Texturas de las rocas ígneas Preguntas a considerar en este capítulo 1. ¿Qué texturas pueden producirse cuando el magma se enfría y cristaliza para formar las rocas ígneas? 2. ¿Qué variables físicas controlan el desarrollo de las texturas ígneas, y cómo lo hacen? 3. ¿Qué texturas de recristalización pueden aparecer cuando hay minerales ígneos formados a alta temperatura que se enfrían al aproximarse a condiciones casi superficiales? 4. ¿Cómo podemos tener un conocimiento retrospectivo a partir del conocimiento de la roca en el presente y utilizar las texturas que esta exhibe para interpretar la historia de su desarrollo?
La petrografía es la rama de la petrología que se dedica a la descripción y clasificación de las rocas. Usted ya debe estar familiarizado con la categorización y nombramiento de una roca ígnea, y, como actualmente el esquema de clasificación ha evolucionado tanto, la mayor parte de la petrografía moderna se encarga del estudio detallado de las rocas en sección delgada, utilizando el microscopio de luz polarizada (“petrográfico”). Las secciones delgadas se cortan a partir de muestras de roca, se cementan a láminas para uso en el microscopio, y se reducen hasta un espesor de 0,03 mm para que puedan transmitir la luz sin dificultad. Desde un punto de vista puramente descriptivo, una buena caracterización de una roca debe incluir la mineralogía, un nombre propio, y una descripción correcta de la textura de la roca tanto en muestra de mano como en secciones delgadas. Pero las texturas son mucho más importantes que meras ayudas descriptivas. La textura de una roca es el resultado de varios procesos que controlan la génesis de la roca y, junto con la mineralogía y la composición química, provee la información que podemos utilizar para interpretar el origen y la historia de la roca. Por tanto, es importante que seamos capaces de reconocer y describir las texturas de una roca y que comprendamos cómo se ha desarrollado. Por ejemplo, una textura entrelazada se produce por la cristalización a partir de un fundido y puede emplearse para inferir el origen ígneo de una roca. En este capítulo, exploraremos las texturas ígneas con más detalle, buscando descubrir qué mecanismos controlan dichas texturas, de modo que podamos usar criterios texturales para asistirnos en la comprensión de la historia de la cristalización (y quizá también algo de la historia de la post-cristalización) de una roca particular. He dispuesto un glosario de términos texturales al final de este capítulo, donde usted hallará las definiciones de los términos con los que podría tropezar. En algunas de estas referencias situadas al final del capítulo, usted también podrá ver excelentes fotografías a color y dibujos lineales (principalmente basados en secciones delgadas) que ilustrarán mejor muchas de las texturas. Las texturas que observe en una roca ígnea resultan de un conjunto de procesos que pueden agruparse en dos categorías principales. Las texturas primarias ocurren durante la
cristalización ígnea y se forman a partir de las interacciones entre los minerales y el fundido. Las texturas secundarias son alteraciones que tienen lugar después de que la roca está completamente en estado sólido. Lo que vendrá a continuación es una exposición general de cómo se desarrolla un conjunto de las texturas más habituales. Me concentraré en el estudio de secciones delgadas, pero igualmente muchas de las texturas descritas pueden reconocerse en muestras de mano.
1. TEXTURAS PRIMARIAS (INTERACCIONES CRISTAL/FUNDIDO) La formación y crecimiento de los cristales, bien a partir de un fundido o bien al interior de un medio sólido (crecimiento de minerales metamórficos) consta de tres procesos principales: (1) nucleación inicial del cristal, (2) crecimiento subsecuente del cristal, y (3) difusión de las especies químicas (y de calor) a través del medio circundante hacia la superficie del cristal en crecimiento y también desde esta. La nucleación es el paso inicial crítico en el desarrollo de un cristal. Los cristales iniciales muy pequeños tienen un valor elevado en la relación de área superficial/volumen y, como consecuencia, hay una gran proporción de iones sobre su superficie. Los iones superficiales poseen cargas sin balancear debido a que carecen de la red tridimensional completa alrededor de sí que pueda balancear la carga de los iones interiores. Como resultado, el cristal inicial ostenta una elevada energía superficial y, así, una baja estabilidad. Entonces, la reunión de algunos pocos iones compatibles en un fundido en enfriamiento tenderá a separarse espontáneamente, incluso a la temperatura de saturación, cuando las condiciones deberían ser idóneas para la cristalización de un mineral en particular. Bajo tales condiciones, la cristalización sería posible, pero la nucleación necesariamente requerida para aquella no lo sería. Antes de que ocurra la cristalización, debe formarse un “grupo embrionario” o “núcleo cristalino”, con el suficiente volumen interno de iones completamente enlazados para superar la inestabilidad relacionada con el factor de la superficie. Típicamente, esto requiere un grado de sobreenfriamiento (enfriamiento de un fundido por debajo de la verdadera temperatura de cristalización de un mineral) o de sobresaturación antes de que el número suficiente de iones para la estabilización se agrupe espontáneamente (“nucleación homogénea”). Alternativamente, puede haber una superficie cristalina preexistente: trátase de un “germen cristalino” del mismo mineral o de un mineral distinto que cuenta con una estructura similar que permite fácilmente la nucleación del nuevo mineral y su crecimiento (“nucleación heterogénea”). Para más detalles acerca de la cinética de la nucleación, consulte Dowty (1980a), Kirkpatrick (1981) y Cashman (1990). Múltiples estudios experimentales han indicado que los cristales con estructuras más simples tienden a nuclearse más fácilmente que aquellos con estructuras más complejas. Los óxidos (como la magnetita o la ilmenita) se nuclean de un modo más factible (con menor sobreenfriamiento) que el olivino, seguido del piroxeno, plagioclasa y feldespato alcalino, a medida que se complejiza la polimerización Si-O. Esto puede explicar por qué los óxidos usualmente son pequeños y numerosos, mientras que los feldespatos alcalinos crecen hasta ser más grandes, sin que importe aparentemente el grado de sobreenfriamiento.
El crecimiento del cristal implica la adición de iones a cristales o núcleos cristalinos que ya existen. En una estructura simple con una simetría elevada, las caras con una densidad alta de puntos del retículo ({100}, {110}) tienden a formarse de una manera más resaltante (“ley de Bravais”). Caras distintas también crecen a ritmos distintos. Como una generalización muy simplista, puede decirse que las caras de crecimiento rápido tienden a ser aquellas con espaciamientos interplanares más pequeños al interior del retículo (y estas caras tienen energías superficiales con valores elevados). Por ejemplo, si el espaciamiento a lo largo del eje c de la celda unitaria es especialmente pequeño, puede esperarse que el cristal sea elongado en la dirección del eje c. Las caras de crecimiento rápido tienden a crecer a su propio ritmo hasta desaparecer. En general, las caras con poca energía superficial serán más prevalentes. Cuando predominan las caras con poca energía por encima de las caras con energía elevada, la energía total del sistema es menor y, por ende, este es más estable. En los silicatos más complejos, esta tendencia puede ser sobrepasada por el crecimiento favorecido en direcciones mediante cadenas ininterrumpidas de enlaces fuertes. Así, los piroxenos y anfíboles tienden a elongarse en la dirección de las cadenas Si-O-Si-O, y las micas tienden a elongarse, con hábito laminar, en las direcciones de apilamiento de las láminas de silicatos. Los defectos como las dislocaciones tipo tornillo también pueden contribuir a la adición de nuevos iones a la cara en crecimiento, y las impurezas pueden inhibir el crecimiento en determinadas direcciones. La energía superficial en las diferentes caras de un cristal puede variar desproporcionadamente cuando las condiciones se modifican, de manera que la forma de un mineral particular puede variar de una roca a otra. Estudios más detallados del crecimiento de un cristal basado en los defectos cristalinos, la naturaleza de los elementos que constituyen el retículo, la naturaleza de la interfase cristal-fundido, y la coherencia estructural entre el fundido y las caras en crecimiento pueden hallarse en Kirkpatrick (1975, 1981), Dowty (1980a), Lofgren (1980) y Cashman (1990). En muchas situaciones, la composición de un cristal en crecimiento difiere considerablemente de la composición del fundido. Solo en sistemas químicos simples, como el agua-hielo, esto no es cierto. En el caso general, el crecimiento de un mineral incorpora sus constituyentes a partir del fundido adyacente y estos se agotan gradualmente en mayor proporción que los demás. Para que continúe el crecimiento, debe haber difusión de nuevo material a través del fundido, debe cruzar la zona de depleción y alcanzar la superficie del cristal. Adicionalmente, la formación de un cristal a partir de un fundido produce calor (el calor latente de cristalización, que es simplemente el opuesto del calor latente de fusión). Además, este calor debe poder difundirse desde el cristal hacia afuera, o la temperatura sobre la superficie en crecimiento sería demasiado elevada para que prosiga la cristalización. 1.1. Ritmos de nucleación, crecimiento y difusión Debido a que el desarrollo de un mineral abarca tres procesos principales, y no solo uno, los ritmos relativos tienen una considerable influencia sobre la textura final de la roca resultante. Advertiremos que, así como pasa con el eslabón más débil de una cadena, cualquiera que sea el ritmo más lento será el proceso determinante de los demás ritmos y ejercerá el mayor control sobre la cristalización. Aún hay un ritmo más que debemos mencionar: el ritmo de enfriamiento del magma. Si el ritmo de enfriamiento es muy lento, se mantiene el equilibrio o se le aproxima. Si el ritmo de enfriamiento es muy rápido, puede ocurrir un sobreenfriamiento
significativo dado que hay escaso tiempo para que la nucleación, el crecimiento y la difusión se mantengan al compás. El ritmo de enfriamiento es una importante variable de control externo que influencia los ritmos de los otros procesos formadores de cristales. Por ello, gran parte de la información textural que tratemos servirá para interpretar el ritmo de enfriamiento de una roca. Tanto los ritmos de la nucleación como del crecimiento del cristal dependen fuertemente de la magnitud del sobreenfriamiento del magma. Al inicio, el sobreenfriamiento eleva ambos ritmos, pero el enfriamiento posterior disminuye la cinética e incrementa la viscosidad, con lo que los ritmos decrecen. Como se ilustra en la Figura 1, el máximo ritmo de crecimiento se presenta generalmente a una temperatura más alta que el del máximo ritmo de nucleación porque es más sencillo añadir un átomo con una energía cinética elevada a un retículo cristalino ya existente, que ocurrir la oportunidad de que muchos de aquellos átomos formen al instante un grupo embrionario. Un progresivo sobreenfriamiento inhibe el crecimiento del cristal porque los átomos tienen que difundirse una mayor distancia para sumarse a los pocos cristales que existen, y es más fácil que los átomos ralentizados se nucleen en grupos locales que tales átomos se muevan una mayor distancia.
