ACADEMIA DE CIENCIAS DE LA URSS
SECCIÓN DE LOS URALES
Instituto de Geología y Geoquímica
“Académico A.N. Zavaritskii”
G.B. FERSHTATER
VOLUMEN IV
Revisor:
Miembro correspondiente A.C. de la URSS
A.M. DYMKIN
Moscú
“Nauka”
1987
PRINCIPALES TIPOS DE TENDENCIAS EVOLUTIVAS DE LAS BASITAS
Las rocas magmáticas son extraordinariamente variadas en su composición y forman numerosos grupos regulares, repetidamente vuelven a aparecer en determinados ambientes geológicos en la historia del desarrollo de nuestro planeta. La clasificación, tipificación de las rocas magmáticas y su asociación, constituye uno de los principales problemas de la petrología, cuyo acento claramente se sitúa al lado de la reelaboración sistemática del grupo tratado, que estará relacionado genéticamente con una serie (determinada) de rocas magmáticas [9, 10, 23, 32, 68, 85].
En el actual capítulo nos referiremos sólo a las más importantes y difundidas tendencias evolutivas magmáticas, excluyendo el campo de las rocas alcalinas y otras series de rocas raras, como las kimberlitas, carbonatitas, etc.
En dependencia de lo expuesto, la fraccionación de cualquier mineral o asociación mineral está condicionada por la evolución magmática, diferenciándose tendencias de tipo hipercotéctico y cotéctico, cada una de ellas caracterizada por su constante petroquímica (PK), es decir, por un parámetro petroquímico general para todas las rocas de una tendencia dada. Las tendencias del primer tipo se forman como resultado de la fraccionación del mineral o grupo de minerales sobrantes en relación al cotéctico basítico, mientras que las tendencias del segundo tipo se forman como resultado de la fraccionación de diferentes cotécticos según su composición.
Examinaremos la tendencia hipercotéctica peridotitico-gabroica, formada por la fraccionación del olivino (PK CaO/Al2O3 = const.), y tendencias del tipo cotéctico: 1) clinopiroxenita-gabro (fraccionación del cotéctico Ol-Cpx, PK CaO/MgO’ = const.); 2) las tendencias evolutivas en el ambiente de composiciones basíticas: gabro plutónico-basalto, basalto-basalto altamente alumínico, basalto-ferrobasalto (fraccionación del cotéctico Pl-Fem, PK CaO:Al2O3:MgO’ = const.); 3) basaltoriolita o gabro-granito (fraccionación del cotéctico Pl-Fem, PK CaO/MgO’ = const y Fem/An = const). Dependiendo de la presión general, del contenido en agua y del ambiente oxidante-reductor en cada uno de estos tipos de tendencias se aprecian variaciones, las cuales corresponden a las series determinadas de rocas magmáticas.
En opinión de una serie de investigadores [63, 133] la tendencia peridotita-gabro se presenta de una manera general; como la mayor parte de los magmas basálticos, incluidas las toleítas
1-8.- Tendencias: 1.- Basaltos de la Dorsal Medioatlántica [118] e Islandia [100]: 1´.- Basalto altamente alumínico-Basalto; 1´´.- Toleítica principal; 1´´´.- Cumulados; 2.- Doleritas del Karroo [70] y Tasmania [89]: 2´.- Toleítica Principal; 2´´.- Cumulados; 2´´´.- Dolerita-vidrio; 2´´´´.- Intrusivos de Dolerita diferenciados de Tasmania; 3.- Cinturón Vetreni, Karelia [42]: 3´.- Toleítica; 3´´.- Cumulados; 4.- Serie ofiolítica del Macizo Kokpektinsk [88]: 4´.- Gabro-Gabro diabasa Plutónicos; 4´´.- Gabro-diabasa-basalto; 4´´´.- Cumulados; 5.- Gabroides del Cinturón Platínico del Ural: 5´.- Ortomagmáticas; 5´´.- Cumulados; 6.- Intrusivos de Skaergard [71]: 6´ Gabro original y composición calculada de los diferenciados fluidos; 6´´.- Tendencias de la formación y acumulación de cristales; 7, 8.- Series de gabroides de los gabro-granitos de Magnitogorsk (7) Gabro-plagiogranítica de Katynadyrsk (8) [88]: 7´,8´.- Plutónicas; 7´´, 8´´.- Grupos Volcano-intrusivos; 7´´´, 8´´´.- Diferenciados leucocráticos de los Gabros Plutónicos; 7´´´´, 8´´´´.- Diferenciados leucocráticos del grupo volcano intrusivo. La línea ondulada muestra la Ferricidad del fundido equilibrada con la Pirolita, teniendo f= 0,1: Las Líneas Cotécticas, ver 8-11 en la Fig. 52.
oceánicas, representando derivados de alta presión de fundidos picríticos, formados en el curso de la fraccionación del olivino bajo condiciones de un descenso de la presión en el proceso de ascenso a la superficie. La cuestión de que hasta que punto es universal este mecanismo en la actualidad activo se discute e investiga, pero el propio hecho de la existencia de la propia tendencia y su amplia difusión no deja lugar a dudas.
Como ejemplo de la tendencia peridotita-gabro (picrita-basalto) pueden servir las volcanitas del cinturón Vetreni de Karelia (Fig. 61, tendencia 3). Según los datos de V.S. Kulikov [42] la serie del magma original corresponde a un tipo picritico-basáltico (Tabla 20). Si esta suposición es cierta, entonces las picritas se presentan como productos de la contaminación del magma original antes de la separación de los cristales de olivino y los basaltos son resultado de la diferenciación, representando líquidos que se formaron a cuenta de la sedimentación del olivino. La tendencia de diferenciación magmática es como si siguiera la tendencia cumulada. En condiciones isobáricas (0,5-1 kb) se alcanzan los cotécticos Ol-Cpx-Pl, sobre lo que se puede juzgar en base a las composiciones de los fenocristales, evolucionando el fundido en lo sucesivo a lo largo de este cotéctico (Fig. 61
Tabla 20.- Composiciones químicas medias de los basaltoides del Cinturón Vetreni (Karelia) [42], % en peso. Picrita Basalto olivínico Basalto picrítico Basalto piroxénico Dolerita (22) (19) (126) (19) (24)
Clave.- Entre paréntesis.- Nº de análisis. Obtenida a partir de [42] con las rocas nominadas
Una tendencia análoga la presentan las doleritas Sudafricanas del Karroo (Fig. 61, tendencia 2). La parte cumulada de la tendencia de estas rocas, la más claramente representada por las picritas del intrusivo Insizv, repite la tendencia del cinturón Vetreni y la magmática responde a la tendencia toleítica del intrusivo de Skaergard, es decir al cotéctico isobárico Pl-Px-Ol y Pl-Px bajo presiones sobre los 5 kb.
En el presente ha sido establecido [127] que la relación Mg/Fe en el olivino es tres veces mayor que en el fundido cohesistente con él, es decir, (Mg/Fe)L≈0,3 (Mg/Fe)Ol. Ejemplarmente tal relación es asimismo característica del piroxeno. Es importante que esta relación no dependa de la presión y por consiguiente puede ser utilizada para el análisis de las relaciones genéticas de las rocas. En el diagrama de la Fig. 61 la línea ondulada muestra el máximo valor de la ferricidad (f = 0,25) el cual lo pueden tener los fundidos directos del manto a partir de la pirolita (f = 0,11) en asociación con restitas de ferricidad igual a 0,09. De las basitas que se muestran en el diagrama, a esta condición responden sólo los gabros plutónicos de los complejos ofiolíticos. Todos los gabros restantes y los basaltos de tipo toleítico y calco-alcalino, a juzgar por esto, han resultado o bien de un magma secundario, como supone O’Hara [133], o bien provenientes de un sustrato más ferrífero que la pirolita.
Desde este punto de vista es conveniente mostrar atención a que en las mismas doleritas del Karroo los cumulados más ricos en olivino (los puntos representativos con máximos valores Fem/ (Fem+An)) tienen ferricidad de 0,19 (Mg/Fe=4,3) lo que coincide con sus segregaciones del fundido en un similar, en composición media, de la dolerita del Karroo, en la que f = 0,41 (Mg/Fe=1,44).
Una relación análoga ha sido establecida para la serie picrito-basáltica del cinturón Vetreni. Todo esto significa que en la mayoría de los casos los cumulados representan productos de cristalización
1.- Dolerita del Karroo [70]; 2.- Cinturón Vetreni, Karelia [42]; 3.- Intrusivos de Ram [71]; 4.- Serie bandeada y composición media del Gabro olivínico del Macizo Kokpektinsk [88]; 5.- Diques de Websteritas en la Serie estratificada de las Ofiolitas de Omán [95]; 6.- Inclusiones de piroxenita en basaltos alcalinos [21]; 7.Composiciones medias de Tonalita, Granodiorita y Granito [73]; 8.-Composiciones medias de los Basaltos: I-III.- ver Fig. 42; 9.- Composición media de la Pirolita [62]; 10, 11.-Cotécticos en el Sistema Cpx-AnOl(Opx); 10.- En el Sistema Di-An-En para 1 atm y 15 Kbar. [111, 125]; 11.- En el Sistema Di-An-Fo para 20 Kbar. [137]; 12.- Tendencias: Picrita-Basalto (1); Clinopiroxenita-Gabro (2) y Gabro-Granito (3). Símbolos 1-4 .- Su crecimiento de tamaño indica lo presupuesto por los autores sobre la composición del Magma original.
intracameral, y aquellas rocas formadas como resultado de la fraccionación profunda del elemento motriz que separa el magma basáltico, a un nivel de erosión, de los productos de cristalización de este magma, no se encuentran. Una situación semejante puede preveerse, pero no es fácil superar la dificultad que presentan en la interpretación de la naturaleza real de las series magmáticas y su análisis formacional, no es simple.
En el diagrama CaO-Al2O3-MgO’ las series pertenecientes a la tendencia gabro-peridotítica se disponen entre los límites de unas líneas próximas con una relación estable CaO/Al2O3, próxima a la correspondiente a la anortita (Fig. 62). Resulta claro que tal tendencia puede estar condicionada solamente por la fraccionación del olivino u ortopiroxeno. Como ejemplo de la fraccionación del ortopiroxeno puede servir la serie marianita-boninita [19]. La mayor parte de las series magmáticas consisten en productos de la fraccionación principalmente del olivino, la cual lleva a las composiciones a la zona de los cotécticos basíticos, lo que se presenta como único en el camino dado desde la pirolita al basalto. En esto consiste la principal peculiaridad de la tendencia examinada, que explica su peculiar significado precisamente para las basitas, en que se presenta como el primer fundido mínimo en la tendencia.
Con el aumento de la presión del fundido, equilibrado con la pirolita, se enriquece en olivino. Esto se evidencia, además de por los conocidos experimentos de O’Hara [133], los datos de E. Stolper [142] sobre la composición de los líquidos de bajo grado de fusión, equilibrados bajo presiones de 10-20 kb con el olivino y el ortopiroxeno (con CaO/Al2O3 ≈ const. las composiciones de alta presión están enriquecidas en MgO’ en comparación con las de baja presión). La disminución de la presión en el proceso de intrusión provoca la cristalización del olivino y el traslado de la composición del fundido a lo largo de la tendencia evolutiva del olivino. La tendencia diferenciada cumulativa con esto, coincide, puesto que tanto una como otra están condicionadas por un factor, la desaparición del olivino del fundido o su adición.
La tendencia de la fraccionación del olivino está señalada en todos los complejos ofiolíticos, donde forma una serie hazburgita-plagioperidotita-gabroides melanocráticos. A menudo esta parte de la sección ofiolítica se interpreta como cumulada [36]. En el diagrama de la Fig.61 la tendencia hazburgito-gabroica es similar a la considerada picrito-basáltica y está dispuesta en la zona de menor ferricidad (Fig. 61, tendencia 4’’’) y en las coordenadas CaO-Al2O3-MgO’ esta tendencia coincide con la tendencia cumulada de las doleritas del Karroo y el intrusivo Ram (Fig. 62).
El efecto químico de la fraccionación del olivino se manifiesta en el crecimiento, a medida que ocurre la evolución, del contenido en titanio, aluminio y calcio bajo una relación CaO/Al2O3 estabilizada, componiendo la constante petroquímica del tipo de serie dado. Esto diferencia la tendencia evolutiva examinada de la clinopiroxeno-gabroica, en la que el principal efecto que se manifiesta es el aumento del contenido en Aluminio con la disminución del contenido en Calcio con la relación CaO/MgO’ ≈ const.
Esta tendencia, al igual que la peridotito-gabroica, está condicionada por la fraccionación sin feldespato, pero la evolución se ejecuta no por el medio de la desaparición de fases sobrantes en relación con el cotéctico (es decir, el olivino), sino como resultado de la sedimentación del cotéctico olivino-clinopiroxénico. Aquí tropezaremos con el nuevo aspecto de la fraccionación, el cotéctico. En forma completa la serie está determinada por las siguientes composiciones de las rocas: piroxenita olivínica-piroxenita magnetítica- piroxenita plagioclásica (tylaita)-horblendita (isita)-melanogabro hornbléndico lamprofírico. Las rocas están enumeradas en la secuencia temporal más frecuente, la cual está confirmada por las relaciones geológicas. Según la composición material, esta serie responde al cotéctico de alta presión olivino-clinopiroxénico, a lo largo del cual las rocas evolucionan en el lado del crecimiento del contenido en Aluminio con una relación estable CaO/MgO’ (constante petroquímica de la tendencia).
Paralelamente al aumento en aluminicidad desde la piroxenita olivínica al melanogabro crece la ferricidad de las rocas, aumenta el contenido en Titanio, en Metales Alcalinos y disminuyen el Calcio y el Magnesio. Estas evoluciones regulares son propias de todas las asociaciones de rocas magmáticas que contienen piroxenitas y están expresadas de un modo absolutamente claro en los diagramas correspondientes (Figs. 62 y 63).
El cambio de la composición global con el tiempo de la serie piroxenítica está de acuerdo con
1-3.- Rocas del Cinturón Platínico del Ural [26]: 1.-Clinopiroxenitas; 2.- Tylaitas; 3.- Verlitas; 4.Composición media de las piroxenitas olivínicas, magnetíticas y plagioclásicas de la Asociación de Jabarinsk Oriental [15, 52]; 5, 6.- Composición media de las Hiperbasitas [53]: 5.- Dunitas, Lerzholitas; 6.- Harzburgitas; 7.- Tendencias; 1.Clinopiroxenos: 1a.- de Clinopiroxenitas de las series de Molostovsk y Jabarinsk Oriental; 1b.- de Gabroides de estas mismas Series; 2-4.- Rocas de la asociación de Jabarinsk Oriental (2); del cinturón Platínico del Ural (3a.- ClinopiroxenitasTylaita; 3b.- Clinopiroxenitas mineras); 4.- Hiperbasitas Alpinotípicas; 5.- Clinopiroxenos de Xenolitos hiperbasíticos y Basaltos alcalinos [98].
las variaciones en composición de los minerales y los agregados de minerales que se diferencian sucesivamente en el proceso de cristalización de la piroxenita. Estas han sido examinadas detalladamente en el capítulo anterior con el ejemplo del intrusivo Molostovsk, en el cual, a consecuencia del enfriamiento se muestra en las rocas todo el camino de cristalización desde las etapas iniciales a las finales. Una ley análoga se manifiesta también en otras clinopiroxenitas, pero a consecuencia de un recalentamiento o de un último metamorfismo no se manifiestan tan claramente.
