ACADEMIA DE CIENCIAS DE LA URSS
SECCIÓN DE LOS URALES
Instituto de Geología y Geoquímica
“Académico A.N. Zavaritskii”
G.B. FERSHTATER
VOLUMEN V
Revisor:
Miembro correspondiente A.C. de la URSS
A.M. DYMKIN
Moscú
“Nauka”
1987
Las diferentes etapas del desarrollo de los grandes geobloques de la Tierra se caracterízan por su propio tipo de magmatismo: riftogénico (continental u oceánico), de geosinclinal (de arco-isla), orogénico. A cada uno de los tipos mencionados le corresponde una secuencia vertical de formaciones magmáticas. Examinaremos tales sucesiones en el ejemplo del Ural. Aquí se diferencian zonas estructuro-formacionales, de las que las principales etapas de desarrollo responden a diferentes régimenes geodinámicos. A su vez, cada una de tales zonas se caracteríza por una composición y evolución magmática especial, es decir, las zonas en el curso de un tiempo prolongado se desarrollan como un sistema magmático autónomo, cuyas características se encuentran determinadas por factores endógenos: la estructura en profundidad, la movilidad, los regímenes térmico y de fluidos.
El principal apoyo para el examen puede consistir, no en las características regionales del magmatismo, sino en aquellos de sus rasgos que se presentan como generales para un tipo dado, que se manifiestan no sólo en zonas estructuro-formacionales determinadas de los eugeosinclinales, sino en las más grandes subdivisiones correspondientes, tales como arcos-isla, límites continentales activos, cinturones orogénicos intracontinentales, etc.
Se ha representado en la Fig. 73 la subdivisión del Ural en grandes zonas estructuro-formacionales, realizada en base a las características del magmatismo1 y en consecuencia refleja completamente el régimen endógeno de las zonas durante el periodo de su existencia. En el territorio eugeosinclinal del Ural se diferencian las megazonas principales eugeosinclinal y geoanticlinal [18, 88]. La zona principal eugeosinclinal incluye las siguientes zonas (de occidente a oriente): de Sutura (zona de la Falla profunda Ural Principal), “Alóctona” (Taguilo-Magnitogorsk) y de Transición (de Sverdlovsk-Ekaterimburgo), las cuales se dividen en subzonas de flexiones (sinformas) y elevaciones (antiformas). La región al este de la megazona principal eugeosinclinal se divide en la megazona geoanticlinal, que presenta las flexiones (sinformas) eugeosinclinales superpuestas y la correspondiente elevación (antiforma) Ural-oriental y la flexión (sinforma) homónima y también comprende la elevación (antiforma) Transurálica, todo según el conocido esquema de I.D.
1-4: Zonas del Principal
Eugeosinclinal (Megazonas): 1.- Sutura; 2.-Alóctona; 3, 4: De transición (3.-Flexiones sinclinales; 4.- Сabalgantes);
5, 6.- Zonas de las Megazonas geoanticlinoriales:
5.- Superpuestas sobre los Pliegues Sinclinales; 6.Cabalgantes; 7.- Terreno de la vertiente occidental del Ural; 8.- TransUral.
Las zonas estructuro-formacionales mencionadas más arriba presentan diferente estructura profunda, la cual es conocida en base a la suma de una serie de datos geofísicos [18]. La megazona eugeosinclinal principal se diferencia por el mayor espesor de corteza en conjunto (la discontinuidad Moho se encuentra a unos 50-54 km de profundidad) y una capa basítica de 36-30 km. La megazona geoanticlinal presenta siempre una capa granito-neísica, cuyo espesor aumenta en las zonas de elevaciones (antiformas) y es pequeño en las flexiones (sinformas) superpuestas. Lo más claro, sin embargo, son las características específicas magmáticas de las zonas mencionadas.
La Zona de Sutura representa el terrritorio de magmatismo potente hiperbasítico y basítico de tipo rift. la secuencia evolutiva vertical de las formaciones magmáticas empieza aquí con el complejo ofiolítico temprano de tipo hazburgítico, el cual incluye grandes macizos hiperbasíticos (Kempirsaisk, Jabarinsk, Jalilovsk en el Ural sur y Voikaro-Synynsk en el Ural polar) y asociados a los anteriores, gabros, el campo de diques paralelos diabásicos, corrientes de pillow-lavas y series gabro-plagiogranitoideas. La sección resumen coincide comparativamente bien con la del complejo ofiolítico de Kempirsaisk-Jabarinsk [88] y consiste en (de abajo a arriba): hazburgitas (≈7 km)troctolitas, gabros olivínicos, gabros diopsídicos (3 km)- zona de diques paralelos diabásicos (1-2 km)-pillow-lavas basálticas (≈1 km).
Estas rocas forman una sola secuencia evolutiva, cuyos miembros presentan algunas características comunes en la composición material, próximas a las del magmatismo de las dorsales mesozoicas y actuales.
Tras el emplazamiento de las ofiolitas en época de estabilización cuasiplatafórmica tiene lugar la formación del abigarrado conjunto de rocas magmáticas, principalmente de composición básica y pertenecientes a la tendencia piroxenito-gabroidea. En la parte Sur de la zona esta tendencia incluye intrusivos anulares y diques de composición verlito-clinopiroxenito-gabroico-granitoidea (sienitoidea) y en la región del Ural Medio aparecen los grandes macizos dunito-clinopiroxenitogabroicos del cinturón Platínico, de manera más precisa en la zona de la Falla Principal del Ural. En aquellos territorios donde esta zona corta a los bloques de basamento antiguo cristalino se forman los macizos miaskito-carbonatíticos de los montes Ilmensk y Vishniov [45].