Figura 1. Ritmos idealizados de nucleación y de crecimiento de los cristales como función de la temperatura por debajo del punto de fusión. Un enfriamiento lento provoca solo un sobreenfriamiento mínimo (Ta), de modo que el crecimiento rápido y la nucleación lenta producen pocos cristales de grano grueso. Un enfriamiento rápido permite un mayor sobreenfriamiento (Tb) y así el crecimiento lento y la nucleación rápida producen muchos cristales de grano fino. Un enfriamiento muy rápido implica una nucleación o un crecimiento escasos o nulos (Tc) y origina un vidrio.
Podemos valernos de la Figura 1 para entender por qué el ritmo de enfriamiento afecta tan profundamente el tamaño de grano de una roca. Según lo visualizado en la Figura 1, el “sobreenfriamiento” es el grado en que la temperatura desciende por debajo del punto de fusión (que, por supuesto, también es la temperatura de cristalización cuando hay un proceso de enfriamiento) antes de que ocurra la cristalización. Por ejemplo, si el ritmo de enfriamiento es lento, solo será posible un ligero sobreenfriamiento (por ejemplo, en la temperatura T a en la Figura 1). A esta temperatura, el ritmo de nucleación es muy lento, y el ritmo de crecimiento es elevado. Con esto, se forman menos cristales, y estos crecen hasta tamaños grandes, con que resulta la textura de grano grueso habitual entre las rocas plutónicas de lento enfriamiento. Por otro lado, las rocas que se enfrían rápidamente pueden sobreenfriarse significativamente antes del inicio de la cristalización. Si las rocas se sobreenfrían hasta T b en la Figura 1, el ritmo de nucleación excede al ritmo de crecimiento, y se forman muchos cristales pequeños, y así se genera la textura de grano muy fino de las rocas volcánicas. Los ritmos de sobreenfriamiento demasiado elevados (T c en la Figura 1) pueden ocasionar ritmos de nucleación y de crecimiento despreciables, por lo que el líquido se solidifica en vidrio con muy escasos cristales o ninguno. El enfriamiento en dos etapas puede crear una distribución bimodal de tamaños de grano. Un enfriamiento lento seguido por un enfriamiento rápido es la única secuencia plausible y puede ocurrir cuando la cristalización inicia en la cámara magmática, y la sucede la apertura de un conducto y la migración del magma hacia la superficie. Al comienzo, el magma estaría solo ligeramente sobreenfriado, y se formarían algunos cristales grandes, a los que seguiría un vulcanismo y unos cristales más finos. Cuando hay una distribución bimodal diferenciada en el tamaño de grano, con un tamaño considerablemente más grande que el otro, la textura se llama porfirítica. Los cristales mayores se denominan fenocristales, y los más finos que rodean a aquellos se denominan matriz. De acuerdo al tamaño de grano de la matriz, una roca porfirítica se considera plutónica o volcánica. Si los fenocristales se presentan en una matriz vítrea, la textura se llama vitrofírica. Si los fenocristales contienen numerosas inclusiones de otro mineral al que rodearon cuando aquellos crecían, la textura será poikilítica. El cristal hospedante puede llamarse un oikocristal. El ritmo de crecimiento de un cristal depende de la energía superficial de las caras y del ritmo de difusión. Considerando un ritmo de enfriamiento constante, usualmente los cristales más grandes serán los que tengan más abastecimiento de componentes o la difusión más rápida de los mismos. El ritmo de difusión de una especie química es más rápido a altas temperaturas y en un material con poca viscosidad. Así, el ritmo de difusión es lento en los fundidos viscosos con mucha polimerización (normalmente, estos fundidos son ricos en sílice y también tienden a ser más fríos que los fundidos máficos). Los iones de tamaño y carga pequeños se difunden mejor, en tanto que los complejos muy polimerizados se difunden escasamente. En general, la difusión en un fluido es mejor que en un vidrio, y es mejor en un vidrio que en los sólidos cristalinos. El H 2 O baja notoriamente el grado de polimerización de un magma, causando una mejora de la difusión. Los álcalis provocan un efecto similar, aunque menos extremo. El tamaño de grano muy grueso que se observa en muchas pegmatitas puede atribuirse con mayor razón a la elevada movilidad de las especies en el fundido rico en H 2 O desde el que cristalizan las pegmatitas, que a un enfriamiento considerablemente lento.
Los ritmos de nucleación y de crecimiento varían con la energía superficial de los minerales y de las caras implicadas, el grado de sobreenfriamiento y la estructura cristalina. Estos valores pueden ser diferentes en minerales distintos, incluso en el mismo magma. Distintos minerales pueden sobreenfriarse en distinta magnitud debido a que el punto de fusión en la Figura 1 es específico para cada mineral. Los minerales se desarrollan secuencialmente en un magma en enfriamiento a medida que se alcanza progresivamente el punto de fusión de cada mineral. Con ello, la temperatura puede ser inferior a la del punto de fusión de un mineral (sobreenfriado) y superior a la de otro. Pueden formarse muchos núcleos estables de un mineral, mientras solo se generan algunos cuantos de otro mineral, con que resultan numerosos cristales pequeños del primero y pocos cristales más grandes del segundo. Entonces, la noción extendida de que los cristales grandes en una roca porfirítica debieron formarse primero o en un ambiente de lento enfriamiento no es del todo válida. La pérdida repentina de una fase del fluido rica en H 2 O en el fundido elevaría rápidamente la temperatura de cristalización y podría producir una textura porfirítica en ciertas rocas plutónicas. Cuando el ritmo de difusión no es el ritmo limitante (el ritmo más lento), los cristales que crecen libremente y sin dificultades en un fundido tenderán a ser euhedrales y apreciablemente facetados. Las distintas caras cristalinas poseen diferentes ambientes atómicos y energías superficiales. Como se expresó más arriba, las caras con baja energía superficial generalmente serán más estables y surgirán cuando crecen libremente en un líquido; otros factores pueden influenciar los ritmos de crecimiento en determinadas direcciones, con un efecto considerable sobre las formas cristalinas. Cuando el ritmo de difusión es más lento que el ritmo de crecimiento (como en las lavas con un sobreenfriamiento sustancial, ya sea por un enfriamiento repentino o “sofocación”), los cristales adoptan una forma radiada, o semejante a las ramificaciones arbóreas, que se denomina dendrítica (Figura 2). Cuando la difusión es más lenta que el crecimiento, se genera una zona de líquido empobrecido en la interfase cristal-líquido, como se describió anteriormente. Algunos piensan que los cristales se prolongan en forma de bucles delgados más allá de la zona para alcanzar un aporte de los elementos apropiados o un fundido más frío. Otros sugieren que las perturbaciones en la forma superficial que tienden a hacerla dendrítica ayudan a eliminar el incremento local de calor que acompaña la cristalización. Quizá ambos procesos contribuyen al crecimiento dendrítico o esferulítico.
Figura 2. Imagen electrónica de retrodispersión de una “pahoehoe azulada con abundante vidrio”, colada de lava de Kalapana de 1996, Hawaii. El brillo es proporcional con respecto a la capacidad para retrodispersión y, por ende, con respecto al número atómico promedio. Los minerales negros son plagioclasa félsica, y los grises son máficos. (a) Grandes fenocristales de olivino con formación de esquinas redondeadas, con listones similares de plagioclasa y grupos de augita plumosa que se nuclea en la plagioclasa. Magnificación ca. 400x. (b) Magnificación ca. 2000x de cristales plumosos de augita que sufrieron un enfriamiento repentino, nucleándose en la plagioclasa (negra) y creciendo dendríticamente hacia fuera. La augita se nuclea en la plagioclasa en vez de hacerlo en los fenocristales preexistentes de augita, probablemente porque la plagioclasa empobrece el líquido adyacente en Ca, Al y Si, causando un enriquecimiento local en componentes máficos. Fotografías tomadas con la ayuda de Jack Rice, Kathy Cashman y Michael Schaeffer, Universidad de Oregon.
Cuando las lavas ultramáficas, como las komatiítas precámbricas, se enfrían repentinamente pueden desarrollar cristales de olivino espectacularmente elongados, en ocasiones de hasta 1 m de largo, y se les conoce como textura spinifex. El tamaño inusual puede deberse al rápido crecimiento de una estructura simple de olivino en un magma de muy baja viscosidad, y no por un rápido enfriamiento. También se han reconocido piroxenos spinifex de más de 5 cm de largo.
Figura 3. (a) El volumen de líquido (sombreado) disponible en un borde o una esquina del cristal es mayor que el volumen disponible para un lado. (b) El volumen de líquido disponible en el extremo de un cristal fino y alargado es aún mayor. Según Shelley (1993).
Figura 4. (a) Fenocristal esquelético de olivino con un crecimiento rápido en los bordes que envuelven al fundido en los extremos, Taupo, Nueva Zelanda. (b) Plagioclasa “cola de golondrina” en traquita, Remarkable Dyke, Nueva Zelanda. La amplitud de ambos campos es ca. 0,2 mm. Tomado de Shelley (1993).