El principal mineral petrográfico, el clinopiroxeno, en el proceso de cristalización se enriquece en Aluminio y Hierro. En la formación dunito-clinopiroxenito-gabroica del Ural el máximo contenido en Aluminio en el piroxeno alcanza el 6% con f = 0,25 (Fig. 58). En las clinopiroxenitas mineralizadas, a cuenta de la magnetita, la ferricidad para la misma aluminicidad alcanza 0,4 y más. Tales rocas forman tendencias separadas (Fig. 63) y su análisis detallado no lo haremos. El aumento del contenido en Aluminio y de la ferricidad a lo largo de la dirección principal de la evolución
determina la aparición de la hornblenda y la magnetita o de hornblenda, plagioclasa y magnetita, la cantidad de las cuales gradualmente crece hasta la formación de rocas magnetito-hornbléndicas (hornblenditas, isitas) y hornblendo-plagioclásicas (gabroides).
Las inclusiones clinopiroxeníticas en los basaltos alcalinos están asociadas a menudo con lherzholitas estando compuestas por piroxenos significativamente más alumínicos que aquel que se señala en las rocas de la formación dunito-clinopiroxenito-gabroica. De las lherzholitas a las clinopiroxenitas el contenido en Aluminio en el clinopiroxeno crece del 5 al 12 % y la ferricidad de 0,11 a 0,25. Según lo visto, esta diferencia en la aluminicidad del clinopiroxeno está relacionado con que las inclusiones en los basaltos alcalinos se formaron en condiciones de la facies de la espinela [98] y las rocas de la formación dunito-clinopiroxenito-gabroica (platínica) son plagioclásicas. En las rocas que contienen plagioclasa de esta formación (isitas y tylaitas), las cuales poseen la misma relación cotéctica CaO/MgO’ (Fig. 62), con la conservación de la tendencia al cambio de la composición global en la dirección del crecimiento de la aluminicidad y ferricidad (Fig. 63) la evolución de los mismos piroxenos adquiere completamente otro carácter en relación con las clinopiroxenitas. Desde el núcleo a la periferia de los granos de clinopiroxeno el contenido en aluminio no aumenta como en las piroxenitas, sino que disminuye (Fig. 63, tendencia 1b). La ferricidad del piroxeno cambia de un modo diferente: en unos casos hacia la parte externa del grano crece y en otros disminuye. Tal comportamiento del aluminio está relacionado con su redistribución principalmente en la cristalización de la plagioclasa. Al mismo tiempo la ferricidad determina la presencia o ausencia de magnetita: en la paragénesis con magnetita la parte externa de los granos de piroxeno se empobrece en hierro y en aquellos casos cuando la magnetita cristaliza de un fundido acuoso restante tras el piroxeno, en la paragénesis con hornblenda, la parte extrena de los granos se enriquece.
Como ya se señaló en el capítulo 6, como producto de la evolución del magma piroxenítico se presenta un fundido restante rico en aluminio y relativamente ferrífero, próximo en composición a los gabroides hornbléndicos melanocráticos de aspecto lamprofírico. Estas rocas se encuentran ampliamente difundidas asociadas con piroxenitas y forman cuerpos intrusivos aislados (diques, stocks), así como numerosos diques poco potentes dentro de piroxenitas. Según su posición geológica son similares a las pegmatitas de los complejos graníticos. Tales gabros se encuentran ampliamente difundidos en la región de Kempirsaisko-Jabarinsk, donde forman un extendido cinturón de diques, pero también se presentan solos con clinopiroxenitas formando un intrusivo anular [88].
En el cinturón Platínico, en asociación con clinopiroxenitas, las rocas más ampliamente difundidas son las hornbléndicas (hornblenditas e isitas). Según la composición química global estas rocas son parecidas a los gabroides, aunque según la composición mineral se diferencian en su cantidad de plagioclasa. El contenido en Aluminio, que se presenta como el principal indicador de la evolución según la tendencia piroxenítica, en las hornblenditas es el mismo o incluso más alto que en los gabros que muestran una mayor relación con la piroxenitas (Tabla 17). Puede suponerse por esto que poseen una situación más alta que los gabros en la secuencia evolutiva. Esta suposición geológica se basa en la existencia en los gabroides de la asociación Jabarinsk-oriental de venas isíticas, las cuales según su composición global se encuentran próximas a la hornblenda que aparece como producto de la cristalización del fundido restante de la clinopiroxenita olivínica de Molostovsk
(Tabla 17, anál. 9 y Tabla 19, anál. 4).
El alto contenido en aluminio en la hornblenda de las hornblenditas [26] y los melanogabros asociados con las clinopiroxenitas (Tabla 17) evidencian que el cambio de las paragénesis anhidras, esencialmente con anfíboles, está controlado por las siguientes reacciones:
(4-n)CaMgSi2O6 + (3+0,5n)Mg2SiO4 + nCaAl2Si2O8 + (5-2,5n)SiO2 + 2H2O = 2Ca2Mg5AlnSi8nO22(OH)2 (10)
(Di+Ol+An+Q+H2O = Am),
(4-n)CaMgSi2O6 + (6+n)MgSiO3 + nCaAl2Si2O8 + (2-3n)SiO2 + 2H2O = 2Ca2Mg5AlnSi8nO22(OH)2 (11)
(Di+En+An+Q+H2O = Am)
Las relaciones másicas Cpx/Ol y Cpx/Opx, con una completa transformación en anfíbol, están determinadas por su aluminicidad. Para n=0 Cpx/Ol=2,1 y Cpx/Opx=1,44 y para n=2 (aluminicidad modal de la hornblenda en las hornblenditas) Cpx/Ol=0,77 y Cpx/Opx=0,54. Para n≥4 la reacción sucede sin clinopiroxeno. Hornblendas con relación Al/Si=1 son desconocidas, pero las variedades más alumínicas de hornblenda se han encontrado esencialmente en hiperbasitas pobres en clinopiroxeno Así, en dunitas con diópsido del macizo Platínico de Kytlymsk en el Ural Medio se señala la presencia de hornblenda que contiene un 18,4% de Al2O3 con una relación Al/Si=0,53 [26].
Los melanogabros y las rocas puramente anfibólicas asociadas a las anfibolitas, próximas una a otra por la composición química (Tabla 17), en lo esencial representan variedades faciales de los productos de cristalización del fundido basítico restante nefelino- y olivinonormativo. Una alta alcalinidad se presenta como la característica general de las basitas que provienen de los fundidos clinopiroxénicos y las particularidades de su composición mineral están determinadas por el grado de saturación en agua del magma.
El distinto nivel o ritmo de aumento de la concentración del agua en el proceso de cristalización diferenciada puede cambiar fundamentalmente la dirección de la evolución magmática [34].
Por ejemplo, en la variante “acuosa”, los productos de cristalización del fundido restante con diferenciación de la piroxenita de Molostovsk presentan agregados magnetito-anfibólicos, es decir, una asociación mineral saturada en lo relativo al sílice. Sin embargo, en el caso de la cristalización anhidra este mismo fundido, a juzgar por la composición normativa, puede encontrarse mineralógicamente próximo al basalto nefelínico alcalino (Tabla 17).
Ambas dos variantes de cristalización diferenciada aparecen en intrusivos anulares afectando a las hazburgitas del macizo de Jabarinsk, el cual fue el motivo de la anterior sección. En el macizo de Molostovsk en relación con la composición real del fundido piroxenítico restante, que se constituye como parental del miembro gabroico siguiente de la serie, la evolución va de la piroxenita por el lado del melanogabro hornbléndico. Estas rocas, como ya se señaló, se componen en un 70-80% de hornblenda, los granos idiomórficos que cementan los agregados xenomórficos de feldespato a menudo están completamente sustituidos por saussurita. En aquellos raros casos en que el feldespato
se conserva se consigue establecer que ellos presentan granos claramente zonados de plagioclasa con núcleos idiomórficos de composición An95-80 y una zona externa de An50-40. A menudo aparece una pequeña cantidad de feldespato potásico
Las particularidades texturales y las inclusiones de apatito poco Fluórico no dejan lugar a dudas sobre la cristalización temprana de la hornblenda condicionada por un aumento de la presión de agua. La simple composición mineral permite, según la conocida composición química de la hornblenda, y de la roca en su conjunto calcular bastante exactamente su composición mineral. Los resultados de tal cálculo se dan para algunas pruebas en la clave de la Tabla 17. Comparativamente, los melanogabros “leucocráticos” (Tabla 17, muestra 9), a diferencia de las variedades más extendidas, ya no contienen nefelina normativa y según dicha composición corresponde a un cotéctico seco CpxOpx-Pl con presión de 3-4 kb. Según el contenido real de hornblenda (67 % en peso) estas rocas son significativamente más melanocráticas que los gabros piroxénicos comunes y presentan aquellas mismas señales de cristalización temprana de la hornblenda sobre las que se habló con anterioridad.
El fundido acuoso a partir del cual cristalizaron estos gabros hornbléndicos se agotó en componentes fémicos en relación al cotéctico seco Fem-Pl para la misma presión, lo que proporcionó la separación de la hornblenda excedente y la evolución ulterior justamente según la tendencia clinopiroxenito-gabroica (ABC y DE en la Fig. 64) en la zona de los fundidos restantes leucocráticos C y E, próximos a los anortosíticos. Tal fundido restante ya correspondía al cotéctico acuoso y como resultado a la cristalización conjunta y fraccionación de la hornblenda y la plagioclasa evolucionó a
Fig. 64.- Diagrama Ab-Fem-An, que ilustra las tendencias Clinopiroxenita-gabro-anortosítica (ABC) y Clinopiroxenita-gabro-anortosito-granítica (DEF) de diferenciación en los Intrusivos de Molostovsk (1) y Guberlinsk (2) pertenecientes al Complejo Molostovsk; 3.- Cotéctica Cpx0,3 -Opx0,3 -An.
lo largo de este cotéctico en la dirección del granito (EF) o de la sienita. En el complejo Molostovsk como producto de tal diferenciación se presentan cuerpos y diques de leucodioritas cuarcíferas, granosienitas y granitos [88].
Si la línea cotéctica acuosa Fem-Pl se alcanzó en la cámara intermedia, desde donde el fundido cotéctico leucocrático intruyó hacia arriba, entonces a consecuencia del descenso de la presión la composición del cotéctico se trasladó al lado de los componentes fémicos, el campo de cristalización de la plagioclasa se amplió y comenzó la separación de la anortita, que forma nucleos idiomórficos en
granos zonados, lo que sobre todo se encuentra perfectamente expresado en rocas de composición variada del intrusivo Guberlinsk del complejo Molostovsk [88]. La cristalización de este líquido de plagioclasa básica se interrumpe bruscamente, lo que está evidenciado por los límites netos de los núcleos y la gran diferencia entre la composición de los núcleos y de las partes externas de los granos de plagioclasa. La siguiente etapa de cristalización tiene lugar a partir de un fundido que responde a un cotéctico en nuevas condiciones. En esta etapa sucede la cementación que separa los granos de hornblenda y anortita con agregados xenomórficos de hornblenda, plagioclasa, feldespato potásico y cuarzo. La ulterior evolución del fundido se encuentra obstaculizada y las anortositas hornbléndicas con cuarzo y las leucodioritas, en este caso, representan los diferenciados finales de la tendencia evolutiva clinopiroxenito-gabroica (punto C de la Fig. 64).
Tales rocas son muy características del cinturón Platínico del Ural y han sido detalladamente descritas [88]. En la región Kempirsaisko-Jabarinsk numerosos diques de anortositas hornbléndicas y leucodioritas del complejo Molostovsk muestran una clara relación geológica con los melanogabros hornbléndicos expresada en su relación espacial constante, así como en la existencia de transiciones graduales cuando unas y otras forman un solo cuerpo. Las anortositas poseen una composición mineral parecida a la de los melanogabros, es decir, las mismas plagioclasas claramente zonadas y un similarmente elevado contenido en Estroncio en la plagioclasa de 0,15-0,30 (% en peso).
De esta manera, las etapas terminales del desarrollo según la tendencia clinopiroxenitogabroica conducen a la separación de rocas leucocráticas horblendo-plagioclásicas del tipo anortosita o leucodiorita, las cuales, a su vez, pueden evolucionar hasta los granitos. La cantidad de tales rocas leucocráticas esencialmente plagioclásicas no es grande, pero son miembros característicos de la asociación clinopiroxeno-gabroica y concluyen su formación.
Como ha sido mostrado anteriormente [88]. el posible mecanismo de formación de las anortositas hornbléndicas y leucodioritas de los macizos Chernoistochinsk y Kytlymsk en el cinturón Platínico del Ural fue la fusión parcial de gabroides metamorfizados, transformados en rocas plagioclasohorbléndicas de tipo anfibolita. Las condiciones geológicas de este modelo (una estrecha relación espacial entre las anortositas con zonas de metamorfismo acuoso y su asociacón estable con las hornblenditas) a la luz de lo mencionado sobre la tendencia clinopiroxeno-gabroica puede ser interpretado también como el resultado de la evolución magmática de un fundido clinopiroxenítico y derivado de él, de un fundido basítico acuoso. En cualquier caso resalta el problema de la elaboración de los criterios de diferenciación de las anortositas horbléndicas de origen diferenciado y palingenético, es decir, aquel mismo problema que discutimos al analizar la naturaleza de los granitos plutónicos acuosos (ver capítulo 4).
Como diferenciado “seco” del magma clinopiroxenítico aparecen en el complejo Molostovsk los melanogabros biotito-hornblendico-clinopiroxénicos de tipo lamprofírico extendidos en una serie de intrusivos donde representan el fundido original para sienito-dioritas y sienitas, todas feldespáticas, asociadas a las anteriores [88]. Las relaciones geológicas entre las series clinopiroxenitogabro-feldespatoídica y clinopiroxenito-gabro-anortosítica evidencia el paralelismo de su desarrollo. En aquellos intrusivos donde se desarrollan ambas series, las interrelaciones de las rocas siempre es
homodrómica: los cuerpos de rocas más leucocráticas, independientemente de que se presenten con feldespato o cuarzo, siempre cortan a variedades más melanocráticas.