La edad de las magmatitas mencionadas más arribas no está demasiado clara. Las observaciones geológicas, incluso los hallazgos faunísticos en rocas silíceas interestratificadas con los basaltos del complejo ofiolítico (según datos de los geológos de “Zapkazgeologia” y también de K.S. Ivanov y V.N. Puchkov del IGGUNTs AC URSS) evidencian la edad Ordovícica de las ofiolitas, lo que no contradice la edad K-Ar de las rocas de la sucesión temprana clinopiroxenito-gabroica [15] y también la de las miaskitas y carbonatitas de los montes Ilmensk y Vishniov [37] (440-460 ma). Al mismo tiempo, las determinaciones realizadas en los últimos años por los métodos Rb-Sr y SmNd de la edad de las ofiolitas (Lourens, Vasserburg 1985) y la isócrona Rb-Sr de las rocas de los intrusivos anulares que afectan a las hazburgitas del macizo Jabarinsk, obtenidas en el laboratorio por A.A. Krasnobaev sobre muestras nuestras, dan para unas y otras rocas edades próximas a los
La clara discordancia entre la geocronología isotópica y el material geológico que indica una edad más antigua de las ofilitas respecto a los intrusivos anulares impide dar preferencia a los datos paleontológicos sobre la edad ordovícica de las rocas.
En muchas sucesiones evolutivas semejantes aparecen en el límite septentrional del Ural, donde en el macizo Voikaro-Synynsk, al igual que en el de Jabarinsk, coinciden las asociaciones hazburgito-gabroica con la ofiolítica y la clinopiroxenito-gabroica subyacente a la anterior y parecida en composición material a la de Jabarinsk-oriental. Las rocas de la última son consideradas como una auténtica capa tectónica con su propia historia metamórfica y dinámica [25, 64].
De esta manera, la más notable particularidad de los macizos hiperbasitico-basíticos alpinotípicos consiste en que los más grandes de ellos incluyen dos tipos de hiperbasitas: magnesianas (hazburgitas, lerzholitas) y magneso-cálcicas (verlitas, clinopiroxenitas). Las hiperbasitas de composiciones límite, las dunitas, se incluyen tanto en las asociaciones de uno como de otro tipo. En el Ural estos dos tipos de asociaciones hiperbasíticas aparecen como las principales entre las más importantes formaciones hiperbasitico-basíticas: dunito-hazburgito-gabroica alpinotípicas (ofiolítica) y dunito-clinopiroxenito-gabroica platínica [2, 13].
Las asociaciones dunito-verlito-clinopiroxeníticas son conocidas en la mayoría de las grandes manifestaciones ofiolíticas, donde a menudo se las considera como la parte cumulada de la sección ofiolítica estándar [36, 121]. En los macizos alpinotípicos del Ural la asociación dunito-verlitoclinopiroxenítica es materialmente muy semejante a la platínica que está difundida por muchos lugares, no sólo en los macizos de la zona de Sutura, sino también en los grandes macizos de la parte oriental del Ural, cuyos cinturones están trazados por los granitos de las zonas estructuroformacionales: en Alapaevsk, Bazhenovsk, Kliuchevsk, Pervomaisk y muchos otros [2, 18]. A diferencia de la hipótesis cumulada difundida entre los investigadores extranjeros, los petrólogos del Ural sostienen el orígen metasomático de las dunitas, verlitas y clinopiroxenitas como resultado de la reacción del magma gabroico con las hazburgitas. Como base para esta suposición están los datos sobre la posición geológica de la hiperbasitas magnesiano-cálcicas, las cuales frecuentemente se sitúan en el límite entre los gabroides y las hazburgitas y forman complejos zonados. En términos generales esta zonación se encuentra conformada según el siguiente modelo: hazburgita-dunita o ferrodunita (compuesta por olivino Fo78-84 y no por Fo92, como sucede a menudo con la dunita)verlita-clinopiroxenita-gabro. Como modelo del proceso metasomático que produce tal zonación puede servir la orla dunítica alredredor de las venas clinopiroxeníticas en las hazburgitas y las orlas clinopiroxenito-duníticas en las venas de gabros.
Semejantes hechos, así como las observaciones sobre la estructura y composición material de muchas zonas dunito-verlito-clinopiroxeníticas no dejan lugar a dudas sobre que tales zonas se forman en realidad como resultado de la interacción del magma gabroico con las hiperbasitas magnesianas.
Es evidente, no obstante, en muchos casos, que las clinopiroxenitas de la asociación dunitoclinopiroxenito-gabroica representan rocas ortomagmáticas parentales de las auténticas series clinopiroxenito-gabroicas cuya intrusión tiene lugar tras la formación de la triada hazburgitogabro-basáltica ofiolítica.
Nuestras detalladas observaciones en el macizo de Jabarinsk en el Ural Sur, donde la asociación dunito-verlito-clinopiroxenítica se encuentra desarrollada en su forma más típica y completa, han sido expuestas más arriba (capítulos 6, 7) y en [88]; estas observaciones evidencian, sin lugar a dudas, también que las hiperbasitas calcico-magnésicas son heterogéneas en su origen: Parte de ellas son cumuladas, parte se forman como resultado de la interacción del fundido clinopiroxenítico y basítico con las hazburgitas y parte de las clinopiroxenitas y todos los gabroides representan productos de la cristalización de un fundido magmático. Datos geológicos directos muestran que toda esta asociación se forma más tardiamente que la ofiolítica.