Las esquinas y los bordes de los cristales tienen un volumen mayor de líquido adyacente del que toman sus componentes (o disipan su calor de cristalización) que las caras del cristal (Figura 3). Además, las esquinas y los bordes cuentan con una mayor proporción de enlaces sin llenar que las caras durante el enfriamiento repentino. Cuando esto ocurre, las formas resultantes se conocen como cristales esqueléticos. En algunas oportunidades, las esquinas que se han dilatado pueden juntarse para encerrar sacos de fundido en las caras que crecen más lentamente (Figura 4a). Las esquinas de una plagioclasa que se ha enfriado repentinamente tienden a crecer más derechas, creando una forma característica de cola de golondrina (Figuras 2a y 4b). Por supuesto, cualquier cambio del líquido o de los cristales la rehomogeniza y reduce los efectos limitantes de la difusión lenta. 1.2. Nucleación en lugares favorecidos La epitaxis es el término general para describir la nucleación favorecida de un mineral en otro mineral preexistente, con lo que aquel evita los problemas asociados con la nucleación lenta. Un requisito para el crecimiento epitaxial es la similitud de las estructuras cristalinas del sustrato mineral y de la nueva fase. Los constituyentes atómicos del nuevo mineral encontrarán nuevas ubicaciones favorables para acumularse, y se originará un núcleo estable. Un ejemplo común es el crecimiento de sillimanita en biotita o muscovita en las rocas metamórficas, en vez de ser un reemplazamiento directo de los cristales presentes de su polimorfo cianita. Las estructuras Si-Al-O tanto en la sillimanita como en las micas son similares en su geometría y longitud de enlace, por lo que la sillimanita (que tiene una pobre nucleación) tiende a formarse en áreas de concentración de micas. La textura rapakivi (Rämö y Haapala, 1995) involucra un sobrecrecimiento de plagioclasa en ortoclasa, y ocurre en ciertos granitos donde la plagioclasa se forma preferentemente en el feldespato alcalino que tiene una estructura semejante, en vez de nuclearse por su cuenta. También puede generarse un núcleo cristalino de modo epitaxial en una orientación de macla sobre un grano preexistente del mismo mineral, provocando la formación de maclas de crecimiento. La textura esferulítica en las rocas volcánicas silíceas consta de agujas de cuarzo y de feldespato alcalino que crecen radialmente desde un centro común. Esta textura y la variolítica de listones radiados de plagioclasa que se halla en algunos basaltos, probablemente resultan de la nucleación de cristales tardíos sobre los primeros núcleos que aparecieron. Se considera que ambos casos se producen durante la desvitrificación del vidrio, como se ampliará en la Sección 2. La nucleación de minerales en las paredes de un dique (o incluso de vesículas) también es habitual. El crecimiento de cristales elongados (generalmente cuarzo), con ejes c normales a las paredes de la veta, ocasiona una estructura denominada estructura de peine porque las columnas paralelas se asemejan a los dientes de un peine. La textura crescumulada es similar y alude al crecimiento paralelo de cristales de olivino, piroxeno, feldespato o cuarzo, elongados y en conjuntos que no están en equilibrio, que parecen nuclearse sobre una pared o capa y que pueden crecer hasta varios centímetros de longitud. La textura crescumulada típicamente ocurre en plutones máficos estratificados (donde pueden aparecer en múltiples capas) y en los márgenes de los granitos. 1.3. Zonación composicional
La zonación composicional es común y ocurre cuando un mineral cambia de composición mientras crece durante el enfriamiento. La composición de la mayoría de minerales que son soluciones sólidas y que están en equilibrio con otros minerales o con un líquido depende de la temperatura. En este capítulo no se exploran las razones de esto. Petrográficamente, la zonación composicional solo se observa cuando el color (Figura 5a), la birrefringencia o la posición de extinción varían con la composición. En el caso de la plagioclasa, el ángulo de extinción depende en buena medida de la composición, y las variaciones composicionales se muestran como bandas concéntricas de brillo diferenciado bajo la luz con polarizadores cruzados (Figura 5b). Si se mantiene el equilibrio entre el cristal y el fundido, la composición del mineral se ajustará según la temperatura en descenso, produciendo un cristal composicionalmente homogéneo. Por otro lado, la zonación química ocurre cuando no se mantiene el equilibrio y un borde con la nueva composición se agrega alrededor de la más antigua. El reequilibrio composicional de la plagioclasa requiere de un intercambio Si-Al, y este es complicado por la fuerza de los enlaces Si-O y Al-O. En añadidura, la difusión del Al es lenta. Consecuentemente, la zonación en la plagioclasa es muy común.
Figura 5. (a) Fenocristal de hornblenda zonada composicionalmente, con una variación de color pronunciada visible en luz polarizada plana. La amplitud de campo es 1 mm. (b) Plagioclasa zonada maclada según la ley de Carlsbad. Andesita, Crater Lake, Oregon. La amplitud de campo es 0,3 mm.
La composición de la plagioclasa que está en equilibrio con un fundido se enriquece en Na a medida que desciende la temperatura. Así, se espera que la zonación al enfriar una plagioclasa ígnea sea desde un núcleo más rico en anortita hacia un borde más rico en albita. Este tipo de zonación se denomina zonación normal. Es frecuente en las rocas ígneas, aunque típicamente es interrumpida por inversiones. La zonación invertida es la opuesta a la zonación normal, con una zona interior más sódica y una exterior más cálcica. Es común en la plagioclasa metamórfica, donde el crecimiento va junto a un aumento de temperatura. Excepcionalmente, la zonación invertida es una tendencia a largo plazo en la plagioclasa ígnea; en cambio, típicamente es un evento de corto plazo donde contribuye a inversiones localizadas dentro de un proceso de zonación oscilatoria. La zonación oscilatoria es el tipo más común de zonación en la plagioclasa porque un descenso regular en el contenido de An raramente domina todo el periodo de cristalización. La muestra presentada en la Figura 5b es oscilatoria, y la Figura 6 exhibe ciertos perfiles típicos de zonación oscilatoria, que se extienden desde los núcleos hasta los bordes de las plagioclasas. Los cambios abruptos en la zonación, como la inversión en la Figura 6a, requieren de cambios abruptos en las condiciones de la cámara magmática. La mayoría de petrólogos sostienen que este cambio lo causa la inyección de un magma más caliente y más joven al interior de una cámara en proceso de enfriamiento y de cristalización. Un argumento a favor es la ocurrencia habitual de siluetas con esquinas redondeadas corroídas o refundidas en el borde de un cristal, estructuras que acompañan muchas inversiones. Las oscilaciones más graduales que se ilustran en la Figura 6b tienen más posibilidades de aparecer a partir de una depleción y de un reenriquecimiento dependientes de la difusión en la zona líquida adyacente al cristal en crecimiento en una cámara magmática no perturbada. Los componentes disminuidos podrían ser la molécula de anortita o un constituyente como el H 2 O que baje el punto de fusión, de manera que se modifique la composición en equilibrio de la plagioclasa (Loomis, 1982).
Figura 6. Ejemplos esquemáticos de los perfiles de zonación de la plagioclasa determinados por análisis puntuales con una microsonda. (a) Inversiones notorias repetidas que se atribuyen a la mezcla de magmas, seguida por incrementos normales de enfriamiento. (b) Oscilaciones más pequeñas e irregulares causadas por la cristalización por un desequilibrio local. (c) Oscilaciones complejas debidas a las combinaciones de mezcla de magmas y de desequilibrio local. Tomado de Shelley (1993). Muchos otros minerales no ostentan la clara zonación de la plagioclasa. Esto puede deberse a que simplemente la zonación es menos notoria en una sección delgada, ya que podría no afectar el color o la extinción. Aparentemente, la mayoría de minerales mantiene un equilibrio con el fundido porque el intercambio de iones no conlleva a una ruptura de los fuertes enlaces Si-Al-O. El intercambio Fe-Mg es más sencillo que el Al-Si porque los primeros elementos se difunden con mayor soltura. El análisis por microsonda, sin embargo, revela una zonación química en muchos minerales ígneos y metamórficos. Hay un mapa de distribución de elementos del granate a colores (cortesía de Jack Rice, Universidad de Oregon) en la contratapa del libro. 1.4. Secuencia de cristalización Como norma, los cristales de formación temprana en los fundidos que no se han sobreenfriado demasiado están completamente rodeados de líquido y se desarrollan como cristales euhedrales, limitados en todos sus lados por caras cristalinas. A medida que se empiezan a generar más cristales y a llenar la cámara magmática, inevitablemente los cristales se pondrán en contacto uno con otro. La interferencia mutua resultante impide el desarrollo de caras cristalinas, y se forman cristales subhedrales o anhedrales. En algunos casos, puede inferirse la secuencia de cristalización de los minerales a partir de estas interferencias. Los primeros
minerales tienden a poseer formas más definidas, mientras que los últimos son intersticiales, rellenando los espacios entre los de origen temprano (Figura 7). Los fenocristales en una matriz afanítica típicamente son euhedrales y esto significa que se forman al inicio de la secuencia. Algunos minerales con zonación composicional pueden manifestar núcleos euhedrales que se constituyeron cuando los cristales estaban suspendidos en el fundido, y bordes anhedrales que se crearon cuando los cristales ya estaban en estrecho contacto unos con otros (ver Figura 14c).
Figura 7. Piroxeno euhedral de formación temprana con plagioclasa intersticial tardía (maclas horizonales). Stillwater Complex, Montana. La amplitud de campo es 5 mm. Desafortunadamente, el principio simple de que un cristal que se moldea para conformarse a la forma de otro debe haber cristalizado después no es tan confiable como quisiéramos. Si un cristal crecerá con caras bien desarrolladas o no lo hará depende en buena medida de la energía superficial de las caras. Los minerales con muy baja energía superficial pueden formar cristales euhedrales incluso en rocas metamórficas, donde todos los cristales en crecimiento necesariamente están en contacto con granos vecinos. El granate y la estaurolita, por ejemplo, son casi siempre euhedrales en los esquistos pelíticos. Igualmente, los minerales accesorios de rocas ígneas como el zircón, el apatito y la titanita, tienden a ser euhedrales, aunque comúnmente se generan durante las últimas etapas de la cristalización. Los petrólogos metamórficos han advertido una tendencia hacia el euhedralismo que disminuye conforme aumenta la polimerización Si-O. Por tanto, el olivino y los piroxenos se inclinarían a ser más euhedrales que el cuarzo o los feldespatos. Aún más, Flood y Vernon (1988) notaron que, si bien ciertamente existe una secuencia de formación de los minerales, hay numerosos traslapes, y la mayor parte de la cristalización se produce por cristalización simultánea de diversos tipos de mineral. Entonces, las relaciones de amoldamiento se producen después de que la mayoría de minerales inician su cristalización, si es que no todos. Cuando el crecimiento es simultáneo, la energía superficial relativa de minerales que se interfieren mutuamente puede influir considerantemente sobre la opción de qué mineral desarrolla buenas caras cristalinas y qué mineral se amolda al otro. Hunter (1987) demostró que, aunque los cristales suspendidos en un fundido tienden a formar granos euhedrales, cuando se ponen en contacto unos con otros, son propensos a disolverse en las áreas de mucha curvatura superficial (bordes
intercaras) y a cristalizarse en áreas de poca curvatura, por lo que se vuelven más redondeados. Luego, a excepción de los minerales con muy baja energía superficial, los cristales euhedrales deberían escasear en los casos en que hay cristalización simultánea. Con frecuencia, los geólogos consideran el tamaño de grano como otro indicador de la secuencia de cristalización. En las rocas volcánicas porfiríticas, normalmente se considera que los grandes fenocristales se formaron antes de las fases de formación de la matriz. Si bien esto es cierto de modo extendido, el tamaño de grano depende de los ritmos de la nucleación y del crecimiento del cristal, como se explicó más arriba, y determinados minerales de la matriz pudieron formarse más temprano, si cuentan con una rápida nucleación y un ritmo de crecimiento más lento que los de los fenocristales. Por ejemplo, se cree que los grandes megacristales euhedrales de feldespato-K que se hallan en muchas rocas graníticas se forman tardía, y no tempranamente, dentro de la secuencia de cristalización. Otro indicador de la secuencia se basa en las relaciones de las inclusiones. Las inclusiones ígneas deben haberse formado en una etapa más temprana que el cristal hospedante que las envolvió. No obstante, uno debe estar alerta de que una sección delgada es un corte bidimensional que atraviesa una roca tridimensional, y un mineral que aparenta estar rodeado por otro podría estar penetrándolo desde arriba del plano de la sección o desde abajo del mismo. Uno debe advertir si un mineral está incluido consistentemente dentro de otro a lo largo de la sección antes de concluir que verdaderamente se trata de una inclusión. En el caso de los megacristales de feldespato-K que se mencionaron anteriormente, que son comúnmente poikilíticos, las numerosas inclusiones de otros minerales al interior de aquellos se interpretan como indicadores importantes de su formación tardía, prevaleciendo sobre los argumentos que apoyan la formación temprana de los megacristales basados en su tamaño de grano. Pero aun cuando un mineral esté consistentemente incluido en otro, esto no es siempre una evidencia inequívoca de que la fase incluida dejó de cristalizar antes de que comenzara la cristalización del cristal hospedante. Por ejemplo, la textura ofítica (Figura 8) se refiere al envolvimiento de listones de plagioclasa por parte de clinopiroxenos de mayor tamaño, y normalmente se interpreta como indicador de que el clinopiroxeno se formó posteriormente. Empero, McBirney y Noyes (1979) notaron un caso en la intrusión de Skaergärd, en Groenlandia, en que el tamaño de las inclusiones de plagioclasa se incrementa sostenidamente desde el núcleo de clinopiroxeno hacia el borde. Esto sugiere que la plagioclasa y el clinopiroxeno cristalizaron simultáneamente. El clinopiroxeno se nucleó con menor facilidad, por lo que se crearon menos cristales, y estos crecieron más rápido y envolvieron a las plagioclasas, más numerosas y más pequeñas. Los granos posteriores de plagioclasa que se fueron incluyendo con dirección hacia el borde del cristal hospedante tuvieron mayor tiempo para crecer, por lo que se desarrollaron más.