No menos claramente se manifiestan en el cinturón Platínico del Ural las direcciones acuosa y “seca” de la diferenciación del magma clinopiroxenítico. En el macizo dunito-clinopiroxenítico del monte Soloviov en el Ural Medio, según han descrito N.K. Vysotski, A.N. Zavaritski, I.A.Malajov y otros investigadores en la parte externa se han desarrollado clinopiroxenitas con plagioclasa (tylaitas) que culminan la formación de este macizo. Estas rocas están compuestas por granos porfídicos zonados de augita, frecuentemente con estructuras en reloj de arena, los cuales contienen inclusiones idiomórficas de olivino, biotita y más raramente de plagioclasa An50-40 y están cementados por agregados de grano fino de esos mismos minerales, así como simplectitas plagioclasico-ortoclásicas y espinelo-magnetíticas. La ferricidad de la augita cambia del núcleo a la zona externa de los granos porfídicos de 0,19 a 0,22, en los mismos límites oscila también la ferricidad del olivino. El anfíbol (hornblenda altamente alumínica) no aparece siempre y al igual que en las clinopiroxenitas Molostovsk cementa los granos de piroxeno, presentándose como un producto de la cristalización de un fundido restante.
En relación con las particularidades de la tendencia evolutiva clinopiroxenítica en el fundido restante, crece la concentración de aluminio y sodio, lo que en parte produce el aumento en el contenido de estos elementos en el clinopiroxeno porfídico: Al2O3 de 4,5 hasta el 6%, Na2O de un 0,3 a un 1,5% (en las partes centrales y externas del grano respectivamente) y una composición relativamente ácida de la plagioclasa (An35) en los crecimientos plagioclaso-ortoclásicos de la matriz. En las variedades secas sin anfíbol en las piroxenitas del cinturón Platínico del Ural por primera vez fue descubierta por nosotros nefelina, formando granos aislados y crecimientos con ortoclasa. La cristalización del anfíbol suprime la separación de la nefelina, por eso en las piroxenitas con anfíbol, la nefelina no aparece.
Es importante subrayar que tanto en el complejo Molostovsk como en el cinturón Platínico la rama de diferenciados que contiene feldespatoides geoquímicamente no se diferencia de aquella que forma las rocas saturadas en sílice. A diferencia de las clinopiroxenitas con nefelina de los complejos alcalinos, las rocas de los complejos mencionados de los Urales no contienen altas concentraciones de Fósforo y Elementos Raros. Estos datos aparecen como complementarios para la confirmación de que las rocas de las ramas de diferenciación acuosa y “seca” aparecen como derivadas de una fuente magmática común.
La alta presión de agua en la cristalización de la parte granitoídica de la serie se encuentra evidenciada por la separación temprana de la biotita (inclusiones idiomórficas de biotita en los núcleos de granos de plagioclasa) y por la existencia en las variedades porfídicas de granitoides de enclaves de ortita magmática (ver capítulo 8, [110]).
Es posible suponer que en la parte superior de la extensión en vertical de la columna magmática, donde a consecuencia de la convección el fundido piroxenítico está contorneado y su diferenciación tiene lugar según una vía cuarzonormativa y en la parte inferior (pobre en agua) se separa un fundido
más alcalino. Según lo visto, la coincidencia en una sola serie de rocas de fundidos derivados de diferente profundidad, que se diferencian en una u otra medida en la composición, representa una particularidad característica de la estructura de la mayoría de asociaciones de rocas magmáticas. En esta cuestión nos detendremos detalladamente en el capítulo 8.
Aquí es conveniente señalar que el mecanismo de formación de algunos tipos de rocas alcalinas se encuentra próximo al que propuso N. Bowen [97] fijándose en la composición nefelinonormativa de las hornblenditas. Los datos petrológicos y experimentales en el tiempo actual aún no son suficientes para la extensión de un mecanismo semejante para explicar la génesis de todos o al menos la mayoría de tipos de rocas alcalinas, pero para la explicación de las frecuentes asociaciones de feldespatoides y granitoides, esta explicación puede ser utilizada con éxito.
En la secuencia clinopiroxenito-horblendítica las partes cumulada y diferenciada de la tendencia, al igual que en la picrito-basáltica, coinciden. En el caso tratado tal coincidencia dificilmente puede preverse teóricamente, puesto que la fuerza motriz del proceso es la fraccionación, no de uno, sino de dos minerales (olivino y clinopiroxeno) que se encuentran en relación cotéctica. En esto consiste la ley general de la fraccionación cotéctica, la cual consiste en que tanto la fracción cristalizada como la líquida permanecen en uno y otro cotéctico, lo que forma la tendencia evolutiva dada. Esta ley se manifiesta muy claramente en la evolución de las basitas.
Las tendencias de este tipo están condicionadas por la fraccionación del cotéctico Pl-Fem con la constante petroquímica CaO:Al2O3:MgO’ ≈ const. (Fig. 62). Aquí examinaremos sólo aquellas tendencias que no se salen propiamente del cuadro de las composiciones basíticas. La continuación de estas tendencias en la zona de las sienitas se discute en el próximo capítulo.
Se constituyen los siguientes tipos principales de evoluciones de las basitas : 1) fraccionación de alta presión del cotéctico Pl-Fem con un descenso de la presión, cuando el crecimiento de la ferricidad de las rocas en el proceso evolutivo está acompañado por el aumento de su índice fémico
∆(Fe/(Fe+Mg))
(----------------------------------- > 0), es decir:
∆(Fem/(Fem+An))
La secuencia de los grupos gabro plutónico-gabro volcano-intrusivo, y 2) la fraccionación del cotéctico basítico en condiciones isobáricas con evolución según dos direcciones, que en correspondencia con la terminología existente pueden denominarse como toleítica o “Fennerica”
∆(Fe/(Fe+Mg))
(------------------------ > 0, la relación Cpx/Fem crece).
∆(Fem/(Fem+An)) y la calco-alcalina o “Bowenica”
∆(Fe/(Fe+Mg))
(---------------------------------- < 0, Cpx/Fem, disminuye).
∆(Fem/(Fem+Am))
En el capítulo 8 examinaremos detalladamente las áreas de aplicabilidad de las nociones “toleítica” y “calco-alcalina”, pero para la designación de las tendencias evolutivas de la basitas, según los parámetros mencionados anteriormente, casi se pueden utilizar los nombres anteriores en un sentido universal, lo que sitúa al lector al tanto de publicaciones ulteriores.
Las tendencias gabro plutónico- basalto o gabro del gupo volcano-intrusivo se unifican al reflejar el cambio de composición del fundido basítico sobre un fondo de descenso de la presión, es decir, en focos magmáticos de diferentes profundidades o en el proceso de intrusión. Cualquier fraccionación en la que participen minerales ferro-magnesianos conduce al crecimiento de la ferricidad del fundido restante. En el caso de descenso de la presión en fundidos cotécticos basíticos, simultáneamente desciende también el grado del carácter leucocrático, en la medida en que sirve al aumento del índice fémico Fem/(Fem+An).
En el capítulo 5 examinamos detalladamente la tendencia evolutiva de los gabroides plutónicos del macizo de Kokpektinsk del complejo ofiolítico de Kempirsaisko-Jabarinsk y prestamos atención al parecido con sus tendencias de las rocas homogeneas del cinturón Platínico del Ural y de la serie de los gabro-granitoides (Fig. 61, tendencias 4’, 5’, 7’, 8’). La particularidad común de todas estas tendencias es el crecimiento del índice fémico paralelamente a la ferricidad en el curso de la evolución.
El carácter del cambio de otro parámetro informativo del cotéctico basítico, la participación del clinopiroxeno en la suma de componentes fémicos (Opx/Fem) es diferente en las series. En los gabroides de fuerte carácter cotéctico próximos al eutéctico ternario Cpx-An-Ol del macizo de Kokpektinsk según la medida de evolución el contenido del componente diopsídico aumenta, pero la composición de la roca sigue a lo largo del trazo polibárico del eutéctico ternario Cpx-An-Ol. Con esto, el gabro olivínico responde a una presión de 15 kb y el gabro diopsídico, más tardío, a una presión de 3-4 kb.
Los gabroides plutónicos de las series gabro-granítica de Magnitogorsk y de la serie gabroplagiogranítica de Katynadyrsk responden en composición al cotéctico Cpx-An con presión de 10 kb (Fig. 53). La fraccionación de este cotéctico con caída de la presión enriquece el fundido restante en componente ortopiroxénico, lo que encuentra reflejo en la situación respectiva en la tendencia de diferenciación.
Mediante la vía examinada, en la mayoría de los casos se alcanza un cotéctico basítico de relativamente baja presión, que responde por composición a uno u otro tipo de basalto. En condiciones isobáricas (Plit=const) el cotéctico basítico evoluciona en dos direcciones, como se señaló: toleítica y calco-alcalina. El crecimiento unido de la ferricidad y el índice fémico es característico de muchos basaltos platafórmicos y geosinclinales tempranos y tardíos y gabroides del grupo volcano-intrusivo. Precisos ejemplos de tales tendencias isobáricas lo constituyen los gabros del grupo volcano-intrusivo y los basaltos del complejo ofiolítico de Kempirsaisko-Jabarinsk (Fig. 61, tendencia 4’’), así como los gabroides de la serie gabro-granítica de Magnitogorsk y gabro-plagiogranítica de Katynadyrsk (tendencias 7’’, 8’’). Análoga tendencia la forman las composiciones calculadas de los líquidos que
se separan en el proceso de diferenciación del intrusivo de Skaergard (6’) y parte de las doleritas del Karro (2’), es decir, los patrones universales del tipo toleítico de diferenciación.
En las coordenadas Cpx-An-Opx a este tipo de diferenciación corresponde el cotéctico de baja presión An-Opx, según cuya composición del líquido funciona en el lado del eutéctico ternario, es decir, se enriquece en componente diopsídico. Esta particularidad tiene un significado especial para las tendencias evolutivas de los basaltos toleíticos, puesto que la evolución del cotéctico basáltico, según el tipo calco-alcalino, se caracteriza por una tendencia contraria: a medida que sucede la evolución, la participación del componente diopsídico en la suma Fem se reduce.
La evolución de las basitas según el tipo calco-alcalino sucede en condiciones de ejemplar estabilidad de la presión general y aumento de la presión de agua; justamente la última conduce a una disminución del índice fémico a medida que tiene lugar la evolución. Según esta misma causa la tendencia toleítica predominante en la doleritas del Karroo, a lo largo de la cual se separan los diferenciados doleríticos ferrosos, en cada roca concreta, a juzgar por la composición del vidrio restante, cambia a la calco-alcalina: la relación Cpx/Fem en el vidrio disminuye, la relación Fem/ Fem+An y el parámetro f crecen en comparación con la composición global de la roca (Fig. 61, tendencia 2’’’). Una dirección análoga de diferenciación se observa claramente en las doleritas diferenciadas de los intrusivos de Tasmania (Fig. 61, tendencia 2’’’’).
Como producto de tal diferenciación, que transcurre por la vía calco-alcalina, se presentan las rocas de composición gabro-diorítica o de diorita cuarcífera (andesítico-basaltica o andesítica), por esto las tendencias del tipo examinado son muy características de la serie de gabro-granitoides (Fig. 61, tendencias 7’’’, 7’’’’, 8’’’ y 8’’’’). Ellas conducen a la zona de composiciones dioríticas y graníticas y serán examinadas más abajo. En lo que se refiere a aquellas rocas, según las cuales se han construido las tendencias de las Fig. 61 y 64, su composición no entra en el ámbito de los gabros y gabro-dioritas y solamente marcan una tendencia de saturación en sílice.
Llama la atención que las tendencias evolutivas de los gabroides de tipo plutónico, tanto en la serie de Magnitogorsk como en la de Katynadyrsk responden a condiciones de elevada presión en comparación con los gabros del grupo volcano-intrusivo.
Puesto que, asimismo, también en las tendencias picrito-basalticas (gabros) y clinopiroxenitogabroicas, con la fracción del cotéctico basítico, las series cumulada y diferenciada coinciden. Esto se demuestra claramente con el ejemplo del intrusivo de Skaergard. La tendencia calculada para el fundido evolutivo que se separa en el proceso de cristalización diferenciada del magma original (tendencia 6’) se encuentra próxima a la tendencia de las rocas de la serie estratiforme (6’’). Ambas tendencias corresponden ejemplarmente a un cotéctico isobárico (tras la inclusión de su parte más altamente ferrífera y más tardía temporalmente), pero la tendencia “solidificada”, como se deduce de las consideraciones teóricas, se diferencia de la “fundida” por un poco de disminución en el carácter leucocrático. Las rocas del intrusivo de Skaergard, que han sido formadas en el camino de la acumulación preponderante de silicatos ferro-magnesianos o de plagioclasas, en las coordenadas Fe/ (Fe+Mg)-An/(An+Fem) producen las tendencias 6’’’, parecidas a las tendencias cumuladas de los
complejos ofiolíticos (4’’’). La inferior entre ellas, según lo ya visto, responde a una sedimentación de cristales en el estadio temprano de la evolución y la superior corresponde al estadio tardío.
Para la sistemática de las series más difundidas de rocas magmáticas, las basáltico-riolíticas y las gabro-graníticas, especial significado lo tienen las tendencias evolutivas de las basitas en el lado del enriquecimiento en sílice y Metales Alcalinos. La evolución en esta dirección siempre está condicionada por la segregación a partir del fundido original de asociaciones minerales del cotéctico Pl-Fem diferentes en composición. Las constantes petroquímicas de la tendencia son Fem/An ≈const. y MgO’/CaO≈const. Como principal indicador de la evolución se presenta el aumento del contenido en sílice, lo que permite utilizar, para el análisis petroquímico los diagramas binarios con base en SiO2. Las diferentes rocas formadas en esta serie determinan casi completamente la composición del magma original, que aparece como gabroico o basáltico.
El conjunto de numerosos trabajos puede resumirse en el esquema de clasificación de los basaltos según las evidencias texturales y materiales, conveniente para el conjunto de consideraciones ulteriores, del camino evolutivo de las rocas magmáticas. En principio en él se dan dos clases principales de basaltos: toleíticos y alcalinos, el primero de los cuales se caracteríza por la ausencia y el segundo por la presencia de nódulos hiperbasíticos. La subdivisión de la clase toleítica puede hacerse de la siguiente manera (entre paréntesis se muestran los tipos de evolución según la literatura habitual y contemporánea y la terminología utilizada en la anterior sección) (Esquema en la página siguiente, 154).