La existencia de clinopiroxenitas magmáticas y la de las rocas asociadas con ellas constituye la base para la separación de la principal subdivisión formacional, los complejos pareados hiperbasitobasíticos, que están compuestos por dos asociaciones: hiperbasita-gabro magnésicos e hiperbasitagabro calcico-magnésico. La principal característica de tales complejos pareados consiste en que en el plano tectónico estos forman dos etapas con diferente régimen tectónico: la primera asociación, la etapa de distensión y la segunda, la de estabilización. Esta dedución se encuentra solidamente acompañada por los datos del macizo de Jabarinsk, donde las rocas de la serie clinopiroxenítica forman intrusivos anulares. La asociación dunito-clinopiroxenito-gabroica (platínica) del complejo gigante pareado del Ural que forma conjuntamente con los macizos hazburgíticos alpinotípicos correspondientes, corresponde a condiciones de formación cuasiplatafórmicas [25].
La coincidencia estable de las hiperbasitas magnésicas y calcico-magnésicas, como ya se señaló en el capítulo 6, se encuentra condicionada, posiblemente, por la transformación del material mantélico pirolítico, que representa el sustrato de la asociación ofiolítica hazburgitico (lerzholitica)basítica, en rocas esencialmente verlíticas, que sirven como sustrato para las subsiguientes asociaciones clinopiroxeníticas del complejo pareado. Las orlas metasomáticas zonadas dunitoverlito-clinopiroxeníticas que aparecen siempre en el contacto de los gabroides con las hazburgitas sirve como modelo de los procesos mantélicos que conducen al cambio regular de la composición del sustrato y correspondientemente de los productos del magmatismo, así como a la formación de los complejos magmáticos pareados.
El esquema general de formación del complejo pareado sigue el siguiente modelo: 1) formación de las zonas extensivas de tipo “spreading” o de tipo rift; 2) formación a cuenta de la fusión parcial de la pirolita de la serie ofiolítica hiperbasita magnesiana-gabro; 3) interacción del fundido basítico con la pirolita y formación de las verlitas; 4) fusión de las verlitas con formación de un fundido clinopiroxenítico, original para la serie clinopiroxenito-gabroica, segundo miembro del complejo pareado.
Volviendo al examen del magmatismo de la zona de Sutura del Ural, señalaremos que en la
frontera, en todo el Ural, de los 400 ma de antiguedad pueden interpretarse como el tiempo de la principal época de metamorfismo en esta zona, tras la cual se formó un nuevo complejo pareado, muy parecido al acabado de describir y que forma el nuevo ciclo Silúrico-Devónico medio [88].
En la actualidad este complejo se manifiesta en el Ural Sur e incluye un complejo ofiolítico de tipo Akkerman (pero no hazburgítico, como es el caso del de Kempirsaisko-Jabarinsk, sino de tipo verlítico) y la asociación Velijovsk clinopiroxenito-gabro-sienítica. Para nosotros este complejo pareado fue individualizado en la zona de sutura [88]. En los últimos años han aparecido datos sobre la edad Devónico medio del complejo ofiolítico de la zona alóctona, en el Mugodzhar occidental [30], el cual, por lo visto puede ser correlacionado con el de tipo Akkerman.
A la vez que la repetición, está claramente manifestado que la evolución que sufre cada ciclo magmático es de un mismo tipo. Los basaltos y gabros del complejo ofiolítico Akkerman en comparación con las rocas homónimas del de Kempirsaisko-Jabarinsk se caracterízan por un aumento en el contenido en Estroncio, Sodio y una menor concentración de Hierro y Titanio [88], es decir, aquellas características que distinguen las rocas magmáticas actuales de arco-isla de las oceánicas.
De esta manera, en el intervalo de 100-120 ma como producto de la actividad endogénica de la zona de sutura del Ural se manifiestan los complejos hiperbasitico-basíticos. El magmatismo gabrogranitoideo y granitoideo aquí es muy débil.
La Zona Alóctona se caracteríza por la existencia de otro tipo de magmatismo. Aquí se encuentra desarrollado el magmatismo basáltico diferenciado, próximo por las características de la composición material de las rocas al actual de arco-isla. Las series basálticas, basáltico-riolíticas, basalto-traquíticas y sus comagmáticas gabro-graníticas y gabro-sieníticas en el proceso de desarrollo geológico de la zona cambian su composición. A medida que crece el espesor de la corteza terrestre, el magmatismo desarrollado va desde la asociación basáltico-plagioriolítica prácticamente apotásica y altamente cálcica (gabro-plagiogranítica), próxima en composición material a las de arco-isla tempranas, hasta la asociación basaltico-traquítica rica en potasio (gabro-sienítica), que constituye la conclusión en el estadio cuasiplatafórmico del desarrollo de la zona eugeosinclinal y son parecidas en composición a las series shoshoníticas de tipo arco-isla de Kamchatka o Sonda.
El pequeño ciclo de magmatismo basáltico eugeosinclinal evidenciado por D.S. Shteimberg [84] presenta una duración de 30-40 ma y en la variante efusiva incluye las siguientes sucesiones formacionales: la basáltica levemente diferenciada, la basaltico-riolítica contrastadamente diferenciada y la ininterrumpida basaltico-andesitico-dacítica o la traquibasáltico-traquítica. Las primeras dos formaciones pertenecen al tipo barofóbico y la tercera al barofílico. Esto constituye tan sólo un esquema aproximado, pero que muestra que a diferencia del ciclo de magmatismo de rift bimodal en la zona de sutura, la ciclicidad en la zona alóctona contiene un trío de formaciones basálticas volcano-intrusivas comagmáticas.
Es muy característico, que en muchos casos el surtido completo de formaciones eugeosinclinales magmáticas se encuentre concentrado entre los límites de un sólo macizo intrusivo. Como ejemplo puede servir el macizo detallademente estudiado de Taguilsk en el Ural Medio, donde en un área
de cerca de 300 km2 aparecen las formaciones del ciclo magmático Siluro-Devónico inferior que se alarga durante casi 30 ma: la gabro-plagiogranítica, la diorito-trondjemítica (poco potásica) y la gabro-sienítica rica en potasio [88].
