan a lo largo de la tendencia 3b, que determina la dirección «minera» de la diferenciación de las clinopiroxenitas del cinturón Platínico (Fig. 58). En comparación con el tipo de clinopiroxenitas más difundido, las verlitas en las series mencionadas están enriquecidas en magnetita, es decir, en minerales tardíos de la serie evolutiva de la paragénesis mineral piroxenítica.

En las verlitas del intrusivo Molostovsk los piroxenos según el nivel de ferricidad y el contenido en Aluminio y Cromo responden a zonas intermedias entre el núcleo y la parte externa de los granos zonados de las clinopiroxenitas (Tabla 18, anál. 6, 7). Por su composición pertenecen al segundo-tercero estadio de cristalización de las piroxenitas, es decir, se presentan como cumulados intracamerales. Fundamentalmente, las verlitas del cinturón Platínico y de la asociación Jabarinskoriental se presentan como rocas de origen reactivo, que coinciden con los contactos de las dunitas con las clinopiroxenitas y los gabroides [2, 26]. En cualquier caso se nota claramente que aquellas verlitas que resultan accesibles a observación, heterogéneas en su naturaleza, ni por su posición geológica, ni por su composición material pueden considerarse como fuentes del magma clinopiroxenítico.

Al mismo tiempo llama la atención que en todos los grandes complejos hiperbasitico-basíticos

Fig. 60.- Histograma de las relaciones Al2O3/ (Al2O3+CaO) (a) y MgO´/(MgO´+CaO) (b) en las Series Dunito-clinopiroxeníticas del Cinturón Platínico del Ural (según [26, 53]). Las zonas coloreadas pertenecen a las Secuencias de Clinopiroxenita-Isita (a) (las dunitas no se muestran) y Dunita-Verlita-Clinopiroxenita (b).

(incluidos las ofiolitas alpinotípicas), como en el cinturón Platínico del Ural, están ampliamente difundidas las zonas verlito-clinopiroxeníticas pertenecientes al contacto de los gabroides con las hiperbasitas no cálcicas (dunitas, hazburgitas y lherzholitas). Numerosos datos del Ural permitan considerar tales zonas como productos de la interación del magma gabroico con el material sólido de las hiperbasitas [2, 26, 85].

Es natural suponer que tal interación puede tener lugar a nivel mantélico. La mezcla espacial estable de los complejos dunito-clinopiroxeníticos con las ofiolitas alpinotípicas mas tempranas permite relacionar hipotéticamente las zonas de piroxenitización en el manto con la influencia del magma basítico del complejo ofiolítico en el material olivínico esencial del manto. En el ambiente del modelo dado la caracterización específica geoquímica de los gabroides y otras rocas de las formaciones hazburgito-gabroicas (ofiolíticas) y dunito-clinopiroxenitico-gabroicas (ver capítulo 5) explican las diferencias en el sustrato. Estas diferencias están relacionadas no con la heterogeneidad lateral del manto, sino con las reglas de formación (clinopiroxenitización) de la pirolita bajo la influencia de un magmatismo ofiolítico más temprano [62].

La hipótesis sobre la composición de las clinopiroxenitas de partes aisladas del manto ha sido enunciado por una serie de investigadores [8, 21]. La existencia de clinopiroxenitas magmáticas con cromodiópsido líquido puede servir como argumento complementario en provecho de la veracidad de tal hipótesis.

Se ha mencionado más arriba que las orlas de reacción verlito-clinopiroxénicas en el límite de las hiperbasitas magnesianas con los intrusivos clinopiroxeníticos y gabróicos están compuestas por rocas de origen no magmático. Es natural, por tanto, analizar la cuestión de los criterios de división de las clinopiroxenitas de orígen no común.

Dado lo considerado en el ejemplo de la clinopiroxenita Molostovsk, las características típicas de la composición mineral en variedades más profundas en su mayoría no se conservan, entonces como principal peculiaridad material de las clinopiroxenitas magmáticas puede considerarse la estabilidad de la composición química, en primer lugar la relación CaO/MgO'. Entre los límites de las orlas reactivas la relación entre el olivino y la clinopiroxenita varía fuertemente, lo que condiciona el cambio de verlitas a clinopiroxenitas. A diferencia de las variedades de origen magmático, las metasomatitas, a menudo, consisten en agregados clinopiroxeníticos monominerales con valores más altos de la relación CaO/MgO'. Ellas se salen de la tendencia general magmática (Fig. 59) y se agrupan en zonas composicionales características de cotécticos clinopiroxeno-olivino de baja presión. Esta simple y natural característica de la composición material, al igual que las características de la situación geológica de las piroxenitas metasomáticas, a menudo permite diferenciarlas bastante bien de las clinopiroxenitas de génesis magmática.

FIN VOLUmEN III (CAPÍTULOS 5 y 6)