Los basaltos de cada una de estas subdivisiones presentan una posición geológica específica y una característica composición material. Según la composición material en cada uno de los cuatro tipos de basaltos toleíticos (oceánicos, de plataforma, geosinclinales (arco-isla) y orogénicos ) se separan las toleítas propiamente dichas y los basaltos altamente alumínicos [128] o los basaltos de las formaciones andesíticas [41, 43], que son los productos correspondientes al camino toleítico y calco-alcalino de evolución de los cotécticos basíticos. Estos dos grupos de basaltos entran en la composición de los dos tipos de series basaltico-riolíticas, a los cuales diferentes autores prestando atención a una cualquiera de las particularidades existentes les dan diferentes nombres: toleítica y calco-alcalina, pizhonítica (toleítica) e hipersténica (de alta aluminicidad) (G. Kuno), afírica y porfírica, contrastada e ininterrumpida (D.S. Shteimberg). La subdivisión más difundida en las series toleítica y calco-alcalina sobreentiende las diferencias en la concentración de Calcio y Metales Alcalinos, las cuales no siempre se mantienen para siempre y no reflejan la naturaleza real que presentan estos dos tipos de series. Además de esto, esta subdivisión no responde a aquel contenido que se incluye en estos términos correspondientes a las basitas reales. Si las dos tendencias principales isobáricas de la evolución de las basitas, las cuales han sido examinadas en el capítulo precedente, pueden ser consideradas como la toleítica y la calco-alcalina, entonces con la transición a la parte granítica de la serie y como se demostró, una y otra tendencia se muestran como de un solo tipo próximo al calco-alcalino.
Esta conclusión puede ilustrarse con el ejemplo del diagrama AFM (Fig. 65), el cual a menudo se utiliza para la subdivisión de las series en toleíticas y calco-alcalinas. En esta figura se muestran
Esquema
Oceánica (Toleítica)
Toleita
De Plataforma (básicamente Toleíticas)
Continental
Zonas móviles
Geosinclinales o de Arco-isla (Toleítica y Calco-alcalina)
Orogénica (principalmente Calcoalcalina) FeO´
dos series de gabro-granitoides: la “toleítica” de Magnitogorsk y la “calco-alcalina” de Auerbajovsk extensamente descritas con anterioridad [88]. No es difícil notar que las diferencias propias del patrón de referencia de uno y otro tipo se manifiestan solamente en la parte de los gabroides, sino que la parte granítica de ambas series en el diagrama se manifiesta como una sola tendencia que coincide justamente con la dirección calco-alcalina de la evolución y constituye una tendencia en línea recta. De lo mostrado se deduce que los términos “toleítico” y “calco-alcalino” tienen significado sólo en el camino de evolución que transcurre en el ambiente propio del cotéctico basítico y para la tipificación de las series basaltico-riolíticas y gabro-graníticas se necesita otra herramienta.
Sobre todo, es clara la esencia geológica y fisico-química de los dos tipos de series de gabrogranitoides que se demuestra con el análisis de la influencia de la Plit y la PH2O en las particularidades de la diferenciación magmática y su evolución. En la Fig. 66 se muestran las curvas de fusión de los principales tipos de rocas magmáticas, basaltos (gabros), andesitas y riolitas (granitos) en condiciones “secas” y saturadas en agua. Para los graníticos y gabroides los cotécticos se encuentran marcados por isolíneas de contenido en cuarzo y clinopiroxeno, lo que permite la orientación precisa con relación a la composición de las rocas. Estas isolíneas se han determinado en base a datos experimentales según la composición de los cotécticos secos y acuosos y su análisis (ver capítulos 4 y 5). Existe alguna condicionalidad en la situación de las curvas de fusión relacionada con las variaciones de la composición real de los magmas y el grado de saturación en agua, pero que básicamente no modifican el cuadro. Las líneas PM y FE muestran dos caminos posibles para la evolución de los magmas basálticos: PM, las diferenciación con presión baja y EF, con presión alta.
Como límite físico-químico de la evolución magmática de toleítas y magmas calco-alcalinos de cualquier composición se presenta el líquidus granítico acuoso. Dependiendo de la presión general y el grado de saturación en agua del magma la evolución finaliza en diferentes zonas de la curva acuosa de fusión del granito, pero la presión general con la separación del fundido granítico no puede superar la presión de la generación del magma más básico precedente.
En el camino que va del gabro al granito el fundido magmático transcurre por la zona de presencia de todos los fundidos de composición intermedia con cualquier grado de saturación en agua. En la tendencia de diferenciación PM el fundido de composición media (andesítico, dacítico, tonalítico y granodiorítico) puede diferenciarse del basáltico en la zona de baja presión en un pequeño intervalo de temperatura (100°C) por la superación de la zona de existencia de fundidos de composición media para cualquier grado de saturación en agua. Con esto, probablemente, se condiciona la rareza relativa de las rocas correspondientes y el tipo de contraste de las series de baja presión. La evolución de tales series concluye con la separación a escasa profundidad de fundidos graníticos moderadamente acuoso (punto M).
En el segundo caso la evolución del fundido magmático tiene lugar en la zona de altas presiones, dependiendo del grado de saturación en agua el intervalo de temperatura de existencia de fundidos de composición intermedia crece hasta 400°C, lo que proporciona condiciones favorables para la separación de grandes masas de rocas de composición tonalito-granodiorítica y tipos ininterrumpidos de diferenciados. Si bien la tendencia de baja presión puede concluir tan solo en la zona del granito moderadamente acuoso, sin embargo, para la diferenciación bajo altas presiones las limitaciones fisico-químicas no son ni siquiera parecidas: la evolución concluye tanto en condiciones de escasa profundidad (zona NM), como en granitos acuosos de mayor profundidad (zona NE).
En correspondencia con lo expuesto, las series del primer tipo pueden ser consideradas como barofóbicas y las del segundo como barofílicas. Los términos propuestos reflejan bastante exactamente la esencia físico-química de los dos tipos examinados de series y desde este punto de vista son más aceptables que los aceptados hasta ahora, sobre todo que el “toleítico” y el “calco-
alcalino”. Naturalmente, que el esquema examinado está simplificado notoriamente. El camino real de la evolución es variado y determina la existencia de series intermedias entre las tipicamnente barofóbicas y barofílicas.
En sus términos extremos las series barofóbicas y barofílicas se diferencian notoriamente por la estructura interna y la composición material de las rocas. La alta presión bajo la cual tiene lugar la evolución de la serie barofílica contribuye al aumento del grado de saturación en agua del magma, lo que condiciona la textura porfiroide de los efusivos, el desarrollo preponderante del piroxeno aislado junto a pizhonita de alta temperatura y la cristalización temprana de plagioclasa y magnetita. Los basaltos y gabros de las series barofílicas responden a un cotéctico de más alta presión respecto a las rocas homónimas barofóbicas (10-15 kb y 1-4 kb respectivamente, ver Capítulos 5, 7, Figs. 44, 45). Por esto, se caracterízan por un índice fémico menor, es decir, pertenecen a las rocas altamente alumínicas y según la mayoría de los otros parámetros su composición es de tipo calco-alcalino. Tales basitas se encuentran claramente asociadas con las rocas de composición inermedia, las tonalitas, monzodioritas, granodioritas, las cuales forman a menudo algunos máximos en la curva de distribucción de los elementos petrogenéticos, lo que permite considerar a estas series barofílicas como polimodales.
En las series barofílicas los silicatos fémicos que contienen grupos hidróxilo comienzan su cristalización en un estadio más temprano de la evolución respecto a las series barofóbicas. En las últimas el anfíbol se manifiesta como un mineral magmático primario en las rocas con un contenido en sílice del 60% y más alto, pero en las barofílicas están ampliamente difundidos los
Fig. 66.- Esquema de la evolución de las Series Barofóbicas (PM) y Barofílicas (FNM, FNE y FNE´).
1.- Curvas de fusión de la Toleita (T); Andesita (A) y Granito (G) en condiciones anhidras y saturadas en H2O (Plit= PH2O) [62, 116, 130, 144] así como el Liquidus del Sistema Di-An-Fo [137]; 2.- Contenido en Cuarzo en el Eutéctico granítico [130, 144] y del Diópsido en el Eutéctico Diópsido-Anortita [96, 148) para diferentes valores de la Plit y PH2O; 3.- Contenido en agua en el fundido granítico; 4.- Camino de la evolución del Magma (ver Texto); 5.- Campos de la generación del Magma granítico y basítico del tipo Plutónico.
gabros anfibólicos primarios. La cristalización temprana en rocas pobres en sílice del anfíbol y de la magnetita que le acompaña conduce al enriquecimiento en SiO2 del fundido restante y por lo tanto a una tendencia de diferenciación de tipo “Bowen”. La información geoquímica de la fraccionación del anfíbol, extensamente examinada por una serie de investigadores [34, 62] muestra, al menos en parte, la variada conducta de los elementos de la familia del Hierro en las series de uno y otro tipo. Si la fraccionación del olivino y del piroxeno conduce a la disminución de la relación Ni/Co en el proceso evolutivo, entonces la desaparición del anfíbol, por el contrario, aumenta el valor de esta relación en el fundido restante. En las series barofóbicas en la zona de las composiciones basíticas
∆(Ni/Co)
------------ < 0, mientras en las series barofílicas es mayor que cero o Ni/Co≈const. [88].
∆SiO2
Las series gabro-graníticas a menudo contienen rocas de alta alcalinidad: sienitas, sienitas cuarcíferas, granosienitas y granitos alcalinos. En los tipos barofóbicos y barofílicos estas rocas se diferencian claramente. La alta alcalinidad de los granitoides en las series barofílicas se manifiesta en un más alto contenido en metales alcalinos y una menor cantidad de cuarzo (la tendencia o pendiente sienítica) respecto a los granitoides de alcalinidad “normal” con el mismo índice fémico y, parecido contenido en calcio (esto conviene subrayarlo especialmente). Respecto a la composición mineral, es típica la paragénesis de plagioclasa con biotita, la cual se manifiesta en las variedades más tempranas y melanocráticas, es decir, en los gabroides. Geoquímicamente es característica la alta concentración en Rubidio, Estroncio y Bario.
Las rocas de alta alcalinidad en las series de tipo barofóbico están empobrecidas en Calcio en comparación con las variedades de la secuencia normal. La plagioclasa no es típica de ellas y su puesto lo ocupa la anortoclasa. En el papel de minerales coloreados aparece el piroxeno (egirina, egirinoaugita) o el anfíbol alcalino; la biotita o se encuentra ausente o aparece como lepidomelana. El contenido de Estroncio y Bario en estas rocas es menor en comparación con las de la secuencia “normal”.
Desde el punto de vista geoquímico las rocas barofóbicas de alta alcalinidad pueden considerarse como bajas en Estroncio y las barofílicas como altas en este mismo elemento. También se diferencian estos dos tipos de rocas sistemáticamente en el contenido en otros elementos. Las rocas barofóbicas de alta alcalinidad están enriquecidas en Ytrio y Zirconio y presentan una relación La/Yb más baja [88].
Para las series barofóbicas y barofílicas son característicos, asimismo, variados productos de la cristalización de magmas de tipo plutónico. Las series barofóbicas nunca contienen granitos plutónicos, pero como regla, presentan miembros gabroicos plutónicos. Las series barofílicas, por el contrario, en los casos típicos, se encuentran privadas de gabroides plutónicos y aquellas de entre ellas que se localizan en facies abisales o mesoabisales, a menudo concluyen su desarrollo con granitos de tipo plutónico.
Las zonas de individualización de los magmas plutónicos básicos y graníticos se muestran en la Fig. 66 mediante círculos. Los parámetros fisico-químicos que determinan los tipos plutónicos de
magmas basíticos y graníticos son diferentes. El magma basítico plutónico, cotéctico por composición, estable sólo en el caso de alta presión, no puede alcanzar la superficie terrestre a consecuencia de su alta temperatura. De por sí la alta temperatura del fundido magmático, naturalmente, no puede servir como obstáculo a su traslado vertical. Pero, si el magma, como en el caso de las basitas plutónicas, representa un fundido cotéctico mínimo, entonces las posibilidades de su intrusión están limitadas. El magma puede elevarse en zonas de baja presión sólo con productos separados de cristalización de alta presión de la fracción líquida, estable para cada descenso de la presión dado. Como resultado de tal evolución se presenta una serie de grupos de gabros plutónicos--gabros volcano-intrusivos, que hemos examinado en los capítulos 5 y 7. El tipo barofílico de intrusión supone la existencia de focos de fusión intermedios entre la fuente formadora del magma y la cámara magmática, lo que produce la condiciones para la detención de los productos de la cristalización del magma plutónico basítico en estos focos. Con esto se explica la frecuente ausencia en las series barofílicas de gabrogranitoides de gabros del grupo plutónico. Con la misma intrusión de tipo barofóbico el fundido basítico plutónico puede alcanzar el nivel hipoabisal, bien en forma de masas no completamente solidificadas, bien en forma de inclusiones provenientes de profundidad (Fig. 67).
El movimiento vertical del magma granítico plutónico cotéctico está determinado por su grado de saturación en agua. Con base en los datos que se han mostrado en el capítulo 4, la zona de existencia del magma granítico plutónico acuoso se encuentra limitada por el líquido granítico con PH2O=0,75 Plit y las isolíneas del contenido en cuarzo del 30%.
La palingénesis cortical con fusión directa del magma granítico acuoso aparece, según lo ya visto, como plural, aunque frecuentemente es el modo común de formación del magma granítico
1.- Restita Hiperbasítica; 2, 3.- Gabroides de los Grupos Plutónicos (2) y Volcano-intrusivos (3); 4.- Dioritas; Tonalitas; 5.- Granodioritas; 6.- Adamellitas; Granitos; 7.- Campo de enriquecimiento en agua del fundido en un foco de profundidad intermedia (a);
I.- Zona de generación del Magma; II, III.- Intrusivos de los tipos barofóbicos (II) y barofílicos (III).
acuoso. Como se deduce de la Fig. 66 la serie andesítica barofílica puede concluir su evolución con el líquido granítico en la zona de alta presión (E y E’ ). El magma granítico que se separa aquí, según el nivel de saturación en agua, y consiguientemente, también según las características de la composición material de los granitos, las cuales están determinadas por la profundidad de formación, etc. estarán próximas a las del fundido palingenético directo. Como la principal particularidad geológica de la serie barofílica con presencia de granitos acuosos de génesis restante, sirve la existencia de granitoides de alta basicidad: dioritas cuarcíferas y granodioritas (por ejemplo, las series Uvildinsk y Verjisetsk, ver más abajo).
EJEMPLOS DE SERIES DE LOS TIPOS BAROFOBICO Y BAROFILICO
Examinaremos brevemente los ejemplos bien estudiados de las series intrusivas de los Urales representadas en la Fig. 66: el tipo barofóbico (PM ), la barofílica con granito poco acuoso hipoabisal en calidad de último miembro de la evolución (FNM ) y barofílicas que concluyen su desarrollo en condiciones mesoabisales o abisales de granito acuoso o moderadamente acuoso (FNE y FNE’ ).