La secuencia vertical de las formaciones intrusivas que aparecen en el macizo de Taguilsk recuerda la sucesión formacional lateral de las vulcanitas desarrolladas en arcos-isla, en las que desde el lado oceánico al continental se observa un cambio desde las así llamadas formaciones toleíticas hacia las calco-alcalinas y las alcalinas. Tal tendencia es propia también de la secuencia lateral de las formaciones comagmáticas laterales intrusivas y volcánicas que constituyen bloques con diferente profundidad de formación. En los materiales difundidos hacia el oriente de la Zona Alóctona las flexiones (sinformas) eugeosinclinales que constituyen la Zona de Transición a la Zona Geoanticlinal las series basálticas diferenciadas tanto en variantes extrusivas como intrusivas están diferenciadas las series de la misma edad de la zona alóctona de Taguilo-Magnitogorsk por un aumento en el contenido en Potasio y un predominio del tipo de evolución calco-alcalino. Esta particularidad de las series basálticas se relaciona con el crecimiento de la corteza continental de tipo “siálico” en los territorios orientales del Ural establecida con ayuda de métodos geofísicos [18].
Cada una de las formaciones intrusivas de la tríada que constituyen los pequeños ciclos de magmatismo basáltico eugeosinclinal presenta un solo tipo de estructura interna que se compone de tres complejos: gabroico, gabro-granitoideo y granitoideo [88]. Esta estructura de un solo tipo se encuentra condicionada por las leyes evolutivas generales para todas las formaciones basaltoideas y refleja el cambio de composición del magma en los focos intermedios. Por esto, a pesar de la diferente composición material, tanto las formaciones sódicas geosinclinales tempranas, como las sodico-potásicas geosinclinales tardías están compuestas por los tres complejos mencionados. La estructura de las formaciones efusivas comagmáticas no presenta tal regularidad. Los efusivos comagmáticos corresponden, a menudo, a complejos gabro-granitoideos o granitoideos y las rocas con profundidad de formación mayor se encuentran ausentes en ellos.
Llama la atención el parecido de la estructura de cada una de las series de gabro-granitoides dadas que se componen de tres complejos y una tríada de formaciones magmáticas, formando un ciclo completo de magmatismo eugeosinclinal. Dado que en el primer caso está solidamente determinada la relación genética de los complejos, como derivados de una sola fuente magmática evolutiva, entonces es posible suponer que la secuencia de formaciones magmáticas del ciclo eugeosinclinal también se encuentra condicionada por la evolución de un foco magmático que existe durante unos 40 ma.
El aumento de la concentación de agua y potasio en tal foco mantélico explica los principales rasgos de la composición material y de la estructura de las series sucesivamente formadas, incluido el cambio de la tendencia barofóbica de diferenciación a la barofílica en las series afíricas porfídicas, el crecimiento de la alcalinidad y otras. Tal secuencia evolutiva de las series magmáticas permite hablar sobre la determinada estabilidad del régimen tectónico con la conservación de las condiciones de distensión en el curso de la mayor parte del ciclo. Las rocas magmáticas típicamente orogénicas en este caso se encuentran ausentes.
En la Zona de Transición también en las flexiones (sinclinales) de la Megazona Geoanticlinal la sucesión vertical de las formaciones magmáticas presenta una importante característica, consistente en que la constitución examinada más arriba de las formaciones basaltoideas eugeosinclinales, la cual restringe el magmatismo de la zona alóctona, aquí se cambia a una secuencia de formaciones orogénicas, la cual se encuentra más claramente manifestada en facies intrusiva. Esta secuencia se compone de las formaciones tonalito-trondjemítica, tonalito-granodiorítica y granodiorito-granítica, enumeradas en secuencia temporal y pertenecen al tipo formacional tonalito-granodiorítico (el magma original es andesítico).
El cinturón de macizos tonalito-granodioríticos, en el más grande de los que se presentan en todas las formaciones enumeradas, se extiende centenares de kilómetros. Puede suponerse que este cinturón sigue la traza de otro cinturón volcánico erosionado, que estaría compuesto de formaciones basálticas eugeosinclinales. El enorme cinturón de magmatismo orogénico tonalito-granodiorítico se puso de manifiesto en los últimos años en la Zona de Transición del Ural Medio donde presenta el macizo de Verjisetsk en la parte Sur del cinturón y el de Verjotursk en la parte Norte. Los macizos de este cinturón cortan las volcanitas y sus intrusivos comagmáticos que forman un ciclo completo de magmatismo eugeosinclinal de edad Silúrico-tardío-Devónico medio.
A diferencia de la elevación de la Megazona Geoanticlinal, donde se manifesta una secuencia completa de formaciones magmáticas orogénicas, en la Zona de Transición esta secuencia se encuentra limitada a las formaciones iniciales de tipo tonalito-granodiorítico. Los granitos plutónicos acuosos y las series del tipo formacional adamellitico-granítico se encuentran ausentes. La coincidencia del magmatismo basáltico eugeosinclinal, propio de la Zona Alóctona, con las formaciones orogénicas tempranas, que presentan su máximo desarrollo en la zona geoanticlinal, constituye la característica fundamental de la Zona de Transición y es la peculiaridad utilizada para su individualización. Esta particularidad del magmatismo, según lo ya visto, se encuentra condicionada por la estructura profunda de la Zona de Transición, la cual está compuesta por un basamento cristalino fémico que aflora en superficie en forma de los complejos neisico-migmatíticos de Sysertsk y Saldinsk [18]. En la Zona Alóctona, el basamento cristalino se ha conservado solo parcialmente y en la zona geoanticlinal posee principalmente composición siálica [18].