Figura 8. Textura ofítica. Un solo cristal de piroxeno envuelve varios listones bien desarrollados de plagioclasa. La amplitud de campo es 1 mm.
Flood y Vernon (1988) concluyeron que los criterios clásicos para determinar la secuencia de cristalización no son completamente satisfactorios. Probablemente las inclusiones sean el criterio más confiable. Los casos en que un mineral forma un borde alrededor de otro, o en que un mineral está incluido solo en las áreas centrales de otro mineral, proveen la evidencia más poderosa para entender que un mineral cesó de cristalizar antes de que el otro se genere (o por lo menos antes de que el otro deje de cristalizarse). Que un mineral ocurra comúnmente como inclusiones dentro de otro, y no viceversa, implica fuertemente, si bien no es una prueba, que el mineral incluido cristalizó anteriormente. Vernon (2004; ver Sección 6) provee un buen resumen de criterios texturales y de la secuencia de cristalización en las rocas ígneas. Aunque puede parecer difícil establecer inequívocamente que un mineral se formó por completo antes de otro, algunas texturas revelan un testimonio claro del caso opuesto: el crecimiento simultáneo de los minerales. La textura ofítica en que hay una plagioclasa y un clinopiroxeno simultáneos, descrito por McBirney y Noyes (1979), que se citó más arriba, es un ejemplo. En ciertos sistemas graníticos superficiales y ricos en H 2 O, puede formarse un solo feldespato alcalino. Si se pierde repentinamente H 2 O, el punto de fusión se elevará rápidamente, con que resultará un sobreenfriamiento (aun a temperatura constante) y una rápida cristalización simultánea de feldespato alcalino y de cuarzo. Bajo tales condiciones, los dos minerales no tienen tiempo para generar cristales independientes, sino que producen un intercrecimiento de intrincadas formas esqueléticas, llamada textura granofírica (Figura 9a). Una roca en que predomina esta textura se denomina granófiro. El intercrecimiento puede nuclearse de manera epitaxial sobre fenocristales o paredes de vetillas. La textura granofírica se asemeja a varillas de cuarzo ramificadas dispuestas en un solo cristal de feldespato. Las varillas de cuarzo llegan a la posición de extinción al mismo tiempo, indicando que todas son parte de un mismo cristal mayor. Una variación más gruesa de la textura granofírica se conoce como gráfica, donde la naturaleza cuneiforme de las varillas de cuarzo en el feldespato hospedante se observa claramente en muestras de mano (Figura 9b).
Figura 9. (a) Textura granofírica de intercrecimiento de cuarzo-feldespato alcalino en los bordes de un dique de 1 cm. Granito. Golden Horn, Washington. La amplitud de campo es 1 mm. (b) Textura gráfica: un solo cristal de cuarzo cuneiforme (más oscuro) intercrecido con feldespato alcalino (más claro). Laramie Range, Wyoming. 1.5. Reacción magmática y reabsorción Hay unos sistemas en que los primeros cristales reaccionan con el fundido a medida que se produce la cristalización. Un ejemplo destacado es la reacción del olivino para formar piroxeno en el sistema SiO 2 -Mg 2 SiO 4 . La Figura 10 ilustra un fenocristal de olivino encubierto por ortopiroxeno, generado por la interfase olivino-fundido mediante la reacción mencionada. Otras reacciones pueden resultar del descenso de la presión cuando el magma se aproxima rápidamente a la superficie o de la mezcla de magmas o de otros cambios composicionales. Otro tipo normal de reacción ocurre cuando un magma hidratado alcanza la superficie, donde una repentina pérdida de presión puede liberar los volátiles y causar que los fenocristales hidratados, como la hornblenda y la biotita, se deshidraten y oxiden, desarrollando finos bordes de óxidos de hierro y piroxenos (Figura 11c).
Figura 10. Olivino encubierto por ortopiroxeno bajo luz polarizada plana (a) y nícoles cruzados (b), donde el olivino está en extinción y los piroxenos resaltan claramente. Andesita basáltica. Mt. McLoughlin, Oregon. La amplitud de campo es ~ 5 mm.
Figura 11. (a) Textura de malla en un conjunto cumulofírico de fenocristales de plagioclasa. Note que el borde del conjunto, de formación posterior, no presenta la malla. Andesita, Mt. McLoughlin, Oregon. La amplitud de campo es 1 mm. (b) Fenocristal de olivino reabsorbido y con formación de esquinas redondeadas. La amplitud de campo es 0,3 mm. (c) Fenocristal de hornblenda en proceso de deshidratación a óxidos de Fe y piroxeno, debido al relevo de presión cuando ocurrió la erupción de la andesita. Crater Lake, Oregon. La amplitud de campo es 1 mm. Reabsorción es el término para referirse a la refusión o disolución de un mineral de vuelta al fundido o a la solución del que aquel se formó. Comúnmente, los cristales reabsorbidos tienen esquinas redondeadas o con apariencia de bahías. Algunos piensan que la textura de malla (Figura 11a), o las siluetas con esquinas redondeadas profundas e irregulares (Figura 11b), se deben a una reabsorción avanzada, pero otros sostienen que es más probable que resulten de un rápido crecimiento que envuelve al fundido, causado por el sobreenfriamiento (Figura 4a). 1.6. Movimiento diferenciado de los cristales y del fundido El flujo al interior de un fundido puede motivar un alineamiento de minerales elongados o tabulares, produciendo texturas minerales foliadas (planares) o alineadas. Si los microlitos con forma de listones (típicamente plagioclasa) en una roca volcánica se alinean notoriamente (comúnmente al fluir alrededor de fenocristales), la textura se denomina traquítica (Figura
12a). Los microlitos dispuestos al azar o no alineados se llaman pilotaxítica o afieltrada (Figura 12b). La mezcla de dos líquidos magmáticos (bien en una cámara o bien como flujos) puede crear un bandeado de flujo (capas alternadas de diferente composición, Figura 13). Asimismo, el bandeado y el alineamiento de minerales pueden originarse por un flujo cercano a las paredes de la cámara magmática.
Figura 12. (a) Textura traquítica donde los microfenocristales de plagioclasa están alineados debido al flujo. Note el flujo alrededor del del fenocristal (P). Traquita, Alemania. La amplitud de campo es 1 mm. Tomado de MacKenzie et al. (1982) (b) Textura afieltrada o pilotaxítica en que los microfenocristales están orientados al azar. Andesita basáltica. Mt. McLoughlin, Oregon. La amplitud de campo es 7 mm.
Figura 13. Bandeado de flujo en andesita. Mt. Rainier, Washington. Los fenocristales suspendidos pueden agruparse y adherirse por la tensión superficial, mediante un proceso conocido como sinneusis (Vance, 1969). La sinneusis sería el mecanismo principal para la producción de maclas de crecimiento ya que la orientación de macla sería una orientación energéticamente favorable para que dos cristales del mismo mineral se adhieran uno al otro. Los conjuntos de múltiples granos de fenocristales adheridos se llaman textura cumulofírica. Si los conjuntos son esencialmente de un solo mineral, algunos petrólogos la designan textura glomeroporfirítica. 1.7. Texturas cumuladas La textura cumulada es una marca distintiva de estas fascinantes rocas (aunque no se restrinja a estas). De momento, evitaremos la pregunta compleja de cómo se acumulan los cristales. Baste decir que, históricamente, se ha considerado que los cristales se acumulan al hundirse o al flotar debido a los contrastes de densidad con el líquido. En un caso ideal, los cristales de un solo mineral que se formaron más temprano se acumulan (de alguna manera) hasta hallarse en contacto mutuo, con el líquido remanente ocupando los espacios intersticiales entre los cristales (Figuras 7 y 14a). No obstante, el contacto mutuo no es un requerimiento obligatorio para crear una textura cumulada, y bastará una aproximación muy cercana. Los principales tipos de acumulaciones se distinguen de acuerdo a la magnitud en que los primeros cristales, una vez que se acumularon, crecen antes de la solidificación final del líquido intersticial. Sería inusual que el líquido intersticial tuviera la misma composición que los cristales acumulados, pues la mayoría de magmas son químicamente más complejos que cualquier mineral en particular. Entonces, si el líquido prácticamente cristaliza en un único sitio, sin que ocurra un intercambio con la reserva mayor de magma al interior de la cámara, debe producir algo del mineral inicial (se toma como plagioclasa en la Figura 14, pero puede ser olivino, piroxeno, cromita, etc.) además de cualesquiera otros minerales de los que constituyen el magma intersticial en conjunto. Puede ocurrir un moderado crecimiento adicional de los primeros minerales, junto a la formación de otros minerales, de génesis tardía, en los espacios intersticiales. El resultado es la textura ortocumulada (Figura 14b).