Como ejemplo de serie barofóbica puede servir la gabro-granítica de Magnitogorsk, detalladamente descrita con anterioridad [73, 88]. La serie es claramente bimodal (Fig. 68). Las rocas, intermedias por composición entre las gabroicas y graníticas presentan un desarrollo subordinado y las causas de este tipo de manifestación se examinarán en la próxima sección. Los gabros de tipo plutónico son gabro-noritas olivínicas, y los gabros del grupo volcano-intrusivo están compuestos por variedades clinopiroxeno-anfibólicas comagmáticas con basaltos toleíticos de edad Viseense y forman un contraste único con la formación diferenciada con porfiroides traquiliparíticos, análogos volcánicos de los granitos. Los granitos se desarrollan en las partes apicales de los stocks gabrograníticos o forman auténticos cuerpos estratiformes y están representados principalmente por rocas anortoclásicas hornbléndicas de alta alcalinidad y estructura micropegmatítica. La composición de la matriz micropegmatítica (Q40 Ab27 An3 Or30) corresponde a una presión de agua de 0,5 kb (Fig. 31). La hornblenda magmática comienza su cristalización a partir del fundido con contenido en sílice mayor del 63% y en rocas más básicas se encuentra sustituidas por piroxeno. La profundidad corresponde a la facies hipoabisal.
En la siguiente sección volveremos a esta serie, pero aquí debemos señalar que en los stocks gabro-graníticos son intracamerales, es decir, diferenciados gabroicos de escasa profundidad, lo que determina claramente la estratificación vertical de tales stocks. En el volumen del macizo ocupan no más del 5-10%. El pequeño volumen de granito constituye un rasgo característico de las series gabro-graníticas barofóbicas.
A la vez que las series gabro-graníticas con contraste del tipo de la de Magnitogorsk, en la zona eugeosinclinal se encuentran ampliamente desarrolladas las series diferenciadas ininterrumpidas gabro-diorito-graníticas, las cuales presentan una serie de particularidades propias de las tendencias barofílicas. Los gabros incluidos en esta serie se diferencian de los gabros de las series contrastantes por un descenso en la ferricidad y un menor valor del índice fémico [88], es decir, corresponden a un cotéctico de más alta presión. Según las particularidades de su composición
corresponden a basaltos “hipersténicos” altamente alumínicos según terminología de G. Kuno. Es conveniente volver a prestar atención a que la abundancia de ortopiroxeno sirve como indicador de la pertenencia de tales basitas al cotéctico ortopiroxeno-plagioclásico. Como ya hemos señalado en el capítulo 7, a lo largo de este cotéctico las composiciones más leucocráticas que las clinopiroxenoplagioclásicas siguen la tendencia evolutiva calco-alcalina de las basitas, a las cuales pertenece la parte principal de los gabros de series diferenciadas ininterrumpidamente. En tales series alcanzan un gran desarrollo las tonalitas, granodioritas y otras rocas intermedias por composición entre los gabros y los granitos. Estas rocas presentan particularidades comunes petro- y geoquímicas con los gabros precedentes y los granitos que les siguen, y se diferencian muy claramente de las tonalitas orogénicas y granodioritas con alto contenido en Estroncio [88].
La mayoría de las series barofílicas ininterrumpidas eugeosinclinales de gabro-granitoides concluyen su desarrollo, al igual que la serie barofóbica de Magnitogorsk, en condiciones hipoabisales con granitos de tipo poco acuoso, lo que se sigue a lo largo de la tendencia FNM (Fig. 66).
Los rasgos típicos de tales series se manifiestan en el complejo gabro-diorito-plagiogranítico de Rieftinsk (Fig. 68, II). Las rocas de este complejo forman la mayor parte del macizo de Rieftinsk, situado en la vertiente oriental del Ural Medio y ocupan en el nivel actual de erosión un área de cerca de 800 km2 [88]. Las rocas intrusivas son comagmáticas a las volcanitas Silurico-Devónico inferior y están caracterizadas por una marcada pendiente Sódica. Las características petro- y geoquímicas de estas rocas se muestran en [88]. Esta serie se presenta como de diferenciación ininterumpida homodrómica con cristalización temprana de la hornblenda, que representa el único silicato fémico en las rocas más antiguas, los gabroides. El tipo de aureola de contacto, las particularidades de la textura y de la composición mineral muestran un nivel meso- o hipoabisal para la formación del macizo.
Las mismas particularidades son propias de la serie sodico-potásica de Berdiaushk (Fig. 68, III), en cuya composición se incluyen granitos rapakiwi y sienitas nefelínicas. Éstas las examinaremos más detenidamente más abajo cuando se trate de la relación entre los granitoides y las sienitas nefelínicas.
Como ejemplo de serie barofílica gabro-granítica que finaliza su desarrollo en condiciones mesoabisales pueden servir los granitoides del complejo Uvildinsk en las Montañas Ilmensk en el Ural Medio (Fig. 68, IV). Esta serie presenta rocas de alta alcalinidad desde monzogabros hasta granitos (Tabla 21), las cuales forman algunos grandes macizos anulares que cortan neises y pizarras supuestamente de edad Proterozoica. Las volcanitas comagmáticas se encuentran ausentes.
Los monzogabros están constituidos por bloques de tamaño variado (desde 0,5 hasta 100200 m) en los granitoides. Estas rocas melanocráticas están compuestas de hornblenda, biotita, una pequeña cantidad de clinopiroxeno, plagioclasa comparativamente ácida (An50-40) y feldespato alcalino micropertítico. El alto contenido en Metales Alcalinos, Fósforo, Estroncio, Zirconio, Niobio y Lantánidos ligeros evidencian su pertenencia al grupo de los basaltos alcalinos. La exposición más clara de estas particularidades de la composición tiene lugar en venas de microgabro (Tabla
Fig. 68.- Distribución del SiO2 en las series intrusivas del tipo barofóbico (I) y barofílico (II-V)
I-V.- Series: I.- Magnitogorsk; II.- Rieftínsk; III.- Berdiaushk Gabro-granítica; IV.-Uvildinsk; V.- Verjisetsk.
21, anál. 1) con contactos enfriados, las cuales afectan a los neises del encajante, lo que sirve de evidencia geológica de la génesis magmática de los gabroides.
Los granitoides varían en su composición desde sienitodioritas cuarcíferas biotito-hornbléndicas hasta granitos biotíticos y constituyen grupos discretos con composiciones intermedias cuyo análisis se muestra en la Tabla 21. Cada uno de tales grupos representa una subdivisión fásica y presenta análogos en venas. El mayor desarrollo lo alcanzan las sienogranodioritas, granosienitas y adamellitas. Los granitos forman pequeños cuerpos que cortan los miembros más tempranos de la serie y las rocas encajantes. A juzgar por el contenido en cuarzo de los recrecimientos gráficos cuarzomicroclínicos de estos granitos (33-35%) la formación de la serie concluyó con una presión de agua de aproximadamente 2,5 kb. Esta presión corresponde a la frontera convencional escogida entre los granitos de las asociaciones plutónica y volcano-intrusiva. Las características de la composición mineral no contradicen lo previamente establecido sobre la pertenencia de estas rocas al grupo acuoso. Estas rocas contienen microclina, apatito y biotita máximos de los granitos y tienen una alta relación H2O/(H2O+F+Cl), la magnetita se encuentra ausente. La facies de profundidad del macizo en base a lo anteriormente establecido corresponde a la mesoabisal.
Según lo visto, la presión alta es característica de todos los estadios evolutivos de la serie de Uvildinsk. Llama la atención que los gabros más tempranos son los nefelino- y olivinonormativos (Tabla 21, anál. 2). La relación entre los granitoides diferenciados y tales rocas subsaturadas en sílice puede deberse a la alta presión de agua. La nefelina y el olivino modales están ausentes en los monzogabros y aparece tan solo en pequeña cantidad el clinopiroxeno. La norma acuosa del monzogabro de Uvildinsk no contiene nefelina y está tan solo un poco subsaturada en sílice: Ab
38%, An 18,7, Cpx 8,6, Ol 3,4, Bi 28,0, Ap 2,2, Ru 1,1 %. Gracias a la alta presión de agua junto con los piroxenos ricos en sílice cristalizan anfíboles y biotitas pobres en él (sílice), lo que conduce a la diferenciación por el camino del enriquecimiento en cuarzo. En las rocas de la serie este mineral aparece con contenídos en sílice mayores del 56%.
Como representante de las series tonalito-granodioríticas barofílicas más difundidas en las zonas orogénicas puede servir la Carbonífera inferior de Verjisetsk, que se localiza en la zona transicional de Sverdlovsk (Ekaterimburgo, ahora, N. el T.)) en el Ural Medio [18, 88]. Aquí, esta serie forma un cinturón meridional (N-S) de grandes macizos que se alargan desde la ciudad de Sverdlovsk hasta la latitud de la ciudad de Ivdel, es decir por más de 400 km. El macizo más estudiado en esta serie de Verjisetsk ocupa un área de 1800 km2, yaciendo entre rocas ordovícicas y silúricas volcanosedimentarias y volcanogénicas en el núcleo de una estructura anticlinal. Los contactos del macizo, según datos de levantamientos sísmicos y gravimétricos, tienen un espesor de 9 km inclinándose hacia afuera un ángulo de 60-80°. En el interior del macizo se distinguen asimismo algunas estructuras cupulares que están compuestas por series discretas diferenciadas de rocas, las cuales varían en composición desde tonalitas a granitos (Fig. 68, V). Éstas forman algunos complejos de variada edad, cuyas rocas dentro del campo tonalíto-granítico varían de cálcicas poco potásicas hasta sodico-potásicas. La composición media de las rocas del complejo joven más difundido se muestran en la Tabla 22. Su caracterización detallada se da en una monografía de I.N. Bushliakov y I.D. Soboliov [14].
Las tonalitas son rocas de grano medio, compuestas fundamentalmente por plagioclasa An50-20 y hornblenda moderadamente alumínica. En las granodioritas, que forman el 80% del afloramiento del macizo, a estos minerales se le añaden la biotita y el Fto-k. Según las características de la composición mineral se diferencian dos grupos de granodioritas: las esfénicas y las magnetíticas, que pertenecen a las ferrofacies amagnetítica y magnetitoportadora respectivamente [12] y presentan una parecida composición química (Tabla 22). Las granodioritas afectan a los cuerpos de granitos biotíticos y de dos micas tanto de estructura de igual tamaño de grano como porfiroide (Tabla 22, anál. 4, 5), los cuales se localizan principalmente en la parte central del macizo y presentan una composición química específica de los granitos propiamente acuosos [73].
Todas estas variedades principales de rocas aparecen también en forma de venas que no afectan al orden homodrómico de su formación. Están ampliamente difundidas las venas de granitos aplíticos, aplitas y pegmatitas y el contenido en cuarzo en sus zonas gráficas (27-29%) evidencia que la presión de agua se encontraba próxima a los 4 kb (Fig. 31).
La principal característica de las tonalitas y granodioritas del macizo de Verjisetsk es la presencia constante de epidota idiomórfica asociada a la hornblenda y próxima en composición a la epidota de origen magmático [110]. Si la interpretación, bastante pobre en datos experimentales, que se da en [110] es cierta, entonces la paragénesis de esta epidota con la hornblenda puede indicar una cristalización de las rocas bajo una alta presión general (8 kb). Con arreglo a la serie de Verjisetsk, tal conclusión se muestra de acuerdo con los datos sobre la alta presión de agua y las particularidades de la composición de los minerales petrográficos, lo que evidencia lo establecido sobre el macizo en
Tabla 21.- Composiciones medias de las rocas de la Serie Uvildinsk
facies abisales [14, 73].
Las series granitoídicas, derivan de magmas andesíticos y más ácidos en composición, siendo
Tabla 22.- Composición química media de las rocas del Macizo Verjisetski, % en peso. Componentes
Clave.-1.- Tonalitas (13); 2,3.- Granodioritas: 2.- Esfénica (37), 3.- Magnetítica (23); 4,5.- Granitos y Adamellitas: 4.- Equigranulares (24); 5.- Porfiroides (7); entre paréntesis- nº de análisis.
características de magmatismos de tipo orogénico, y no las podremos examinar detalladamente. Según las leyes evolutivas estas series representan fragmentos completos de series gabro-graníticas completas, aunque también ocupan una posición geológica propia y presentan una serie de características de composición material que fundamentalmente las dividen en los tipos formacionales independientes tonalito-granodiorítico y adamellito-granítico [73].
Parcialmente, las rocas de estos tipos formacionales orogénicos (en sentido amplio) se diferencian claramente de las series eugeosinclinales y de arco-isla por el contenido en Rubidio y Estroncio (Fig. 8) y según el tipo de tendencias evolutivas pertenecen a las barofílicas. Tal camino de evolución contribuye al enriquecimiento de las rocas en Estroncio (ver más abajo), pero también ocasiona que los productos de los primeros estadios no siempre alcanzan la cámara magmática, donde tiene lugar el proceso de formación del macizo y se “atascan” en focos magmáticos intermedios. A consecuencia de esto la serie de rocas intrusivas que se localiza en el macizo, frecuentemente no contiene precedentes gabroicos o su presencia está restringida a inclusiones en las rocas más difundidas de la fase principal de intrusión. Las series adquieren una composición esencialmente andesítica (tonalito-granodiorítica) y adamellito-granítica, una distribución polimodal de las rocas, así como unas particularidades de la composición química y mineral propiamente barofílicas.
En la serie de Uvildinsk las rocas más difundidas, que se muestran en el nivel de formación del macizo con todas las señales de magmatismo, son las sienogranodioritas (Tabla 21). Rocas más básicas aparecen principalmente en forma de inclusiones de diferente tamaño (desde algunos centímetros a centenares de metros) dentro de las sienogranodioritas. Estos rasgos no solamente son frecuentes en la serie de Uvildinsk, sino en la mayoría de los otros macizos del Ural de parecida estructuración geológica (raramente discordantes, formas anulares) y composición, los cuales han
sido unificados en una formación especial monzodiorito-granítica. Según los datos geoquímicos y petroquímicos [68] les corresponde un magma original de composición latítica.
A partir de esto, sin embargo, aún no se deduce una conclusión sobre el carácter primario del propio magma latítico. Más arriba hemos mencionado la existencia en la serie de Uvildinsk de venas de rocas que presentan una composición de gabro alcalino (Tabla 21, anál. 1) las cuales cortan a los neises encajantes y los gabros incluidos en las sienogranodioritas. La existencia de estas rocas que al igual que los gabros poseen un alto contenido en Metales Alcalinos y Estroncio, evidencia la existencia de un fundido basítico precursor de las sienogranodioritas. Ya que todas las rocas de la serie de Uvildinsk tienen unas particularidades composicionales muy características, entre ellas puede suponerse entonces una relación genética.
En lo que se refiere a la serie de Verjisetsk y a las que son parecidas a ella, que se encuentran ampliamente difundidas en los cinturones móviles orogénicos y en las zonas continentales activas de tipo andino, su origen y relaciones con el magmatismo basáltico han sido objeto de numerosas discusiones [62, 63, 102, 116]. Con el análisis formacional y la tipización de las series las dudas genéticas, las cuales en la mayoría de los casos no pueden ser establecidas de un modo preciso con el nivel actual de conocimientos geológicos y petrológicos, obligando a dar prioridad a la composición de la fase principal de intrusión en el nivel de formación del macizo y dividir en correspondencia con los principales tipos de magmatismo reales existentes, las series basálticas (gabro-graníticas), andesíticas (tonalito-granodioríticas, monzodiorito-graníticas y otras) y riolíticas (adamelliticograníticas). Con esto es necesario tener en cuenta la interrelación de los magmas de composición ácida e intermedia con los más básicos.