En las Elevaciones (antiformas) de la Megazona Geoanticlinal el basamento cristalino se encuentra muy cerca de la superficie o incluso aflora en forma de una sucesión de complejos neisomigmatíticos. El magmatismo de esta zona se encuentra compuesto tan solo por el tipo orogénico (en el Ural principalmente en la facies intrusiva). A diferencia de la Zona de Transición y de las flexiones (sinformas) de la Megazona Geoanticlinal el grupo andesítico de formaciones (tonalitotrondjemítica, tonalito-granodiorítica y granodiorito-granítica) se encuentra sobreedificado encima de las elevaciones (antiformas) esencialmente compuestas de series graníticas. La existencia de las últimas determina la especificidad del magmatismo de las zonas con elevaciones (antiformas).
Las series apotásicas (plagiogranodioriticas) aquí se encuentran ausentes y los análogos laterales de las formaciones gabro-plagiograníticas de las flexiones eugeosinclinales consisten en series
tonalito-trondjemíticas poco potásicas, derivados de un magma andesítico moderadamente cálcico de carácter continental. Si en las elevaciones eugeosinclinales en todas las etapas de su desarrollo se forma un magma basáltico, cuya composición varía regularmente con el tiempo, entonces en los núcleos de las zonas de antiformas se genera un magmatismo, otra vez homogéneo, pero de tipo orogénico.
Así, en la región del macizo de granitoides de Cheliabinsk, E.A. Belgorod descubrió cantos de tonalitas poco potásicas y granodioritas en conglomerados del Devónico medio, cantos que, un poco más al sur de estos conglomerados, aparecen formando grandes cuerpos en los límites del macizo de Cheliabinsk. Según lo ya visto, al principio del Carbonífero inferior intruyeron nuevos complejos tonalito-granodioríticos; las rocas que forman la parte oriental del macizo de Cheliabinsk también se encuentran como cantos en conglomerados del Viseense medio. En el Carbonífero medio-superior, al tiempo de la principal etapa de plutonismo granítico acuoso se formaron las adamellitas y los granitos del tipo formacional granítico, las cuales constituyen la mayor parte del macizo, y en tiempos Pérmicos los granitos poco acuosos del tipo formacional adamellito-granítico. De esta manera y, por lo menos desde el Devónico medio hasta el Pérmico, es decir, abarcando un espacio temporal de unos 100 ma, lo que constituye la totalidad del ciclo Hercínico, el magmatismo en el área de Cheliabinsk pertenece al tipo orogénico. La secuencia temporal de las formaciones magmáticas, en este intervalo de tiempo, muestran rasgos de un desarrollo orientado: En las rocas homónimas más jóvenes de los complejos aumenta sucesivamente el contenido en potasio y de Elementos Raros asociados con él y disminuye la calcificidad. Todas las series, que en general son típicas del magmatismo orogénico, pertenecen al tipo barofílico.
Leyes análogas son también propias de otras grandes áreas de magmatismo granítico en el interior de las zonas antiformales. Lejos se está de conseguir mostrar siempre las referencias geológicas de edad, pero largas sucesiones evolutivas de las formaciones magmáticas orogénicas que se parecen a las examinadas más arriba, se encuentran distribuidas universalmente. Cada una de estas formaciones presenta rasgos peculiares de su desarrollo e incluye aún algunas subdivisiones, lo que procura una mayor complejidad a la secuencia formacional orogénica en su conjunto.
Así, con los trabajos de Z.A. Yudalevich se estableció que la secuencia formacional de los granitoides orogénicos del Paleozoico tardío del Uzbekistán occidental es parecida a la del Ural y está compuesta por más de 30 complejos, cada uno de los cuales a su vez se divide en diferentes grupos de rocas de edad variada (fases de intrusión) (J.T. Tuliaganov, Z.A. Yudalevich et al. 1984). Por ejemplo, el complejo volcánico tonalito-granodiorítico del Carbonífero medio incluye 13 subdivisiones temporales y el complejo Shurak del Carbonífero medio-Pérmico inferior incluye 3 subcomplejos, en cada uno de los cuales se diferencian 3-5 partes de diferente edad.
Volviendo al Ural, señalaremos que incluso a primera vista las formaciones semejantes, como la granítica plutónica acuosa, está señalada en una secuencia estándar de complejos: El adamelliticogranítico temprano, rico en restitas y sincrónico con la principal etapa de metamorfismo regional; la esencialmente granítica, formación que está acompañada del establecimiento de una aureola zonada de metamorfismo de contacto y, por fin, la granitico-leucogranítica, fundamentalmente post-
metamórfica. En esta secuencia cada complejo sucesivo se caracteriza por un aumento del contenido en SiO2 y K2O en los granitos de la fase principal, así como por un aumento de la cantidad de granitos leucocráticos y todas por un mayor alejamiento de las zonas de generación del magma, es decir, por un aumento del “grado de intrusión”. La profundidad de las facies en este caso cambia de abisal a mesoabisal. El tiempo de formación de tal secuencia consiste en unos 30-40 ma.
Los macizos de granitos plutónicos acuosos se disponen preferentemente en los núcleos de las estructuras cupulares, compuestas por rocas metamórficas del basamento cristalino de la Megazona Geoanticlinal. Entre estas rocas predominan los ortoneises de composición tonalítica, granodiorítica y granítica, que pertenecen a las antiguas formaciones orogénicas tonalito-granodiorítica y granítica, lo que aumenta significativamente la duración del magmatismo de tipo orogénico en los antiformes de la Megazona Geoanticlinal.