Figura 14. Desarrollo de texturas cumuladas (con la plagioclasa como ejemplo). (a) Los cristales se acumulan por asentamiento o simplemente se forman y se acomodan próximos a los márgenes de la cámara magmática. En este caso, los cristales de plagioclasa (blanco) se acumulan en mutuo contacto, y un líquido en el intercúmulo (gris) rellena los intersticios. (b) Ortocumulada: el líquido del intercúmulo cristaliza para formar bordes adicionales de plagioclasa junto a otras fases en el volumen intersticial (oscuro). Hay poco o ningún intercambio entre el líquido del intercúmulo y la cámara principal. (c) Adcumulada: Un sistema abierto de intercambio entre el líquido del intercúmulo y la cámara principal (además de la compactación de la pila cumulada) permite que escapen componentes que, de otro modo, crearían minerales adicionales en el intercúmulo, y la plagioclasa rellena la mayor parte del espacio libre. (d) Heteradcumulada: El líquido del intercúmulo cristaliza para generar bordes adicionales de plagioclasa junto a otros minerales grandes (en trama y sombrados) que se nuclean pobremente y envuelven poikilíticamente las plagioclasas. Siguiendo a Wager y Brown (1967). Si el líquido intersticial puede escapar e intercambiar material (por medio de la difusión y/o convección) con el líquido de la cámara principal, los minerales de formación temprana que se han acumulado pueden continuar creciendo como componentes expulsados durante el escape del líquido intersticial. Como consecuencia se tiene una textura adcumulada (Figura 14c): una acumulación casi monominerálica quizá con algunos otros minerales atrapados en los últimos puntos intersticiales. Hunter (1987) concluyó que la compactación y expulsión de parte del líquido del intercúmulo debe acompañar la formación de texturas adcumuladas, pues esta textura puede apreciarse en áreas bastante distantes del resto del fundido como para que el material se difunda a través de la limitada porosidad asociada con el crecimiento durante las últimas etapas. También estableció que el equilibrio textural, que aparece como una textura poligonal (ver el mosaico poligonal en la Figura 17) puede alcanzarse o mantenerse mientras
los granos cambian de forma durante el crecimiento y la compactación tardíos. Si esto es así, dicho reajuste de formas minerales en contacto unas con otras y con el fundido es un importante argumento para la discusión sostenida más arriba acerca de la secuencia de cristalización y del moldeamiento de un cristal para acomodarse a otro. Hunter (1987) también describió que los ángulos diedros entre los minerales en contacto y las últimas etapas del fundido atrapadas en los bordes limitantes de los minerales son características casi constantes en las texturas adcumuladas. Sostiene que a medida que los cristales crecen y se interfieren, las propiedades de las que depende la energía superficial (y, por ello, los ángulos diedros) controlan la forma de los últimos sacos de líquido, y se preservan pocas terminaciones euhedrales. Con ello, los primeros minerales euhedrales no predominarán en las texturas finales de las rocas plutónicas. Si los minerales tardíos poseen un ritmo de nucleación lento, pueden envolver los granos de los cúmulos, como se describió en la Sección 1.4. Esta es la textura poikilítica, pero el oikocristal hospedante puede ser tan grande e intersticial en ocasiones que sería difícil reconocerlo como tal en el área pequeña de una sección delgada. Un oikocristal grande también requiere de un intercambio entre el líquido intersticial y la reserva principal de magma para poder proveerse de los componentes suficientes y para disponer de los componentes en exceso que conducirían a la formación de otros minerales. Por eso se considera que es un tipo de fenómeno de adcumulación y se denomina textura heteradcumulada (Figura 14d). Finalmente, la textura mesocumulada es un término para aquellas texturas cumuladas que son un intermedio entre la ortocumulada y la adcumulada. 1.8. Maclado primario Una macla es un intercrecimiento de dos o más orientaciones del mismo mineral que presenta cierta relación cristalográfica especial entre aquellas. Las maclas primarias (o de crecimiento) son maclas que se forman por defectos durante la cristalización a partir de un fundido. Un ejemplo son las maclas de Carlsbad simples (en dos partes) de los feldespatos ilustrados en las Figuras 5b y 18a. Probablemente un error de nucleación en dos campos orientados como maclas sea el proceso fundamental para causar el maclado primario, pero también puede ocurrir la adsorción por sinneusis de los dos constituyentes que se manifiestan en una orientación de macla. Hay mayor oportunidad de que un error de nucleación ocurra durante un crecimiento rápido, pues seguiría inmediatamente a la nucleación, y este ritmo debería reducir rápidamente la sobresaturación o el sobreenfriamiento. Para una explicación detallada de la sinneusis, vea Vance (1969) y Dowty (1980a). También se cree que la macla repetida de albita (Figura 18b) deviene por causa de errores en la nucleación durante el crecimiento. 1.9. Texturas volcánicas Las rocas volcánicas se enfrían rápidamente y tienen propensión a formar numerosos cristales pequeños, como se expresó con anterioridad. Los fenocristales son una excepción, como producto de un lento enfriamiento por debajo de la superficie previo a la erupción. Al suceder la erupción, el líquido remanente cristaliza en cristales tabulares o equidimensionales finos que conforman la matriz. Los cristales de la matriz son los microlitos (si su tamaño es suficiente para mostrar birrefringencia) o cristalitos (si no es el caso). Los microlitos que son notoriamente mayores que la matriz, aunque aún son microscópicos, se conocen como
microfenocristales. Se forman al ocurrir la erupción y representan minerales con una relación mayor del ritmo de crecimiento con respecto al ritmo de nucleación que la relación encontrada en las fases de la matriz. Los basaltos cristalizan con facilidad porque son muy calientes y en ellos predominan minerales con estructuras simples. El resultado normal es una textura con una densa red de microfenocristales elongados de plagioclasa y piroxenos granulares, con cristales de magnetita más pequeños. El vidrio puede solidificarse como un material intersticial tardío. La cantidad de vidrio en las rocas basálticas generalmente es menor que el hallado en las rocas volcánicas más silíceas, pero puede variar considerablemente, desde una virtual ausencia hasta una alta vitrificación cuando la lava basáltica entra en contacto con el agua. El lexicón de texturas basálticas refleja la variación en el contenido de vidrio, que se correlaciona toscamente con el tamaño decreciente del piroxeno en el diseño reticular de listones intercrecidos de plagioclasa. La textura ofítica (Figura 8) es una densa red de microfenocristales de plagioclasa con forma de listones que están incluidos en piroxenos mayores, con poco vidrio asociado o ninguno. Esta tiene una gradación hacia la textura subofítica (piroxenos más pequeños que todavía envuelven parcialmente la plagioclasa) y luego hacia la textura intergranular (Figura 15), en que la plagioclasa y los cristales de piroxeno son equidimensionales en cuanto a su tamaño, y el vidrio (o sus productos de alteración) aún es relativamente escaso. La textura intergranular tiene una gradación hacia la textura intersertal cuando el vidrio intersticial o las alteraciones del vidrio es un componente significativo. Cuando el vidrio es tan abundante que rodea los microlitos o los microfenocristales, la textura se conoce como hialo-ofilítica. La textura hialoofilítica tiene una gradación hacia la hialopilítica a medida que predomina la fracción vítrea, y los cristales ocurren como diminutos microlitos. Los términos texturales ya descritos se aplican usualmente a cristales orientados al azar, pero pueden acercarse hasta una textura traquítica cuando el flujo causa el alineamiento de los microlitos (¿No es verdad que los petrógrafos de basaltos se divierten con su nomenclatura?)
Figura 15. Textura intergranular en el basalto. Río Columbia, Basalt Group, Washington. La amplitud de campo es 1 mm.
La textura holohialina (vítrea) es más abundante en las coladas de riolita y dacita, que son silíceas. Si una roca tiene >80% de vidrio, se nombrará obsidiana. Muchos investigadores prefieren restringir el término para los vidrios relativamente ricos en sílice y aluden a las variedades basálticas como taquilita o simplemente vidrio basáltico. La obsidiana es de color muy oscuro, a pesar de su habitual contenido de sílice, porque el vidrio se colorea con facilidad por cantidades muy pequeñas de impurezas. El vidrio en las lavas silíceas no necesariamente es provocado por un enfriamiento muy rápido ya que ciertos flujos de obsidiana son demasiado espesos como para que los interiores se enfríen tan rápido. El movimiento y/o la difusión y nucleación característicamente lentas de los flujos silíceos altamente polimerizados y viscosos impedirían la cristalización y darían como resultado estas rocas muy vítreas. Las burbujas atrapadas de gas que escapa crean vacíos subesféricos en las rocas volcánicas que se denominan vesículas. Las burbujas tienden a elevarse en el magma basáltico menos viscoso por lo que se concentran próximas a la superficie de los flujos basálticos. Existe una gradación completa desde el basalto pasando por el basalto vesicular hasta la escoria, con un contenido vesicular creciente. Las vesículas que se llenan con un crecimiento mineral posterior, típicamente zeolita, carbonato u ópalo secundarios, se conocen como amígdalas. La contraparte silícea de la escoria es la pumita. La pumita es típicamente clara y espumosa, y las muestras frescas flotan en agua. La pumita espumosa normalmente es de un gris claro, incluso si su correspondiente roca libre de vesículas, la obsidiana, sea negra. La razón para este contraste es que las burbujas expanden el vidrio hasta ser una delgada película entre las burbujas que refracta y difunde la luz, de la misma manera que las olas rompientes forman crestas blancas sobre el agua marina oscura. 1.10 Texturas piroclásticas Las rocas piroclásticas son fragmentarias, generalmente producidas por una actividad volcánica explosiva. La clasificación de las rocas piroclásticas se fundamenta en la naturaleza de los fragmentos (piroclastos o tefra). El componente de ceniza de los piroclastos comúnmente es una mezcla de roca pulverizada y vídrio primario (incluyendo pumita deshecha y líquido de aerosol). Las vesículas en la pumita se expanden rápidamente tras la erupción explosiva y usualmente se destruyen. Entonces, el vidrio intersticial genera fragmentos de tres puntas con formas en cúspide o espícula visibles en sección delgada (Figura 16a). Como dichos fragmentos normalmente se mantienen calientes en un flujo piroclástico, se deforman de modo dúctil y se aplastan hasta alcanzar la forma indicada a la derecha de la Figura 16a y en la Figura 16b. Este tipo de flexión, y otras estructuras causadas por la compresión y deformación ocurridas por el asentamiento en las acumulaciones calientes de ceniza, se llaman colectivamente texturas eutaxíticas. Las piezas mayores de pumita pueden acumularse intactas y liberar gas por la presión, eliminando sus burbujas. Si todo el gas es expulsado, la pumita vuelva al color negro de la obsidiana, y los fragmentos aplastados se llaman fiamme. En las lavas fluidas, como los basaltos, las burbujas que estallan lanzan finas gotas al aire, y estas caen como bolitas vítreas designados como “lágrimas de Pele” (en honor de la diosa hawaiiana de los volcanes, Pele), o el magma puede extenderse para formar delicados hilos de vidrio (“cabellera de Pele”). La ceniza que cae en medio de un aire muy húmedo puede acumularse en capas sucesivas sobre un único núcleo de ceniza, formando
bolas esferoidales llamadas lapilli acrecionario. Los depósitos consolidados de este lapilli se denominan tobas pisolíticas.