SOBRE LA COINCIDENCIA EN LAS SERIES MAGMATICAS DE LOS PRODUCTOS DE CRISTALIZACION DE LOS MAGMAS, DERIVADOS DE FOCOS INTERMEDIOS DE PROFUNDIDAD VARIADA
La tipificación de las series barofóbicas y barofílicas, al igual que cualquier otra clasificación en subdivisiones de grupos complejos de rocas magmáticas, se complica por el hecho de que los frecuentes rasgos propios de uno y otro tipo se encuentran en una sola serie. En realidad, la evolución del magma original incluye algunas etapas que tienen lugar en focos intermedios de diferente profundidad. Por esto, por ejemplo, en la serie barofóbica pueden existir rocas formadas en las etapas intermedias de la evolución, provenientes de focos de mayor profundidad que aquellos que aportan la masa principal de rocas.
En la serie barofóbica gabro-granítica de Magnitogorsk la composición contrastante de las rocas se encuentra señalada en macizos con forma de stocks, en los cuales los gabros ocupan la mayor parte del volumen y los granitos y las granosienitas se disponen en las partes apicales, representando diferenciados intracamerales del magma gabroico. Entre los gabros y los granitos a menudo se dispone una zona de brechas eruptivas, compuestas por bloques de gabros cementados por material granitoídico, cuya cantidad crece de abajo a arriba [88].
Es evidente la estrecha asociación de tales stocks de gabro-granitos que se encuentran en disposiciones estratiformes, las cuales se les diferencian no sólo en la forma sino en el conjunto de rocas que incluyen. En los cuerpos estratiformes los gabroides presentan un desarrollo escaso y predominan los granitoides, que varían en composición desde la diorita cuarcífera y la sienogranodiorita hasta la granosienita y el granito. Estas rocas forman una asociación polimodal en contraposición a la serie bimodal de los stocks y tienen una composición material ligeramente diferente en rocas homónimas. Como tales rocas comunes aparecen los granitos y las granosienitas.
A diferencia de las variedades subalcalinas hornbléndicas y anortoclásicas distribuidas en los stocks, en los cuerpos estratiformes están desarrolladas las granosienitas biotitico-hornbléndicas y biotíticas y los granitos, en los que es característica la individualización porfírica de la oligoclasa. Estos están empobrecidos en sodio y enriquecidos en Estroncio y Lantano en relación con las rocas de los stocks próximas en contenido en SiO2, CaO, FeO’, TiO2, K2O y otros elementos petrogenéticos y según estas características composicionales pertenecen a las rocas calco-alcalinas de la serie barofílica. En la clasificación de los diagramas Rb-Sr las rocas de los stocks y las estratiformes forman diferentes tendencias (Fig. 8, tendencias 6a y 6b).
Los datos geológicos, a pesar de que durante muchos años se ha realizado una cuidadosa investigación, no proporcionan suficiente material para el establecimiento de las secuencias relativas subalcalinas y calco-alcalina. Entre todas las rocas de la serie de Magnitogorsk, incluidas las venas, se observan solamente relaciones homodrómicas. Lo establecido sobre los tipos barofóbicos y barofílicos de evolución permite explicar la diferencia expuesta más arriba sobre la profundidad variada a la que se forman los cuerpos con forma de stock y estratiformes.
Examinaremos desde este punto de vista la conducta del Rubidio y el Estroncio en el fundido basáltico, próximo a la composición intermedia del gabro de la serie de Magnitogorsk con contenido en agua del 2%, Rubidio 0,003 y Estroncio 0,05%, basalto que se encuentra en un foco magmático intermedio con presión de 10 kb (Fig. 69, punto a). Según los elementos petrogenéticos, el fundido corresponde a un cotéctico bajo estos parámetros y el cambio en la concentración de la presión de agua o general, que influye en la composición del cotéctico, puede conducir a la cristalización del magma restante en minerales de nuevas condiciones.
El tipo barofóbico de evolución tiene lugar con la intrusión del fundido (a) en los horizontes superiores de la corteza hasta profundidades, por ejemplo, de 5 km (presión 1,5 kb). En este nuevo foco intermedio el fundido se enriquecerá en plagioclasa respecto al cotéctico basáltico de baja presión (Fig. 69) y por ello es una consecuencia necesaria la separación del 20% de plagioclasa. La concentración del rubidio y del estroncio en el fundido restante puede determinarse mediante la fórmula de la ley de Raleigh: CL=Co FK-1, donde CL es la concentración del elemento en el fundido restante, Co es la concentración del elemento en el fundido original (Rb 0,003%, Sr 0,05%), F es la participación del líquido sobrante (0,8), K es el coeficiente de división del Rubidio y el Estroncio entre la plagioclasa y el fundido (KS/LRb= 0,1, KS/LSr=3).
Los cálculos de la concentración del Rb y Sr en el fundido, que tiene composición cotéctica
Fig. 69.-Esquema de la evolución de las Series Gabro-graníticas de Magnitogorsk. Símbolos como en la Fig. 66. restante explicación en el Texto.
en este foco, dan valores de 0,0037 y 0,0320% respectivamente. Por consiguiente, la fraccionación cotéctica que conduce a la separación de tales granitoides cotécticos por composición, comenzará, en este caso, a partir del fundido enriquecido en Rubidio y empobrecido en Estroncio en comparación con el original. La secuencia variacional típica de la serie derivada de tal fundido (b, en la Fig. 69) está mostrada por una flecha que sale de este punto. Esta línea coincide con la tendencia principal de la serie de Magnitogorsk y la tendencia de las formaciones estratiformes (Fig. 8, tendencia 6a).
Con la tendencia barofílica de evolución el fundido (a) en un foco intermedio profundo se enriquece en agua a cuenta de su concentración en la parte superior de la columna magmática mediante la convección o la absorción de las rocas encajantes. En este caso, el líquido cambia en la dirección mostrada por la flecha (c) (Fig. 69), su temperatura disminuye y la fase líquida se transforma en minerales fémicos, el más rápido de los cuales es el anfíbol [34, 140]. El fundido cotéctico en estas condiciones, tras la elimininación del 20% de los silicatos fémicos (KS/LRb=0,1, KS/LSr=0,2) contendrá el 0,0037 de Rubidio y el 0,0575 de Estroncio y su evolución producirá una serie gabrogranítica, cuya línea variacional se muestra por la flecha (c) en la Fig. 69. En relación con la serie (b) de baja presión la serie (c) de alta presión se enriquecerá en Rubidio y Estroncio, lo que realmente se observa en las rocas estratiformes (Fig. 8, tendencia 6b).
De esta manera, las particularidades texturales y de composición material de las rocas de stocks y complejos estratiformes permiten suponer que la formación de los últimos está relacionada con la evolución de un magma más profundo que aquel que formó los stocks, como resultado, principalmente, de una diferenciación intracameral de contraste. Una detallada correlación se ha establecido no sólo en la serie de Magnitogorsk. Con detalladas investigaciones esto se ha puesto de manifiesto en diferentes tipos de series gabro-graníticas y graníticas.
El modelo establecido sobre el mecanismo de formación de las series de tipo barofóbico y barofílico como derivadas de un foco magmático general, que se localiza en diferentes (como en el caso del complejo de Magnitogorsk) o en un solo macizo, se muestra en la Fig. 67. Los dos caminos de evolución, que coinciden con las tendencias (abM) y (acM) (Fig. 69), conducen a la formación a nivel hipoabisal de los macizos con signos de composición típica barofóbica (b) y barofílica (c).
El diferente grado de saturación en agua de las series barofóbica y barofílica permite también explicar la naturaleza que se encuentra frecuentemente en las asociaciones de granitoides y rocas feldespáticas. La característica general de tales asociaciones consiste en la existencia de precedentes gabroicos en los que predomina la composición olivino- y nefelinonormativa
En el capítulo 6 ya hemos mencionado las causas posibles de la cohexistencia de granitoides y rocas feldespáticas asociadas con clinopiroxenitas: melanogabros nefelinonormativos horbléndicos de la serie Molostovsk en el macizo hiperbasítico de Jabarinsk (Ural Sur), que se presentan como derivados de fundidos clinopiroxeníticos (Tabla 17), que en condiciones acuosas producen diferenciados graníticos y en condiciones poco acuosas, sienitas con nefelina y leitsita. El estudio de la composición isotópica de estas rocas realizado por Yu.L. Ronkin bajo la dirección de A.A. Krasnobaiev muestra que forman una isócrona correspondiente a una edad de 405±10 m.a. y tienen una relación 87Sr/86Sr primaria constante de 0,703. Dado que las rocas forman unos pequeños cuerpos intrusivos anulares, estos datos sirven como argumento a favor de su afinidad genética.
Los granitoides de la serie Uvildinsk son vecinos de las miaskitas de los montes Ilmensk y Vishnev, situándose más al oeste, entre las mismas rocas metamórficas que el complejo Ilmensk, que se presentan mezcladas con los granitoides. V.Ya. Levin mostró una serie de evidencias geológicas y petrológicas que demuestran la relación genética entre las miaskitas y los granitos, incluida la pertenencia de unas y otros al grupo acuoso [44]. Con posterioridad se estableció que estas rocas presentan una relación constante primaria 87Sr/86Sr=0,703 y una edad aproximada de 440-460 m.a. Los datos aportados más arriba sobre la composición nefelinonormativa de los gabros de la serie Uvildinsk permiten suponer que justamente estas rocas representan los fundidos parentales de las miaskitas y los granitoides. La asociación de miaskitas y carbonatitas establecida por V.Ya. Levin evidencia la composición esencialmente de ácido carbónico del fluido en la secuencia magmática gabro-miaskita-carbonatita, típica de las rocas alcalinas, mientras que la tendencia de los diferenciados graníticos asegura principalmente un fluido acuoso. Ambas dos tendencias corresponden al tipo barofílico de evolución con granitos teminales de alta presión y diferenciados sienitonefelínicos, localizados en las facies mesoabisales.
El tercer ejemplo en el que es conveniente detenerse en relación con la cuestión examinada lo ofrece el macizo rapakiwi de Berdiaushsk situado en la vertiente occidental del Ural Sur, entre pizarras y dolomías de la formación Satkinska de edad Rifeense inferior.
La complejidad propia del macizo, en el que se incluyen rocas básicas, granitoides rapakiwi, sienitas y sienitas nefelínicas, llamó desde hace tiempo la atención de los investigadores. Su estructura geológica, una caracterización detallada petrográfica y sus interrrelaciones se dan en la conocida monografía de A.N. Zavaritski [28] y en una serie de investigaciones subsiguientemente publicadas. Una reciente investigación detallada de edades radiológicas y su petrología [40] permitió obtener nuevos datos en lo que se refiere a la relación entre los granitoides y las rocas feldespáticas.
En el macizo se encuentran desarrolladas dos series: la gabro-sienodiorito-granítica y la de las sienitas nefelínicas, las cuales forman unos cuerpos con estructura zonal concéntrica. La parte externa del macizo se compone de rocas de la serie de gabro-granitoides, concentrándose las sienitas nefelínicas y las sienitas en la parte central. En la distribución de las rocas de la serie de los gabrogranitoides también existe una ley determinada que muestra que la mayor parte de los granitos se encuentran en la parte del endocontacto y hacia el centro del macizo aumenta el volumen de sienodioritas cuarcíferas y gabroides. La serie es claramente polimodal (Fig. 68). La composición media de las rocas se da en la Tabla 23. Las interrelaciones entre las rocas de la serie de gabro-granitoides se determina con facilidad de una manera directa a partir de las observaciones geológicas. Los gabroides están intruidos por numerosas venas de sieno-dioritas y granitos. A su vez, los granitos constituyen venas en las sieno-dioritas y contienen numerosas inclusiones de estas rocas de tipo autolítico. De esta manera, en el macizo de Berdiaushsk se aprecia una serie común homodrómica de gabro-granitoides que presenta todas las características de las series comunes de este tipo [88]. Las rocas tempranas de esta serie, los gabroides, se encuentran en forma de pequeños bloques que Tabla 23.- Composiciones medias de las rocas del Macizo Berdiaushk.
Clave.- 1.- Gabro (4); 2.- Sienito-diorita (3); 3.- Sienito-diorita cuarcífera (4); 4.- Sienogranodiorita (12);
5.- Adamellita (7); Granito (8); 7.- Sienita piroxénico-nefelínica (6); 8.- Sienita nefelínica hastingsítica (4).
nº de análisis.
se disponen preferentemente entre las sieno-dioritas cuarcíferas. Los gabroides están compuestos de plagioclasa, la mayor parte serpentinizada, clino- y ortopiroxeno y hornblenda, presentando, a veces, biotita, magnetita e ilmenita. En las variedaddes transicionales a las sieno-dioritas aparece feldespato. potásico.
Desarrollados subordinariamente aparecen gabros con olivino. Según la composición química el contenido en Rb y Sr de los gabroides del macizo de Berdiaushsk está próximo al de los basaltos continentales. La variedades de tipo plutónico no han sido descubiertas en el macizo. Las sienodioritas se presentan como las rocas intermedias entre los gabros y las sieno-dioritas cuarcíferas y al igual que las primeras forman cuerpos pequeños dispuestos entre los granitoides.
Las rocas más difundidas en el macizo son las sieno-dioritas cuarcíferas y las sienogranodioritas de tipo Viburgítico. Las rocas se caracterízan por una clara textura rapakiwi y contienen numerosas micropertitas ovoides de 1-2 cm de tamaño en una masa de grano fino a medio compuestas a partir de plagioclasa An16-20, micropertita Or50-60 Ab40-50 An1-3, cuarzo, horblenda altamente ferrífera y biotita. En casos aislados todo el feldespato constituye ovoides y la masa principal está compuesta por los últimos tres minerales. Estas rocas son constantes en su composición química (Tabla 23) y mineralógica, sin embargo, en ellas aparece una pequeña cantidad de inclusiones de gabroides y sieno-dioritas retrabajadas en distinta medida.
Las granosienitas y los granitos asimismo, como regla, contienen ovoides bien formados de sienogranodioritas con una alta cantidad de cuarzo y predominio de la biotita sobre la horblenda. Las variedades de granitos de grano fino presentan textura micro pegmatítica. La composición de esta micropegmatita es Q39(An3Ab47Or50)61, lo que corresponde a una presión de agua de 0,5-1 kb y evidencia lo supuesto sobre la facies hipoabisal del macizo.
Todos los granitoides del macizo de Berdiaushsk se caracterízan por un alto contenido en Potasio y Hierro y en esto se encuentran próximos a los rapakiwi del escudo Báltico y de la Plataforma Rusa.