La secuencia completa de las formaciones magmáticas orogénicas paleozoicas aquí presenta la siguiente forma: La tonalito-granodiorítica poco potásica, la tonalito-granodiorítica sodicopotásica, la monzodioritico-granítica, la granitica plutónica acuosa, la moderadamente acuosa y la adamellitico-granítica escasamente acuosa. En comparación con las sucesiones formacionales examinadas más arriba, la hiperbasito-basítica riftogénica y la basítica eugeosinclinal de las Zonas de Sutura y Alóctona, en los antiformes de la Megazona Geoanticlinal del Ural la sucesión formacional orogénica presenta menor variación composicional y no presenta regularidades tan claras en su evolución. El tipo de evolución homodrómica en conjunto que está acompañado por un aumento del contenido en potasio en las rocas homónimas de las diferentes formaciones de edad variada, puede resultar violado repetidamente, lo que proporciona rasgos de desarrollo mediante pulsaciones.
Los conocimientos evidenciados demuestran que las zonas estructuro-formacionales separadas en el Ural en el curso de un largo periodo geológico de tiempo trabajaron como sistemas con un tipo determinado de magmatismo, el cual evoluciona en su composición con el proceso de desarrollo geológico y al mismo tiempo permanece en el ambiente de un solo tipo de magmatismo (riftogénico, geosinclinal u orogénico). Las excepciones que componen la Zona de Transición y las Sinformas de la Megazona Geoanticlinal, donde diferentes tipos de magmatismo coinciden, concuerda perfectamente con la posición geológica de estas subdivisiones estructurales, compuestas por el plegamiento del basamento subgeosinclinal.
Para cada Zona son características sus largas sucesiones formacionales, relacionadas con las tendencias evolutivas generales, las cuales se dan en la Fig. 72 en forma esquemática. Un sólo tipo de magmatismo, propio de determinada secuencia formacional refleja las características específicas propias de la zona estructuro-formacional dada. Estas características permanecen en el curso de todo el tiempo de existencia de la zona como una estructura individualizada y el magmatismo evoluciona en el tiempo, o bien cíclicamente, como en las zonas de sutura y alóctona, o bien en una sola dirección, como en las antiformas geoanticlinales.
De esta manera puede constatarse que el magmatismo del Ural es una clara expresión de conservadurismo, el cual se manifiesta no sólo en la estabilidad del régimen endogénico de las
zonas estructuro-formacionales determinadas, sino también en la coincidencia en un área acotada (entre los límites de un macizo) de las manifestaciones magmáticas de grandes etapas geológicas que duran 40-100 ma. Los así llamados macizos poliformacionales se presentan como centros de la larga actividad endogénica, que forman los “puntos calientes” estables espacialmente. Ejemplos de tales macizos se han dado más arriba (capítulos 4 y 5).
La segunda ley fundamental sólidamente establecida del magmatismo del Ural consiste en que las características de la composición material de las rocas magmáticas de edad Paleozoica se correlaciona de una manera precisa con la estructura profunda actual, determinada mediante métodos geológicos y geofísicos [18, 77, 88].
Todos estos datos es como si no estuvieran de acuerdo con la opinión actualmente difundida sobre la completa reconstrucción de la estructura primaria del Ural como resultado del cierre de la cuenca oceánica y movimientos horizontales de centenares y miles de kilómetros de amplitud. ¿Pero, contradicen la teoría de la tectónica de placas, bajo cuya influencia en el curso de los últimos 15-20 años se ha desarrollado lo actualmente establecido sobre la historia geológico de desarrollo del Ural, mantenido como un polígono continental para la puesta a prueba de la posibilidad de aplicación de la tectónica global al estudio de los eugeosinclinales? Por lo visto, no. Ante todo, estos datos demuestran la distribucción de los focos magmáticos en el interior de las placas litosféricas, cuyo movimiento esencialmente no viola la estructura de los horizontes superiores, donde se distribuyen los macizos intrusivos.
Las investigaciones realizadas permiten formular algunas leyes del magmatismo intrusivo.
1). Las asociaciones intrusivas incluyen rocas que pertenecen a dos grupos: el plutónico y el volcano-intrusivo. Los gabroides del grupo plutónico representan productos cristalizados de un magma en condiciones de alta presión (Plit >10 kb) y cotécticos según su composición, magma que se diferencia regularmente del basáltico por un aumento del contenido en Al2O3, CaO, MgO y un menor contenido en TiO2, FeO’, Na2O, Zr e Y. El carácter cotéctico del magma basítico plutónico en condicones de alta presión obstaculiza su ascenso a los horizontes superiores de la corteza terrestre.
El magma basítico que alcanza estos horizontes corresponde por composición al cotéctico FemPl, que es de menor presión (Plit <10kb). las características composicionales de las basitas de baja presión corresponden a su formación como resultado de la diferenciación fraccionada del magma basítico de tipo plutónico (es decir, a cuenta de la depresión del cotéctico de alta temperatura y de alta presión Fem-Pl). Tal magma se presenta como el original para los gabros del grupo volcanointusivo, que constituyen los análogos intrusivos de los basaltos. En comparación con las variedades plutónicas, los gabros del grupo volcano-intrusivo siempre se forman más tardiamente y sus interrelaciones con los basaltos comagmáticos demuestran la existencia de un intervalo temporal entre estas rocas: En algunos casos los gabros cortan a los basaltos y se intercalan entre ellos y en otros se encuentran afectados por diques basálticos, los cuales constituyen canales para las facies expansivas.