Figura 16. (a) El líquido intersticial (negro) entre las burbujas en la pumita (a la izquierda) se ha convertido en fragmentos de vidrio con forma de estrella de tres puntas en una ceniza que contiene pumita pulverizada. Si están lo suficientemente calientes (cuando están pulverizados o después de la acumulación de ceniza), los fragmentos pueden deformarse y curvarse hasta exhibir formas contorsionadas, como la que se ve a la derecha y en la microfotografía (b) de la ignimbrita de Rattlesnake, sureste de Oregon. La amplitud de campo es 1 mm. 2. TEXTURAS SECUNDARIAS: CAMBIOS POSTMAGMÁTICOS Las texturas secundarias son las que se desarrollan después de que la roca ígnea se ha solidificado por completo. Tales procesos no involucran al fundido y por ello su naturaleza es realmente metamórfica. El proceso de cristalización no culmina necesariamente cuando el magma se solidifica. En tanto que la temperatura continúe siendo lo suficientemente alta, habrá una recristalización y un reequilibrio químico así como textural (de lo contrario, los petrólogos metamórifcos no tendrían mucho trabajo). Los grandes plutones en enfriamiento pueden permanecer durante miles de años a temperaturas que equivalen a las del metamorfismo de alto grado, con lo que existen muchas oportunidades para que ocurran dichos procesos. Los procesos en estado sólido que ocurren como resultado del calor ígneo (incluso si está menguando) son autometamórficos y se tratarán en esta sección. Como los procesos de cristalización en estado sólido son propiamente metamórficos, no se discutirán a profundidad en este capítulo.
La maduración de Ostwald es un proceso de templado (o maduración textural) de cristales en un medio estático. Como lo notó Hunter (1987), las diferencias en la curvatura de los límites de grano llevan a un crecimiento del grano por maduración de Ostwald hasta que se obtienen límites rectos (Figura 17). En esta recristalización, los límites de granos se desplazan hacia sus centros de curvatura. Así, los granos pequeños con una curvatura convexa hacia afuera son eliminados a medida que las superficies de granos vecinos mayores con una curvatura convexa hacia adentro los invaden. Si el proceso alcanza el equilibrio textural en un medio sólido, habrá granos de tamaño similar con intersecciones triples que son rectas y de aproximadamente 120° (Figura 17). Este equilibrio textural es más frecuente en las rocas metamórficas monominerálicas (cuarcita y mármol), especialmente si se metamorfizaron en un régimen de esfuerzos casi estático. Pero la mayoría de rocas ígneas no son monominerálicas y raramente logran un buen equilibrio textural. Las diferencias relativas en la energía superficial de distintos tipos de minerales y el tamaño de grano grueso en las rocas plutónicas sirven para establecer y mantener texturas entrelazadas en los más de los casos. No obstante, la maduración de Ostwald puede eliminar los granos más pequeños en favor de los vecinos mayores durante una etapa temprana del crecimiento, produciendo una distribución de tamaños de grano más uniforme. Las rocas volcánicas con un tamaño de grano inicial pequeño son mucho menos estables que las plutónicas, y la matriz recristaliza con facilidad. El vidrio es particularmente inestable y se desvitrifica sin problemas hasta convertirse en minerales finos, como se describió en la Sección 2.4. Sin embargo, las rocas volcánicas se enfrían con rapidez hasta llegar a bajas temperaturas, y las restricciones cinéticas para la recristalización se desarrollan tempranamente. Por ende, la retención de las texturas magmáticas es sorprendentemente buena en las rocas ígneas, aunque se conocen ciertas clases de recristalización en estado sólido, que veremos a continuación.
Figura 17. Maduración de Ostwald en un mineral monominerálico. Los límites de granos con una curvatura negativa significativa (cóncava hacia adentro) de desplazan hacia su centro de curvatura, de manera que se eliminan los granos más pequeños y se establece un equilibrio textural uniforme de grano grueso con intersecciones de granos de 120° (mosaico poligonal).
2.1. Transformación polimórfica
Como indudablemente aprendió en su curso de mineralogía, muchas sustancias naturales poseen más de una estructura cristalina. Las formas estructurales alternativas de las mismas sustancias químicas se denominan polimorfos. Los polimorfos más conocidos son grafitodiamante, calcita-aragonito, cianita-andalusita-sillimanita y los múltiples polimorfos del SiO 2 . Una estructura determinada es más estable dentro de un rango particular de condiciones de presión y temperatura, de modo que un polimorfo se transformará en otro cuando las condiciones cambian desde su rango de estabilidad hasta el rango de una estructura alternativa. Mientras se enfrían y ascienden, las rocas ígneas parcial o enteramente cristalinas pueden abandonar el rango de estabilidad de presión-temperatura de un polimorfo para ingresar al de otro, por lo que suceden las transformaciones. Las transformaciones desplazativas solo implican el cambio de posiciones atómicas y la flexión de los ángulos de enlace. Un clásico ejemplo es la transición desde cuarzo-alto hacia cuarzo-bajo, en que la estructura hexagonal del cuarzo-alto se invierte a la estructura trigonal del cuarzo-bajo al haber un enfriamiento. Las transformaciones reconstructivas, como la de grafito-diamante o tridimita-cuarzo-alto, suponen la ruptura y reconstitución de enlaces. Las transformaciones desplazativas sin dificultades, de manera que un polimorfo es sustituido por otro tan pronto como se llega al campo de estabilidad del segundo. El polimorfismo reconstructivo se consigue con menos facilidad, y un polimorfo puede permanecer en el campo de estabilidad de otro. Las transformaciones polimórficas son comunes en muchos minerales, incluyendo el cuarzo y los feldespatos, pero puede ser complicado reconocerla texturalmente puesto que la evidencia de la fase inicial puede haberse perdido por completo, y solo quedar el polimorfo de reemplazamiento. Empero, si la forma cristalina de la fase temprana es distintiva, el polimorfo de reemplazamiento puede generar un pseudomorfo del original y no asumir su propia forma característica. Por ejemplo, el cuarzo-alto puede cristalizar como fenocristales de formación temprana en ciertas riolitas. La forma cristalina característica del cuarzo-alto es una dipirámide hexagonal sin las caras prismáticas predominantes del cuarzo-bajo. Como el paso de cuarzoalto a cuarzo-bajo es una transformación desplazativa, el cuarzo-alto en dichos cristales debe invertirse a cuarzo-bajo a 573 °C (a la presión atmosférica). Aun así, la forma original del fenocristal usualmente se preserva, por lo que provee evidencia acerca de la forma inicial. Otro resultado posible de las transformaciones polimórficas es el desarrollo de maclas secundarias, las que también comunican una clave sobre el proceso de transformación. El reconocimiento de estos rasgos puede aportar información muy útil con relación a la historia térmica de la roca. 2.2 Maclado secundario Además del maclado primario que se explicó más arriba, el maclado puede surgir por procesos secundarios en minerales preexistentes. Las maclas secundarias aparecen como resultado de una transformación polimórfica o una deformación. Las maclas de transformación se generan cuando una estructural cristalina de alta temperatura se invierte a su polimorfo de baja temperatura. Puesto que las estructuras de alta temperatura poseen más energía vibracional, generalmente exhiben un grado mayor de simetría que su forma alternativa de baja temperatura. Como la simetría disminuye con el enfriamiento, la forma de alta temperatura típicamente cuenta con dos o más orientaciones alternativas de baja temperatura. Si el cristal en conjunto asume una de las alternativas, no habrá maclado. Por otro lado, si porciones
distintas del mismo cristal se desplazan cada una hacia sendas opciones alternativas, las porciones generalmente estarán en una relación de macla con la otra porción. Este es el origen de las maclas de la microclina con forma de parrilla, o “tartán” (Figuras 18c y 18d), que se producen cuando la forma monoclínica de alta temperatura se invierte a la estructura triclínica de baja temperatura de la microclina. Las conocidas maclas múltiples de tipo “albita” de ciertas plagioclasas (Figura 18b) se atribuyen a una similar transformación de monoclínica a triclínica; pero esta no ocurre en la plagioclasa de composición intermedia, con que las maclas de esta plagioclasa son típicamente maclas primarias que resultan de un error de nucleación durante el crecimiento. Las maclas cíclicas en el cuarzo y el olivino son otro ejemplo de maclas de transformación.
Figura 18. Maclas en feldespatos. (a) Macla de Carlsbad en ortoclasa. También es evidente una exsolución pertítica fina y escasa. Granito, St. Cloud, Minnesota. (b) Maclas múltiples y muy rectas tipo albita en plagioclasa, dispuestas en una matriz felsítica. Riolita, Chaffee, Colorado. (c-d) Maclas de tartán en la microclina. Todas las amplitudes de campo son ~ 1 mm.
También pueden generarse maclas por la deformación de rocas ígneas solidificadas. El maclado es un aspecto importante de la respuesta de la roca a la deformación pues el movimiento de una porción de grano hacia la orientación de macla es una respuesta de ocurrencia más probable que la ruptura del grano. Las maclas de deformación en la plagioclasa pueden suceden según la ley de macla de la albita, pero normalmente carecen de la forma lamelar extremadamente recta de sus contrapartes primarias. Las maclas de deformación en la plagioclasa se reconocen con más sencillez cuando poseen forma de cuña y están curvadas (Figura 19). También la calcita desarrolla maclas de transformación sin dificultad como respuesta al esfuerzo de corte. Las maclas de deformación mejoran la respuesta a la deformación dúctil de rocas como el mármol y no son frecuentes en otros minerales.
Figura 19. Maclas polisintéticas de deformación en una plagioclasa. Advierta cómo se concentran en áreas de deformación, como en la de la máxima curvatura de los clivajes arqueados, y se desconcentran hacia la dirección de las áreas no deformadas. Gabro, Wollaston, Ontario. La amplitud de campo es 1 mm. 2.3. Exsolución La exsolución es una mezcla química que, conforme se enfría, se vuelve cada vez más limitada. Se presenta en algunos minerales que son soluciones sólidas. Quizá el ejemplo más común ocurre en los feldespatos alcalinos, donde la desmezcla resulta en la separación de segregaciones ricas en Na y en K. Como la desmezcla en este caso involucra solo una separación de iones K y Na, y no del Si y del Al fuertemente enlazados, acontece de modo relativamente frecuente, y las segregaciones lucen como un intercrecimiento coherente de lamelas escasas y finas. En este sentido, “coherente” quiere decir que los retículos de las lamelas tienen una relación cristalográfica específica con el cristal hospedante y que no están dispuestas al azar. Cuando el feldespato alcalino es potásico, el resultado son lamelas de albita exsueltas en un feldespato-K hospedante, y se llaman pertita (Figura 18a). Cuando el feldespato alcalino es sódico, las lamelas de feldespato-K en una albita hospedante son conocidas como antipertita. La exsolución también ocurre a veces en la plagioclasa, pero la desmezcla albita-anortita conlleva un intercambio Si-Al así como Na-Ca, y este proceso, si llega a pasar, produce lamelas mucho más finas.