Las características composicionales de los minerales de las rocas de la serie de gabro-granitoides de Berdiaushsk son también típicas de los rapakiwi. La biotita y la hornblenda en todas las variedades de rocas presentan una alta ferricidad (Fe/(Fe+Mg)=0,7-0,9), la cual aumenta desde los gabros a los granitos paralelamente al crecimiento de la ferricidad de la roca [40]. La ferricidad de la hornblenda es más alta que la de la biotita correspondiente. Estas características, a la par que el amplio desarrollo de los relictos de magnetita primaria altamente titanífera (contenido en TiO2 6-9%) evidencian la pertenencia de las rocas del macizo de Berdiaushsk a la ferrofacies titanomagnetítica [75]. Las condiciones PO2-Tª de esta facies y la pequeña profundidad de formación del macizo contribuyen a la conservación de la paragénesis magmática primaria y de las composiciones de los minerales petrográficos y accesorios.
Las biotitas y los anfíboles de las rocas de la serie de gabro-granitoides contienen una pequeña cantidad de Flúor y mucho más Cloro, lo que en el caso general es un rasgo característico de muchos
granitoides genéticamente relacionados con gabros.
La geoquímica de los granitoides confirma asimismo su pertenencia a una serie con gabros. Los granitoides del macizo de Berdiaushsk, según el contenido en Rb y Sr, se disponen en la zona de composiciones característica de de las series de gabro-granitoides y basalto-liparíticas (Fig. 8).
Según el tipo de evolución esta serie pertenece a las típicamente barofílicas con localización hiopoabisal (tendencia FNM).
Las rocas de la serie de las sienitas nefelínicas aparecen principalmente en forma de venas de diferente espesor entre sienito-dioritas sienogranodioritas. En esta serie se diferencian dos grupos de rocas: sienitas piroxénicas comparativamente melanocráticas, es decir, sienitas nefelínicas piroxeno-hastingsíticas y sienitas hastingsíticas más leucocráticas (Tabla 23). Las últimas se forman más tardiamente, contienen numerosos autolitos de sienitas nefelínicas melanocráticas y forman venas en ellas.
Ambas variedades de sienitas nefelínicas constituyen variedades con un solo feldespato, que presentan todas las señales de una formación hipoabisal con poca agua [44]. A diferencia de los granitoides faltan en ellas los ovoides feldespáticos, el clinopiroxeno titano-augítico se encuentra reemplazado por otro egirino-salítico y el anfíbol es sódico-hastingsítico y está enriquecido en Cloro.
La relación geológica de las sienitas nefelínicas con los gabroides no está del todo clara, como en el caso de los granitoides, porque estas rocas se encuentran aisladas espacialmente. Sin embargo, no presenta dudas la determinación de las características generales de la composición material de los gabros y las sienitas nefelínicas: un alto contenido en potasio, una composición nefelinonormativa de los gabros y una alta ferricidad.
En conjunto, las rocas de la serie de las sienitas nefelínicas son más jóvenes que los gabros y la mayor parte de los granitoides. A.N. Zavaritski describió diques de sienitas nefelínicas en los granitos. Para nosotros tales diques rodean las zonas de sienitas no nefelínicas que existen en las sienogranodioritas. Relaciones geológicas directas entre las sienitas nefelínicas y los granitos no las hemos observado, igualmente. Con base en la edad, la cercanía material y genética de las sienogranodioritas y los granitos, puede suponerse que los últimos, asimismo, se formaron un poco antes que las sienitas nefelínicas.
Testigos convincentes del carácter contemporáneo y de la unidad genética de todas las rocas del macizo Berdiaushsk son los producidos por la investigación de la composición primaria isotópica del estroncio (87Sr/86Sr=0,7034±0,0007 para los gabros, granitoides y sienitas nefelínicas) y la edad absoluta obtenida mediante el método de la isócrona del Rubidio-Estroncio (1348±13 m.a. [40]). Según importantes parámetros geoquímicos tales como el contenido en F y Cl en la biotita y el anfíbol, así como la concentración de Rb y Sr, las rocas del macizo se parecen entre ellas y se encuentran próximas a las series fanerozoicas gabro-graníticas sodico-potásicas.
Como rasgos generales de todas las series examinada más arriba, en las que los granitoides coinciden con las sienitas nefelínicas, aparecen su pertenencia al tipo barofílico y la composición nefelinonormativa de los precedentes gabroicos. La primera característica proporciona las condiciones para la manifestación de las sienitas nefelínicas en conjunto con los granitos y la segunda, los materiales. Según la analogía con los ejemplos mostrados anteriormente de la serie de Magnitogorsk es posible suponer que los granitoides representan los diferenciados de la porción acuosa del magma basítico original y las sienitas nefelínicas la parte empobrecida en agua y enriquecida en ácido carbónico del mismo fundido basítico. El fuerte predominio común de los granitoides sobre las sienitas nefelínicas, al igual que la tendencia barofílica de la evolución son consecuencias del alto grado de saturación en agua del magma original. El agua refrena la cristalización del piroxeno rico en sílice, junto con lo que se separa el anfíbol. El fundido restante se enriquece en sílice y su composición nefelinonormativa se transforma en cuarzonormativa. Como producto de la evolución de tal fundido aparece la serie de granitoides de tipo barofílico.
La cristalización del clinopiroxeno, por el contrario, produce el empobrecimiento del fundido en sílice y el enriquecimiento en álcalis. Las sienitas nefelínicas constituyen los diferenciados límites del magma bajo tal tipo de evolución.
1-3.- Granodioritas y Granitos sin potasio (1); con poco potasio (2) y Sódico-Potásicos (3). Series: 1.- Katynadyrsk de Gabro-Plagiogranitos altamente calcárea; 2.- GabroPlagiogranítica de Taguilsk; 3.- GabroDiorito-Plagiogranodiorítica de Rieftinsk; 4.- Tonalito-Granodiorítica tabular; Gabro-Granítica de Magnitogorsk.
Con base en el modelo adoptado (Fig. 66) pueden explicarse las diferentes relaciones cuantitativas entre las rocas de las series diferenciadas que evolucionan en condiciones de diferente profundidad. En primer lugar esto se refiere a la escala del desarrollo de las migmatitas de composición intermedia: andesitas, tonalitas, dacitas y granodioritas. Aquí examinaremos los factores que determinan las
relaciones cuantitativas entre las granodioritas y las rocas que las siguen en la serie evolutiva, las adamellitas y los granitos.
Como se mostró en el capítulo 4, las rocas de la familia del granito representan un cotéctico feldespático de composición cambiante con cuarzo y minerales fémicos y un contenido mayor del 73% en sílice, que forma una sucesión monovariante en la que dependen de la composición del feldespato (en primer lugar de su calcificidad) todos los otros parámetros. Con el aumento de la calcificidad del feldespato ternario en los granitos de un feldespato y del número de la plagioclasa (contenido en anortita) en los granitos de dos feldespatos aumenta la cantidad de cuarzo y en menor medida de minerales fémicos. Esta serie granítica representa una barrera evolutiva que limita las tendencias de todos los tipos de series gabro-graníticas, tonalito-graníticas y otras parecidas de cualquier calcificidad y relación entre el potasio y el sodio.
El estudio petroquímico de las rocas que preceden al granito en tales series, realizado conjuntamente con V.N. Smirnov, mostró que los granitoides de alta basicidad presentan esas mismas características. Si realizamos en los granitoides una determinación del contenido en sílice, entonces constituirán una sucesión monovariante semejante a la granítica en la que el contenido en cuarzo normativo crece con el aumento de la calcificidad (CaO / (CaO+0,9Na2O+0,7K2O)).
Esta regla se cumple hasta en los gabroides en los que el valor de la relación Q/(Q+Ab+Or) toma valores desfavorables, pero está mucho más claramente expresada en granitos, adamellitas y granodioritas.
En la Fig. 70 se muestra una secuencia que produce granodioritas, es decir, rocas con un contenido en sílice del 63-68%. Como se ve, esta secuencia es fuertemente paralela a la granítica. Entre los límites de la sucesión granodiorítica la composición de las rocas cambia de la sienogranodiorita subalcalina pobre en cuarzo y componentes refractarios, característica de la serie de Magnitogorsk, hasta un plagiogranito rico en cuarzo altamente alcalino desarrollado en la serie gabro-plagiogranítica de Katynadyrsk. En el primer caso el feldespato tiene una composición normativa intermedia y acuosa de An20-30Ab35-45Or35-45 y en el segundo de An40-50Ab45-55Or1-6. Al igual que en la serie granítica el crecimiento de la basicidad de la plagioclasa en las rocas de composición granodiorítica está acompañado por un crecimiento de la cantidad de cuarzo. En la parte central del campo granodiorítico predominan las variedades biotito-hornbléndicas y en las partes externas, justamente las anfibólicas
El campo libre de puntos del diagrama entre las secuencias granodiorítica y granítica corresponde a las rocas con contenido en sílice del 68-72%, es decir, las adamellitas. Si se aplica la composición de las adamellitas, entonces forman su propia secuencia que ocupa esta zona.
Llama la atención que la mayor parte de las granodioritas tienen la misma relación cuarzofeldespato alcalino que los granitos y solamente las variedades de alta alcalinidad se caracterízan por tener esta relación más baja. Resultó que esta particularidad de la composición de las granodioritas se correlaciona a escala de desarrollo con los granitos asociados a ellas.
Por ejemplo, en la serie diferenciada ininterrumpidamente gabro-plagiogranodiorítica de Rieftinsk [88] los plagiogranitos se encuetran en clara cantidad subordinada en comparación con
a.- 1-4: Rocas de la Serie Rieftinsk: 1.- Plagiogranitos; 2.- Plagioadamellitas; 3.- Plagiogranodioritas; 4.- Dioritas cuarcíferas, GabroDioritas y Gabros; 5-8: Rocas de la serie Ñekrasovska: 5.- Granitos; 6.- Adamellitas; 7.- Granodioritas; 8.- Dioritas cuarcíferas, Gabro-Dioritas y Gabros.
b.- 1-4: Plagiogranitoides del Macizo de Jabarinsk: 1.- Plagiogranitos; 2.- Plagioadamellitas; 3.- Plagiogranodioritas; 4.- Dioritas cuarcíferas; 5-8: Serie Tardisilúrica escasamente potásica de Taguilsk: 5.- Granitos; 6.- Adamellitas; 7.- Granodioritas; 8.- Dioritas cuarcíferas, Gabro-Dioritas.
las plagiogranodioritas y aparecen formando las escasas venas tardías de poca potencia. En el diagrama Q-Ab-Or (Fig. 71) los plagiogranitos y las plagiogranodioritas se sitúan en un campo alargado según las líneas cotécticas. Con contenidos en SiO2≥65% las rocas de esta serie tienen la misma relación cuarzo-feldespato alcalino que los granitos límites. Una situación análoga se observa en los plagiogranitos del macizo de Jabarinsk [88], entre los cuales predominan claramente las plagiogranodioritas y la plagioadamellitas sobre los plagiogranitos. Y en esta serie, según el valor de la relación Q/(Q+Ab+Or) de los últimos se separan solo las rocas con contenido menor del 66% de SiO2. En las series sodico-potásicas las granodioritas con relación cuarzo-feldespato alcalino granítica se desarrollan asimismo sólo en aquellos tipos en los que los granitos están cuantitativamente claramente subordinados, por ejemplo, en la serie de Verjisetsk, y en los batolitos del occidente americano. Todas las series mencionadas más arriba según el tipo de evolución pertenecen a los barofílicos.
Las granodioritas con baja relación cuarzo-feldespato alcalino que se diferencian de las examinadas de alta alcalinidad (bajo carácter Cálcico), que entran en la composición de las series con amplio desarrollo de granitos, con frecuencia forman cuerpos geológicos aislados. Estos constituyen asociaciones principalmente barofóbicas, estadísticamente bimodales y con diferenciación contrastada con claros máximos graníticos. En tales series las granodioritas se diferencian claramente de los granitos en la relación Q/(Q+Ab+Or) y no alcanzan el cotéctico granítico (Fig. 71). Si en los granitos Q/(Q+Ab+Or) no baja por debajo de 0,35, entonces en las granodioritas de las series ricas en granitos esta relación no sube por encima de 0,3.
Como ejemplo pueden servir la serie gabro-granítica de Nekrasovsk, el magmatismo terminal en la aureola de Rieftinsk en el Ural Medio, la serie poco potásica diorito-granítica del macizo de Taguilsk y la serie gabro-granítica de Magnitogorsk [88]. En todas estas series los puntos representativos de los granitos y granodioritas se encuentran aislados y las últimas se diferencian de los granitos no solamente en el contenido absoluto en SiO2, cuarzo y componentes refractarios (Fem+An), sino en un menor valor de la relación cuarzo-feldespato alcalino
Las particularidades de la composición de los granitoides manifestadas que se correlacionan
con la intensidad de desarrollo de los granitos, según lo ya visto, puede también explicar el hecho de la desigual distribucción de los mismos. En las series con presencia subordinada de granitos, las granodioritas presentan una relación de componentes de fusión fácil (albita, ortoclasa y cuarzo) próxima a la granítica y a la de las venas de esta misma composicón “límite” incapaz de producir granitos en grandes cantidades y miembros subsiguientes de las series. En este caso la evolución de las granodioritas al granito transcurre con un valor estable de la relación Q/(Q+Ab+Or) y con la variación del contenido absoluto de componentes refractarios, alcalinos y cuarzo (Fig. 70, series 1-3). Por otro lado en las asociaciones donde los granitos están ampliamente difundidos las granodioritas se diferencian de ellos en la relación Q/(Q+Ab+Or) y se presentan como de alta temperatura y tienen la posibilidad de evolucionar hasta composiciones graníticas límite de baja temperatura. En este caso cambia no solamente el contenido en los componentes mencionados más arriba, sino la relación cuarzo-feldespato alcalino (Fig. 70, serie 5).
La tedencia de evolución desde la granodiorita al granito con Q/(Q+Ab+Or)=const. corresponde al tipo barofílico y se caracteriza por las expresiones
∆(Q/(Q+Ab+Or))
∆(Q/(Q+Ab+Or))
-------------------------= 0, o, ------------------------ =0,
∆ SiO2
∆(An/(An+Ab+Or)) -
mientras que con las tendencias barofóbicas la relación Q/(Q+Ab+Or) crece en el proceso evolutivo:
∆(Q/(Q+Ab+Or))
∆(Q/(Q+Ab+Or))
----------------------- > 0, y ------------------------- <0.
∆SiO2 ∆(An/(An+Ab+Or))
El sentido fisico-químico de estas leyes consiste en que el tipo barofílico de evolución contribuye a un rápido crecimiento del contenido en sílice en los productos líquidos de la diferenciación a consecuencia de la cristalización temprana de los productos pobres en este componente, los silicatos que contienen el grupo hidróxilo y la magnetita. Las correlaciones entre los componentes del sistema restante (Q, Ab y Or) alcanzan valores graníticos límite ya en el nivel de las composiciones granodioríticas, lo que dificulta una diferenciación ulterior. Por esto las series barofílicas se caracterízan, en el caso general, por un mayor desarrollo de las granodioritas y adamellitas en relación a los granitos y se diferencian según este parámetro de las series barofóbicas, en las que, por el contrario, los granitos predominan cuantitativamente sobre las granodioritas (tipo de diferenciación contrastada).