El tipo plutónico de magma granítico se encuentra determinado por su grado de saturación en agua. Tal magma se forma como resultado de la palingénesis cortical acuosa, así y con un tipo barofílico de evolución se produce el magma orogénico andesítico. El magma granítico del grupo volcano-intrusivo representa o bien productos de la cristalización fraccionada de un magma más básico que el granítico, o bien el producto de la palingénesis poco acuosa de alta temperatura en condiciones de la facies granulítica. Las relaciones geológicas entre los granitos de los grupos plutónico y volcano-intrusivo son más complicadas que en el caso de los gabros. En las secuencias orogénicas de las formaciones de granitoides, los granitos poco y escasamente acuosos de orígen andesítico son los precedentes de los granitos plutónicos acuosos y la evolución de estos últimos, a su vez, a menudo concluye con la formación de variedades escasamente acuosas. Las principales tendencias de la evolución de los granitos plutónicos concluye con una disminución de la profundidad de las facies de los complejos formados sucesivamente y un gran alejamiento de la cámara magmática de la zona de generación del magma granítico.
La pertenencia al grupo plutónico de los magmas basítico y granítico está determinada, como hemos visto, por diferentes causas, pero conduce siempre al mismo resultado geológico: La limitación de su movimiento vertical y asociado con esto, la ausencia de volcanitas comagmáticas. En las asociaciones naturales de rocas intrusivas, no siempre se encuentran presentes los representantes del grupo plutónico, lo que está relacionado con las particularidades del propio mecanismo de intrusión. Con el tipo barofóbico de evolución magmática los productos de la cristalización del
magma basítico plutónico con frecuencia son conducidos a la superficie superior de la cámara magmática y forman macizos con rocas del grupo volcano-intrusivo. En las series barofílicas las variedades plutónicas se “atascan” en focos intermedios y se encuentran raramente coexistiendo en un mismo nivel con rocas del grupo volcano-intrusivo.
Los granitos plutónicos, por el contrario, se presentan como las rocas comunes de las series barofílicas, formando territorios de máximo nivel de erosión, en los que las series barofóbicas no se observan.
2). Las leyes evolutivas se encuentran también condicionadas por el carácter discreto de las series magmáticas. Las rocas están presentes cada una en un nivel determinado, es decir, son derivados de la evolución magmática en focos intermedios de diferente profundidad. Los complejos graníticos bimodales son propios tan solo del grupo volcano-intrusivo. El grupo genético de las adamellitas (70-72% de SiO2) se forma en tales complejos como resultado de la cristalización del
magma que se separa en un foco intermedio con presiones, a menudo, mayores de 2-3 kb y los granitos (73-75% de SiO2) corresponden a un cotéctico de menor presión que las adamellitas. Los grupos dicretos de gabros, que se diferencian en primer lugar por el contenido suma en óxidos refractarios (Al2O3, CaO, MgO) presentan variedades plutónicas y volcano-intrusivas. Al igual que en el caso de los granitos, los magmas de uno u otro grupo se generan a diferentes profundidades. Las series polimodales están obligadas por su estructura a la presencia en focos intermedios, donde se separan magmas de diferente composición, que corresponden a los máximos estadísticos en los histogramas de las series.
3). La presencia o ausencia de focos intermedios determina el tipo de serie magmática (barofílica o barofóbica). Las series gabro-graníticas barofóbicas se caracterízan por la intrusión a una profundidad no muy grande, donde en un foco intermedio de poca profundidad y la cámara magmática tiene lugar la cristalización diferenciada con formación de la serie principalmente bimodal (foco intermedio igual a cámara magmática). Las series barofílicas, polimodales, evolucionan en condiciones de mayor profundidad en algunos focos intermedios y se caracterízan por un amplio desarrollo de las rocas de composición intermedia.
Estos dos tipos de tendencias evolutivas gabro-granito se diferencian no sólo por la estructura y relaciones cuantitativas de las rocas, sino que lo hacen también por algunas otras características de la composición de las rocas homónimas. En sentido general, las principales características propias de las series barofóbicas y barofílicas se sumarizan en la Tabla 25
4). Los magmas de las series intrusivas en la mayoría de los casos se encuentran bajo la misma presión que su ambiente, por esto, las rocas de distintas facies se diferencian en la composición de aquellos componentes que son más sensibles al cambio de la presión. Precisamente por este motivo, en primera aproximación, puede hablarse sobre la única y ejemplar composición de los gabros y granitos del grupo volcano-intrusivo con respecto a sus comagmáticos basálticos y riolíticos. Un examen más detallado permite manifestar unas sistemáticas, aunque no muy grandes, diferencias, condicionadas por las desiguales condiciones de cristalización.
Esta cuestión es importante en las relaciones prácticas, puesto que precisamente el parecido en la composición se presenta como uno de los argumentos para la determinación del carácter comagmático. Los investigadores han señalado distintas variantes de las relaciones composicionales [24] y temporales de las rocas comagmáticas intrusivas y extrusivas, pero el sentido de estas diferencias no siempre está claro.
5). En el proceso de ascenso desde el lugar de generación hacia la cámara intrusiva la composición del magma sufre un cambio y en las diferentes etapas de esta evolución se forman diferentes asociaciones genéticas. Estas asociaciones, unificadas por la fuente magmática común en una situación geológica real, a menudo, parecen formadas independientemente. El aislamiento geológico, de una a otra, si así se puede expresar, se manifiesta en la superficie y la expresión de sus correlaciones internas exige de investigaciones en profundidad (a veces, incluso, no se consiguen establecer).
Por esto, no es raro que el análisis formacional transcurra por un camino más leve, separando
las asociaciones de rocas magmáticas en base a sus especificidades geológicas y materiales, pero sin el cálculo de las posibles relaciones entre las formaciones. Así, por ejemplo, las formaciones gabroicas y de granitoides se separan incluso en aquellos casos cuando estas rocas repetidas veces se encuentran juntas y forman macizos únicos.