Igualmente, la exsolución se observa en los piroxenos. Por ejemplo, un ortopiroxeno bajo en Ca puede separarse de un clinopiroxeno rico en Ca. Las lamelas delgadas de uno de aquellos en un cristal hospedante del segundo son comunes. La pigeonita, una mezcla intermedia, se encuentra principalmente en rocas volcánicas que se enfriaron demasiado rápido como para permitir que se produzca dicha desmezcla. La desmezcla no necesariamente sucede de modo coherente, y comúnmente se hallan recubrimientos irregulares de fases exsueltas, pues se trata de ejemplos de la expulsión completa de la fase exsuelta para formar granos separados fuera del cristal hospedante y bastante próximos a este. La exsolución también ocurre en los anfíboles y en algunos otros cuantos minerales comunes. Ciertos silicatos maticos incluso pueden exsolver un óxido de FeTi. En algunas anortositas, los piroxenos de altas temperaturas y presiones pueden disolver una gran cantidad de Al, y exsuelven lamelas de plagioclasa cuando se enfrían a presiones menores. El color rojo o rosado de algunos feldespatos es causado por la exsolución de hematita fina. Los ocelli son cuerpos esféricos u ovoides con tamaños que van desde escasos milímetros hasta pocos centímetros, y que aparecen en ciertas rocas ígneas. Algunos parecen provenir de la inmiscibilidad de los líquidos, un fenómeno de exsolución primaria. Otros probablemente son rellenos de amígdalas, y otros incluso podrían ser masas irregulares aisladas de magmas mezclados. 2.4. Reacciones secundarias y reemplazamiento Las reacciones sólido-sólido y sólido-vapor son procesos predominantes durante el metamorfismo, y se dejarán en su mayor parte para tratarse en la Parte II de este libro. Empero, como se estableció anteriormente, las rocas ígneas se enfrían a lo largo de un rango de temperatura apropiado para estos procesos, y las rocas plutónicas subsisten en dicho campo durante un lapso de tiempo considerable. Las reacciones minerales secundarias que surgen en las rocas ígneas conforme se enfrían, y que no son los productos de un evento metamórfico posterior distinto, se llaman procesos autometamórficos en lugar de metamórficos, ya que son una parte natural del enfriamiento ígneo. Los procesos autometamórficos son más usuales en las rocas plutónicas que en las volcánicas porque aquellas continúan a altas temperaturas por un periodo mayor. Los procesos diagenéticos y de meteorización no se consideran autometamórficos (una distinción algo arbitraria). La mayor parte de las reacciones autometamórficas, aunque no todas, involucran a minerales a temperaturas moderadas en un ambiente en que el H 2 O o bien se libera a partir del fundido residual o bien se introduce externamente. Tales alteraciones son un subconjunto dentro del autometamorfismo, que comprende una hidratación, y se conocen como alteraciones deutéricas. Enseguida veremos unos cuantos de los principales procesos de alteración. El piroxeno es un mineral máfico primario común en muchas rocas ígneas. Si el H 2 O ingresa a temperaturas moderadas, sobreviene una alteración deutérica de piroxeno a anfíbol, denominada uralitización (Figura 20a). Cualquier gradación desde bordes de anfíbol sobre núcleos de piroxeno, pasando por múltiples recubrimientos de piroxeno sobre un anfíbol, hasta un completo reemplazamiento, es posible. El anfíbol puede ser un solo cristal de hornblenda o un agregado fibroso de actinolita u hornblenda. Cualquiera de ellos, cuando se
ha demostrado que proviene de la alteración del piroxeno, se designa uralita, aunque el término se aplica con más frecuencia a los agregados.
Pyx Hbl
Chl
Bt
Figura 20. (a) Piroxeno reemplazado de forma extendida por hornblenda. Algunos restos de piroxeno aparecen como áreas claras (Pyx) en el núcleo de la hornblenda. La amplitud de campo es 1 mm. (b) La clorita (clara) reemplaza a la biotita en los bordes y a lo largo de los clivajes. Tonalita, San Diego, California. La amplitud de campo es 0,3 mm. La biotitización es un proceso similar de hidratación/alteración deutérica que produce biotita, ya sea directamente a partir del piroxeno, o, con más frecuencia, de la hornblenda. Ya que la biotita contiene poco Ca, puede crearse epidota en tanto que se libera el Ca durante la alteración de hornblenda a biotita. La cloritización es la alteración de cualquier mineral máfico a la clorita. La clorita es un filosilicato muy hidratado y habitualmente reemplaza a los máficos menos hidratados a baja temperatura cuando hay agua disponible. Los piroxenos, las hornblendas y las biotitas se observan normalmente en sección delgada manifestando varias etapas de su alteración a clorita. Como en otras alteraciones deutéricas, la hidratación ataca el margen exterior del
mineral, de manera que la clorita generalmente reemplaza al máfico original desde el borde hacia adentro. En el caso de la biotita, el H 2 O puede actuar a lo largo de clivajes importantes, por lo que puede observarse que la clorita reemplaza los márgenes de la biotita así como lo hace a lo largo de los planos de clivaje (20b). Sericita es el término aplicado a cualquier mica blanca de grano muy fino. La sericitización es el proceso por el que los minerales félsicos (usualmente feldespatos o feldespatoides en rocas ígneas) se hidratan y producen sericita. Las etapas incipientes pueden reconocerse por la apariencia fina y pulverulenta de los feldespatos bajo la luz polarizada plana. En las etapas más avanzadas de la alteración, los feldespatos aparecen moteados, con micas finas que poseen una birrefringencia amarillenta y posteriormente acumulaciones más grandes con cristales más gruesos y una mayor birrefringencia. Se requiere de iones K+ para que la plagioclasa se altere a las formas comunes de sericita. El potasio puede liberarse por la cloritización de la biotita cercana. El feldespato-K no requiere de K+ adicional y puede estar más sericitizado que la plagioclasa asociada. La saussuritización es la alteración de plagioclasa para originar epidota. La plagioclasa de alta temperatura tiende a ser más rica en calcio, y es menos estable que su contraparte sódica a bajas temperaturas. Por ende, los tipos de plagioclasa ricos en calcio se descomponen con más facilidad que la albita pura, liberando Ca y Al para formar epidota (± calcita y/o sericita). En la plagioclasa zonada, ocasionalmente pueden distinguirse los productos de la saussuritización o la sericitización concentrados en el núcleo rico en Ca o en algunas de las bandas oscilatorias más ricas en Ca que son parte del grano original. El olivino se altera sin dificultad en las rocas máficas en enfriamiento, aun en las volcánicas. Normalmente está bordeado o reemplazado por serpentina o por iddingsita parda oscura. Simplectita es un término utilizado para llamar los intercrecimientos de grano fino que resultan del crecimiento combinado de dos o más minerales a medida que reemplazan otro mineral. Como en cualquiera de los reemplazamientos ya descritos, el reemplazamiento puede ser parcial o completo. El reemplazamiento completo y los pseudomorfos son comunes. Un ejemplo son los agregados fibrosos de actinolita-hornblenda de tipo “uralita”, que reemplazan al piroxeno. Otro caso es el de la biotita y la epidota que reemplazan a la hornblenda. La mirmekita es el intercrecimiento de cuarzo dendrítico en un solo cristal de plagioclasa (Figura 21). El cuarzo se muestra con apariencia de una varilla en sección delgada, y numerosas varillas adyacentes llegan a la extinción al unísono, indicando que todas son partes de un único cristal de cuarzo. Las mirmekitas son muy frecuentes en las rocas graníticas y preferentemente ocurren donde la plagioclasa está en contacto con el feldespato-K. Las mirmekitas parecen haber crecido desde el límite plagioclasa-feldespato-K con dirección al feldespato-K. Mientras la plagioclasa reemplaza al feldespato-K, se expulsa SiO 2 (el componente de anortita de la plagioclasa contiene menos SiO 2 que el feldespato-K), provocando, en consecuencia, la formación del cuarzo. Normalmente, la mirmekita se forma durante el enfriamiento de las rocas graníticas pero también puede hallarse en las metamórficas. Para más detalles de esta reacción, vea Shelley (1993, pp. 144-147) o Vernon (2004).
Figura 21. Mirmekita formada en la plagioclasa en el límite de esta con el feldespato alcalino. Fotografía por cortesía de L. Collins.
La desvitrificación es la cristalización secundaria de vidrio para formar agregados minerales de grano fino. El vidrio es un material inherentemente inestable y es fácilmente reemplazado por minerales más estables cuando la cinética lo permite. El vidrio basáltico enfriado repentinamente por agua puede ser reemplazado por productos de oxidación-hidratación ópticamente isotrópicos conocidos colectivamente como palagonita. Las rocas vítreas más silíceas frecuentemente se desvitrifican para originar una masa microgranular de granos pequeños y equidimensionales de feldespatos y minerales de sílice designada como textura felsítica (Figura 18b). La forma cristalina está oculta por completo en las rocas felsíticas, y la textura es muy similar a la del chert. La desvitrificación del vidrio también puede generar agregados radiales de cristales (típicamente cristobalita o tridimita junto a feldespato) llamados esferulitas. Las litofisas son grandes cavidades bordeadas por el crecimiento esferulítico. Son comunes en las riolitas, y probablemente representan la liberación tardía de volátiles que crearon una burbuja en el vidrio. Las esferulitas pueden hallarse incrustadas en una matrix felsítica. Los minerales causados por la desvitrificación normalmente son demasiado finos para ser identificados bajo el microscopio de polarización, y es preciso un análisis con rayos X.
2.5. Deformación La deformación de una roca sólida puede provocar una variedad de texturas. Por ahora, solo nos concentraremos en los tipos comunes de la deformación de las rocas ígneas durante la postcristalización. El resultado son cristales o fragmentos que se hallan curvados, rotos o aplastados. Las foliaciones se crean en muchas rocas ígneas que permanecen a profundidades y temperaturas donde son suficientemente dúctiles para deformarse con facilidad. La compactación de los depósitos piroclásticos crea un efecto de aplanamiento y típicamente ofrece una mejor foliación. Asimismo, la deformación puede producir una extinción ondulosa, que surge con apariencia de ondas en el patrón de extinción óptico debido al arqueamiento de baja intensidad del retículo del cristal. No debe confundirse con la zonación composicional, que provoca un patrón concéntrico distinto al observar la variación de su extinción. El cuarzo es notoriamente susceptible al desarrollo de la extinción ondulosa y puede exhibirla cuando otros minerales no lo hacen. La extinción ondulosa es a menudo utilizada para distinguir el cuarzo de los feldespatos no ondulosos cuando se observa una sección delgada con un dispositivo de baja potencia.