Las inclusiones presentan series barofílicas de alta alcalinidad y series barofóbicas altamente cálcicas. En estos casos las características específicas de la composición química se aprecian mejor que la influencia de las condiciones P-T de cristalización. Por ejemplo, en la serie barofílica de Uvildinsk las sienogranodioritas se diferencian de los granitos por un menor valor de la relación Q/(Q+Ab+Or), sin embargo en la serie barofóbica de Katynadyrsk las plagiograodioritas y los plagiogranitos tienen la misma relación cuarzo-feldespato alcalino
Al mismo tiempo, la fuerte influencia de la alcalinidad en el valor de la relación Q/(Q+Ab+Or) permite utilizar esta relación para la clasificación de las series según el nivel de calcificidad o alcalinidad.
Las líneas variacionales de las series de gabro-granitoides comienzan en el diagrama An/ (An+Ab+Or)-Q/(Q+Ab+Or) (Fig. 70) allí donde se concentran los puntos representativos de los principales gabroides y no se cruzan hasta el final de las composiciones graníticas. Estas líneas alcanzan el cotéctico granítico en diferentes lugares en correspondencia con la calcificidad general de la serie, pero las mayores diferencias entre ellas aparecen en la zona de las composiciones granodioríticas. Esto ocasiona que las granodioritas sean claramente consideradas rocas fuente en la clasificación de las series mediante tales importantes parámetros, como son la calcificidad o la alcalinidad general. Dado que estos parámetros se correlacionan claramente con la relación Q/(Q+Ab+Or), la cual está condicionada por factores fisico-químicos, entonces la relación cuarzo-feldespato alcalino de las granodioritas (“índice granodiorítico”) puede servir como base para la clasificación de las series. Las granodioritas con Q/(Q+Ab+Or)>0,45 se incluyen en las series de alta calcificidad (o baja alcalinidad), a los valores entre 0,45-0,25 les corresponden las series normalmente cálcicas (calco-alcalinas1) y los valores menores de 0,25 a las series de baja calcificidad (alta alcalinidad).
En esta serie composicional calco-alcalina las rocas responden a una temperatura mínima, (desplazándose de la superficie de las isotermas) y las series de alta alcalinidad y sobre todo calcificidad corresponden a variedades de alta temperatura.
Hay dos tipos genéticos de rocas de composición intermedia: las claramente diferenciadas incluidas en la serie gabro-granítica (andesíticas de tipo arco-isla) y orogénicas, que pueden aparecer también como auténticos fundidos selectivos y cuyo índice granodiorítico varía entre los mismos valores, pero las últimas son sistemáticamente más estables según este parámetro y en su mayoría aparecen próximas a las de baja temperatura de la línea principal calco-alcalina.
El índice granodiorítico representa una clasificación generalizada característica de la serie en su conjunto, próximo por sentido al índice de Peacock, pero posee una base fisico-química más fuerte. Para su utilización y a consecuencia de la existencia de una cierta dispersión de los puntos representativos de los granitoides es conveniente utilizar la media de 3-4 análisis de rocas típicas con contenido en SiO2 del 63-68%.
SOBRE LA INTERRELACION DE LAS TENDENCIAS EVOLUTIVAS DE LAS ROCAS
MAGMATICAS
Las tendencias evolutivas examinadas en el cuadro de la secuencia gabro-granítica comprenden las rocas magmáticas más difundidas y tienen un carácter muy variado y están construidas sobre y concluyen las tendencias evolutivas hiperbasitico-basíticas y basíticas. La clara relación genética entre las rocas magmáticas no siempre se pone de manifiesto mediante el análisis formacional, lo
1 En el caso tratado el término “calco-alcalino” no se usa en sentido genético sino solamente en cuanto al significado de la composición de las rocas.
granito con poca agua
Granito medio acuoso Granito hidratado
Adamellita Adamellita Adamellita Adamellita
Basalto Oceánico (Gabro)
Basalto de Plataforma (Gabro)
Tonalita (Andesita) Arco-isla Tonalita (Andesita) Orogénica
Anortosita Hornbléndica (Leucodiorita)
Mg-Gabro Plutónico Fe GabroPlutónico
f=0,2
Basalto de Geosinclinal (Arco-isla) o Gabro
Basalto Orogénico (Gabro)
Melanogabro Hornblendítico, Hornblendita
Clinopiroxenita
Transformación Metasomática
Verlita
Restita: Dunita
Restita: Harzburgita, Dunita
1.- Fuentes de la formación del Magma Mantélico; 2.- Fusión directa a partir del sustrato Mantélico o Cortical (¿Andesitas Orogénicas? y Granitos Acuosos); 3.- Diferenciados (Combinación 2 y 3 denota que, la roca dada puede poseer uno y otro origen); 4.- Lineas, uniendo los magmas con las fuentes; 5, 9: Tendencias: 5.- Peridotita-Gabro (Picrita-Basalto); 6.- Clinopiroxenita-Gabro; 7.- Gabro Plutónico-Gabro del Grupo Volcano-intrusivo; 8, 9: Gabro-Granito (Basalto-Riolita): 8.- Barofóbicas; 9.- Barofílicas. Para las Picritas y Basitas se muestra la ferricidad, mientras que para los Basaltos asimismo se indica el contenido típico en Estroncio (ppm).
que produce las dificultades de determinación, sobre todo las evidenciadas con la subdivisión de los gabroides, los cuales por un lado concluyen las series hiperbasitico-gabroicas y por otro, comienzan las gabro-graníticas. Con la clasificación de los granitoides surge un sistema de tipización de los gabroides y con el estudio de las asociaciones hiperbasitico-gabroicas surge otro. En los capítulos precedentes se mostró que con las hiperbasitas se encuentran asociados los gabros de tipo plutónico y como miembros parentales de las asociaciones de gabro-granitoides se presentan los gabros del grupo volcano-intrusivo. Estos dos tipos de gabros con frecuencia se encuentran juntos, unificándose entonces las propias formaciones granitoideas con las hiperbasitas, las cuales con frecuencia no se encuentran en algunos macizos.
Los investigadores ya hace tiempo que prestaron atención a la existencia de asociaciones unificadas de rocas magmáticas de la más diferente composición, incluidas desde hiperbasitas hasta granitoides. Así, E.P. Izoj [31] separó una secuencia formacional hiperbasita-gabro-granito altamente alumínico. Como clarísimo ejemplo de asociaciones magmáticas en las que se concentran las rocas desde hiperbasitas hasta granitos se encuentran los complejos ofiolíticos y los intrusivos estratiformes.
A partir de esta interrelación se deduce que solo se pueden clasificar separadamente los fragmentos iniciales (hiperbasito-gabroicos) o finales (gabro-graníticos) de tales secuencias formacionales completas. El enfoque formacional a la sistemática de los gabroides a través del cual se realiza la articulación de estas asociaciones de rocas magmáticas debe tener en cuenta las características específicas de su situación.
El esquema de las principales tendencias evolutivas se muestra en la Fig. 72. Este se basa fundamentalmente en la suposición de que el sustrato fundamental de las formaciones oceánicas, de trapps y las autenticamente eugeosinclinales consiste en una hiperbasita de tipo lerzholita o pirolita mientras que las poco cálcicas y para la mayoría de las formaciones orogénicas y piroxenitogabroicas, aparece una roca más rica en calcio, próxima a la verlita.
En el esquema se encuentran reflejadas las principales leyes de las tendencias evolutivas de las rocas magmáticas que fueron expuestas en los capítulos precedentes:
1). El magma basáltico o el magma gabroico del grupo volcano-intrusivo se presenta como el producto de la diferenciación según dos direcciones: picrito-basáltica y gabro plutónico-basaltica.
2). Las clinopiroxenitas olivínicas se forman como resultado a la fusión del sustrato, próximo en composición a las verlitas. Los productos de su diferenciación con presencia de agua consisten en melanogabros hornbléndicos, hornblenditas, isitas y tylaitas.
3). Los precursores directos de los basaltos oceánicos por un lado y de los continentales (de plataforma, geosinclinales, orogénicos) por otra, consisten en gabroides plutónicos de diferente composición: escasamente ferríferos y escasamente estróncicos en el primer caso y ferríferos con más alto contenido en Estroncio en el segundo. Los gabros plutónicos siempre se diferencian de los gabros del grupo volcano-intrusivo y de los basaltos asociados con ellos por un aumento del contenido en Aluminio, Magnesio, Calcio, Niquel, Cobalto y Cromo y una más baja concentración de la mayoría de los otros elementos.
4). Como el principal tipo de tendencia evolutiva de la toleita oceánica y platafórmica hacia los plagiogranitos o granitos se presenta la evolución barofóbica. Las series geosinclinales se caracterízan por tendencias de diferenciación tanto barofóbicas, como barofílicas, mientras que las orogénicas son principalmente barofílicas.
5). La palingénesis cortical en condiciones de metamorfismo de la facies anfibólica no es el único medio de formación de magmas graníticos acuosos de tipo plutónico. Con el tipo barofílico de evolución un tal magma puede formarse como resultado de la fraccionación de un fundido andesítico.
6). En las series de gabro-granitoides eugeosinclinales las tonalitas se presentan como el
Tabla 24.- Principales tendencias magmáticas. Tendencia Condiciones Cristalización y Constante Índice de Variaciones petroquímicas evolutivas deposición petroquímica tendencia típicas
Peridotita- Plit desciende, Ol, Opx Al2O3/CaO Al2O3/MgO´, ΔAl2O3/ΔMgO´<0; Gabro , PH2O pequeña 1/MgO´ ΔCaO/ΔMgO´<0; ΔTiO2/ΔMgO´<0
Clinopiroxe- Plit. desciende, Cotéctico MgO´/CaO Al2O3/CaO ΔCaO/ΔAl2O3<0; nita-gabro PH2O crece Ol-Cpx ΔMgO´/ΔAl2O3<0; Δf/ΔAl2O3>0
Tendencias de las Basitas:
a) Grupos de Gabros Plit. desciende, Cotéctico CaO; Al2O3; Fem/(Fem+An) ΔAl2O3/Δf<0; plutónicos-Gabros y PH2O pequeña Fem-Pl MgO´ ΔNa2O/Δf>0; Volcano-intrusivos Δ(Fem/(Fem+An))/Δf>0 (Basalto)
b) Tendencias en los límites de las composiciones basálticas:
Toleítica Plit. ≈ const. Lo mismo Lo mismo Cpx/Fem Δ(Fem/(Fem+An))/Δf>0; PH20 pequeña Δ(Cpx/Fem)/Δf>0
Calco- Plit. ≈ const. alcalina PH2O aumenta Lo mismo Lo mismo Opx/Fem Δ(Fem/(Fem+An))/Δf<0 Δ(Cpx/Fem)/Δf<0
Gabro-graní- Tendencia tica (sienítica) barofóbica: Lo mismo CaO/MgO´ SiO2, Al2O3/CaO ΔMgO´/ΔSiO2<0; Plit pequeña; ΔCaO/ΔSiO2<0 Tendencia
barofílica:
Plit más elevada
Clave.- Tales índices de diferenciación, como la ferricidad, alcalinidad y el índice de Thornton-Tuttle (Ab+Or+Q), generales para todos los tipos de tendencias evolutivas, no se aportan, Δ.- Crecimiento de las cantidades correspondientes.
principal producto de la cristalización fraccionada de un magma más básico o de la mezcla de magmas básicos y ácidos. Las andesitas orogénicas y sus tonalitas correspondientes pueden formarse como resultado de fusión directa.
7). Una naturaleza análoga la poseen también las series anortosito-graníticas que se encuentran
asociadas con las clinopiroxenitas y los gabroides del Cinturón Platínico del Ural. En algunos casos estas series representan fundidos selectivos de la metamorfización del sustrato gabroico y en otros, productos de la fraccionación de fundidos basíticos hidratados derivados de clinopiroxenitas olivínicas.
En la Tabla 24 se muestra la tipificación petroquímica de todas las tendencias examinadas más arriba. En la columna 5 se muestra el índice petroquímico de la tendencia. Este índice crece en el proceso evolutivo dentro de una misma tendencia y su valor determina claramente la posición de la roca en la serie temporal de la tendencia. El sentido de esta característica se encuentra próximo al del índice de diferenciación. Tales índices de diferenciación universales, como la ferricidad, alcalinidad, el índice Thorton-Tuttle (Ab+Or+Q), cuyo valor crece con la evolución, en todos los tipos de tendencias, no se muestran en la Tabla. En la columna 6 están señalados no todos, sino los principales cambios de la composición química que acompañan la evolución según uno u otro tipo de tendencia y que determinan su tipo.
Conjuntamente con el esquema (Fig. 72) esta Tabla 24 representa la base para la clasificación genética de las principales series magmáticas, sobre todo de aquellas que varían ampliamente en composición. Las relaciones entre los tipos de series, es decir, entre las formaciones de rocas magmáticas y entre los tipos de tendencias evolutivas pueden ser diferentes. Por un lado, existen series en las que las rocas evolucionan según diferentes tendencias. Por ejemplo, en un complejo ofiolítico estándar la serie ultrabásico-basítica contiene unas secuencias de rocas según dos tendencias: peridotita-gabro plutónico y gabro plutónico-gabro del grupo volcano-intrusivo (basalto), mientras que la serie gabro-plagiogranítica pertenece bien al tipo barofóbico, bien al barofílico de tendencia gabro-granítica. La relación entre las series ultrabasito-basítica y gabro-plagiogranítica tiene lugar en el camino evolutivo del fundido basítico en la tendencia del cotéctico de alta presión de los gabroides plutónicos o de la de baja presión del cotéctico basáltico.
Por otro lado, cada una de las tendencias evolutivas puede incluir rocas de formaciones variadas. Estas formaciones en una u otra medida son parentales una de otra y se unifican justamente en la pertenencia a una tendencia evolutiva, que a su vez, se presenta como consecuencia de la coincidencia de las condiciones geológicas de formación. Así, la evolución de un conjunto determinado de formaciones magmáticas tiene lugar según la tendencia gabro-granítica barofílica. La diferenciación interrumpida de las secuencias formacionales gabro-diorito-plagiogranítica, gabro-diorito-granítica, tonalito-granodiorítica, monzodiorito-granítica es característica de muchas zonas orogénicas y pertenecen a esta tendencia. La coincidencia de las leyes de la evolución está condicionada por el conjunto de condiciones geológicas que hemos designado mediante el término de “orogénicas”.
La coincidencia de las tendencias evolutivas refleja la coincidencia de las situaciones geológicas. Examinaremos más detalladamente esta tesis en el próximo capítulo, así como las interrelaciones de los diferentes tipos de series magmáticas con las diferentes tendencias evolutivas.