Lo mismo se puede decir en relación con las rocas alcalinas. Las variedades feldespatoídicas, las cuales se asocian con rocas portadoras de cuarzo, forman con ellas macizos únicos y se presentan como derivadas de unos y otros tipos de focos magmáticos, y de las diferentes líneas de diferenciación (la completamente seca y la acuosa) se derivan características comunes geoquímicas y metalogénicas con las de los granitoides. Por ejemplo, las sienitas nefelínicas del macizo de Berdiaushk (capítulo 8), al igual que los granitoides del mismo macizo, representan derivados de un magma basáltico continental y por esto no presentan especificidades en metales raros, geoquímicas y metalogénicas, tan características de las nefelinas sieníticas que están relacionadas con los complejos de plataforma alcalino-hiperbasíticos, o producen formaciones independientes [10].
Por consiguiente, el mismo hecho de uno u otro grupo genético no constituye base suficiente para la individualización de las formaciones principales. A pesar de la claridad de esta situación, en la práctica del análisis formacional esto se viola frecuentemente.
Sobre todo, las mayores dificultades surgen en la tipización formacional de los gabros, que se presentan como rocas clave, formando asociaciones tanto con granitos como con hiperbasitas. La separación de los gabros en los grupos plutónico y volcano-intrusivo, evolutivamente relacionados uno con otro y asociados respectivamente con hiperbasitas y granitoides, permite incluir unas y otras rocas en una sola secuencia formacional, semejante a la que forman los complejos ofiolíticos. El número de tales secuencias evolutivas corresponde al número de magmas primarios. Toda la experiencia de la geología magmática y la petrología muestra que en el curso de existencia de la Tierra en sus núcleos se generan diversos tipos de magmas, responsables de toda la variedad de rocas magmáticas. Estos magmas son muchísimo menos numerosos que las asociaciones (formaciones) de rocas magmáticas que se obtienen en la práctica del análisis formacional [41]. Las secuencias evolutivas derivadas de estos pocos magmas, parte de las cuales se ha examinado más arriba, constituyen la base genética del análisis formacional, por esto su manifestación y tipización constituye la tarea actual de las investigaciones petrológicas.
6). Según las características del magmatismo, en el Ural y en otros eugeosinclinales se muestra la existencia de cuatro tipos de zonas: a) la zona de sutura, que se caracteríza por el desarrollo de complejos pareados hiperbasitico-basíticos, en los que las rocas de la secuencia magnésica hiperbasitagabro cambia a la serie clinopiroxenítica; b) Alóctona (conductos, canales) fémica para la cual es propio el magmatismo diferenciado barofóbico y barofílico en facies extrusiva e intrusiva; c) Alóctona (conductos, canales) siálico-fémica con sinformas superpuestas, (geosinclinales secundarios), en las que las series basálticas diferenciadas barofílicas se superponen a las formaciones de tipo orogénico, principalmente de composición tonalito-granodiorítica; d) las zonas orogénicas, correspóndientes en la estructura actual del Ural a los antiformes, en las cuales, a diferencia de los alóctonos (conductos, canales) siálico-fémicos, el magmatismo basáltico casi no se manifiesta y el orogénico presenta una
secuencia completa de formaciones, incluidas las graníticas.
Estos cuatro tipos de zonas constituyen la base del análisis regional tectónico y otros cinturones móviles semejantes, puesto que han sido separadas utilizando criterios magmáticos que reflejan las características primarias de la estructura en profundidad, las características del régimen endogénico en el tiempo de la actividad magmática.
7). Han sido establecidas algunas de las principales leyes del magmatismo eugeosinclinal. El magmatismo hiperbasitico-basítico de tipo ofiolítico presenta complejos pareados, el más temprano de los cuales está constituido por la frecuente tríada ofiolítica: hazburgitas o lerzholitas-gabrosbasaltos y el tardío por clinopiroxenitas-serie gabroica, a menudo con una alta alcalinidad.
Las formaciones que constituyen el magmatismo basáltico intrusivo en forma de series de gabro-granitoides están compuestas de tres complejos: el temprano gabroico, en el cual se incluyen los gabroides de tipo plutónico, el de gabro-granitoides y el de granitoides. Esta es la construcción tipo, a menudo claramente manifestada en las series barofóbicas, mientras que en las barofílicas predominan los complejos de gabro-granitoides polimodales, pero el temprano, gabroico, y el de granitoides se desarrollan debilmente.
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Sobre la relación genética de los gabros de los grupos plutónico y volcano-intrusivo...118
Capíulo Sexto. Piroxenitas................................................................................................................125
VOLUMEN IV...........................................................................................................................138
Parte Tercera
LAS ASOCIACIONES INTRUSIVAS
Capítulo Séptimo. Principales tipos de tendencias evolutivas de las basitas.......................139
Tendencia peridotita-gabro.....................................................................................................139
Tendencias evolutivas de las basitas.....................................................................................150
Capítulo Octavo. Series gabro-graníticas de los tipos barofóbico y barofílico....................154
Tipos de evolución magmática determinados por la presión...........................................156
Ejemplos de series de tipo barofóbico y barofílica..............................................................160
Sobre la coincidencia en las series magmáticas de los productos de la cristalización de magmas derivados de focos intermedios de diferente profundidad...............................................166
Naturaleza de la asociación de los granitoides con las sienitas nefelínicas....................169
Algunas causas que determinan las relaciones cuantitativas entre las granodioritas y los granitos......................................................................................................................................173
Sobre la interrelación de las tendencias evolutivas de las rocas magmáticas.................177
VOLUMEN V...........................................................................................................................182
Capítulo Noveno. Secuencias de formaciones magmáticas en diferentes zonas estructuroformacionales de los eugeosinclinales.........................................................................................183
Conclusión................................................................................................................................193
Bibliografía................................................................................................................................198
Índice..........................................................................................................................................208