3. Un glosario de términos texturales ígneos La Tabla 1 es un pequeño glosario de términos texturales ígneos, diseñado para asistirle en la descripción de muestras de mano y de secciones delgadas. Los términos pueden parecerle extraños por ahora, pero sirven para describir la mayoría de características habituales de las rocas ígneas. Los términos se agrupan en categorías con el fin de ayudarle a encontrar el nombre para la textura que observe. Desafortunadamente, esto le dificulta si solo intenta hallar la definición de un término. La petrografía es un proceso iterativo. No basta con observar la muestra de mano o la sección delgada una vez y después trabajar con una lista de control de términos. En cambio, para cada paso, es útil reevaluar toda la información previa acumulada sobre una muestra a la luz de las últimas observaciones. Durante este proceso, asegúrese de verificar las posibles relaciones entre los contenidos, así como la consistencia de los datos. Una buena aproximación para caracterizar una roca es describir la muestra de mano de acuerdo a sus atributos más generales, como el color, cristalinidad, carácter félsico o máfico, y las texturas más generales (foliada, porfirítica, etc.). Después, determine la moda y describa los minerales individuales, su tamaño de grano (y variación de tamaño de grano), así como la forma, intercrecimientos y texturas específicas. Sea descriptivo en estas observaciones pero haga deducciones acerca del origen de las texturas cuando lo crea apropiado. Evite términos texturales que contengan implicancias no demostrables con respecto a la génesis de la muestra. Ciertas texturas (e.g. foliaciones) pueden ocurrir de muchas formas. Si escoge un término genético (e.g. bandeado de flujo), asegúrese de que tiene evidencia para su elección. Cuando lo haga, solo sea claro al distinguir entre observación e interpretación. Las observaciones correctas no debería modificarse, pero nuestras interpretaciones sí podrían hacerlo. Algún día usted podrá regresar a sus notas descriptivas y reinterpretar una textura de un modo distinto (que se espera que mejor).
Finalmente, realice las deducciones que convengan y nombre la roca. Asegúrese de usar un término composicional en el nombre (e.g. basalto o granito) y cualquier característica textural que considere importante o que desea resaltar (e.g. basalto vesicular, toba riolítica, monzonita porfirítica).
RESUMEN El estudio de las texturas ígneas en sección delgada utilizando el microscopio petrográfico de luz polarizada permite a los petrológos identificar los minerales con facilidad y observar texturas importantes que son de gran ayuda para interpretar el enfriamiento de la roca y la historia de la cristalización. Los ritmos relativos de nucleación, crecimiento y difusión tienen un efecto profundo en el tamaño del grano y la textura de la roca resultante. Las inclusiones minerales, y el grado en que un mineral desarrolla caras cristalinas excelentes o que interfiere con la capacidad de un mineral adyacente para que las desarrolle pueden asistirnos en la interpretación de la secuencia en que los minerales cristalizaron a partir del estado líquido. Los minerales que manifiestan una solución sólida significativa típicamente varían de forma sistemática en su composición mientras cristalizan a lo largo de un rango de temperaturas, y si no se mantiene el equilibrio, pueden desarrollar una zonación química a medida que se añaden sucesivas capas de crecimiento. El movimiento diferencial de los cristales y del fundido puede causar foliaciones, bandeado o texturas cumuladas. Las rocas volcánicas se enfrían rápidamente, resultando con frecuencia en finos microlitos o cristalitos y/o vidrio. Las rocas piroclásticas típicamente resultan de erupciones explosivas y, en consecuencia, exhiben una textura fragmentaria. Comúnmente, las rocas ígneas se solidifican a temperaturas en el intervalo de 700 a 1200 °C (dependiendo de la composición), y cuando la roca resultante continúa enfriándose, un conjunto de procesos postmagmáticos pueden modificar posteriormente la mineralogía y la textura. Estos incluyen el templado, la desvitrificación del vidrio, las transformaciones polimórficas de determinados minerales de alta temperatura a formas estructurales de menor temperatura, maclado de transformación, exsolución, y reemplazamiento de minerales ígneos por otros minerales (metamórficos) que son más estables bajo condiciones más frías.
Términos principales Texturas primarias
Porfirítica
Texturas secundarias
Fenocristal
Nucleación del cristal
Matriz
Crecimiento del cristal
Epitaxis
Difusión
Zonación composicional
Sobreenfriamiento
Maclado
Euhedral, subhedral
anhedral,
Intersticial Cumulado Autometamorfismo Polimorfismo Exsolución
Conceptos importantes Los cristales se forman primero por la nucleación (cuando un grupo crítico de átomos constituyentes se juntan) y luego por el crecimiento de ese núcleo del cristal. El crecimiento del cristal normalmente requiere de la difusión de los constituyentes a través de la matriz proveedora (en los sistemas ígneos, esta sería el fundido) hacia la superficie del cristal en crecimiento. El ritmo de enfriamiento de un sistema magmático juega un rol importante en el control del grado de sobreenfriamiento, que a su vez afecta los ritmos de nucleación y de crecimiento de los cristales y, finalmente, la textura de la roca resultante. Minerales diferentes se forman secuencialmente en los sistemas magmáticos naturales, de modo que el magma se cristalizará por completo a lo largo de un rango de temperaturas. Los cristales que se forman inicialmente tienden a ser más euhedrales que los cristales tardíos debido a que el desarrollo de sus caras cristalinas no fue impedido por cristales adyacentes. Posteriormente, cuando muchos cristales de múltiples tipos de mineral están ocupando el espacio suficiente como para interferir mutuamente con el crecimiento del otro cristal, las formas se vuelven más subhedrales hasta llegar a anhedrales. Los últimos minerales cristalizan a partir del fundido en los intersticios que quedan entre los minerales que se formaron previamente y ostentan una forma intersticial.
Cristalinidad Holocristalina
TABLA 1. Términos para referirse a texturas ígneas comunes
Hipocristalina Holohialina, vítrea Tamaño de grano Afanítica Fanerítica Criptocristalina De grano fino De grano medio De grano grueso De grano muy grueso Pegmatítica Sacaroidea Aplítica Equigranular Inequigranular Texturas porfiríticas Porfirítica Megaporfirítica Microporfirítica Fírica (-fírica) Fenocristal Microfenocristal Megacristal Poikilítica
Consiste completamente de cristales (término asumido, no se emplea comúnmente). Contiene tanto cristales como vidrio. Consiste completamente de vidrio. Tiene minerales de grano demasiado fino para verse a simple vista. Tiene minerales lo suficientemente gruesos para verse a simple vista. Tiene minerales de grano demasiado fino para distinguirse con el microscopio. Tiene cristales de un diámetro promedio menor a 1 mm. Tiene cristales de un diámetro promedio de 15 mm. Tiene cristales de un diámetro promedio mayor a 5 mm. Tiene cristales de un diámetro promedio mayor a 50 mm. De grano muy grueso (históricamente se asocia con rocas granitoides muy gruesas: pegmatitas)De grano fino a medio, xenomórfico y equigranular (semejante al azúcar). Un sinónimo de sacaroidea, pero típicamente restringido a rocas granitoides leucocráticas. Tiene granos que son todos aproximadamente del mismo tamaño. Tiene grano que varían de tamaño considerablemente. Tiene una distribución de tamaño aproximadamente bimodal (usualmente requiere de una gran diferencia). Tiene una textura porfirítica que puede verse en la muestra de mano (raramente utilizado). Tiene una textura porfirítica solo visible mediante el microscopio. Un adjetivo (o sufijo) que alude una textura porfirítica. Un cristal grande dispuesto en una matriz fina. Un cristal microscópico que es mayor que el resto de la matriz. Un cristal inusualmente grande, ya sea un fenocristal o un xenocristal. La ocurrencia de un fenocristal hospedante (oikocristal) que contiene muchas inclusiones de otros minerales.
Oikocristal Matriz (mesostasis) Cumulofírica Glomeroporfirítica Porfirítica hiatial Seriada Afírica Forma de los granos individuales Euhedral (idiomórfica) Subhedral (subidiomórica)
Un fenocristal hospedante en una textura poikilítica. El elemento vítreo o de grano más fino en la textura porfirítica. Tiene una textura de fenocristales de minerales iguales o distintos que se juntan en agrupaciones (Figura 11a). Sinónimo de cumulofírica (usada para especificar que solo implica un mineral). Tiene una diferencia de tamaño notable entre las fases fírica y de la matriz (término asumido: raramente usado) Tiene una gradación de tamaño continua. No porfirítica (sin fenocristales).
Limitado completamente por caras cristalinas. Tiene caras cristalinas que solo están parcialmente desarrolladas. Anhedral (alotriomórfica) Ausencia total de caras cristalinas. Hábitos cristalinos: equidimensional, prismático, columnar, acicular, fibroso, tabular, laminar, micáceo, listado, etc. (consulte cualquier texto de mineralogía). Corroído (con esquinas redondeadas) Subhedral o anhedral producida por fusión parcial (reabsorción) de los fenocristales de vuelta al fundido. Formas de granos en la roca en su conjunto Panidiomórfica La mayoría de sus granos son euhedrales. Rara. Hipidiomórfica Consiste predominantemente de granos subhedrales. Común en muchas rocas graníticas. Alotriomórifca La mayoría de sus granos son anhedrales (común). Suturada Caracterizada por articulaciones a lo largo de bordes interpenetrados muy irregulares. Común en rocas deformadas recristalizadas. De mosaico Una textura de cristales poligonales equigranulares Intercrecimientos Hospedantes (Oikocristal) Un mineral grande con otros incluidos en una textura poikilítica. Hospedado El mineral incluido en la textura poikilítica. Poikilítica Contiene muchos cristales pequeños y separados de otro mineral. Alude a un fenómeno de crecimiento, no a uno de exsolución o reemplazamiento. Gráfica Tiene un intercrecimiento en que el cristal hospedado muestra figuras angulares con forma de cuña. Ocurre usualmente con el cuarzo en la microclina (Figura 9b). Micrográfica Tiene una textura gráfica que solo es visible mediante el microscopio.
Granofírica
Lamelas de exsolución Pertítica
Antipertítica
Simplectita Mirmekita
Esferulita
Axiolítica Variolítica Coalescente Texturas de rocas ígneas máficas Ofítica Subofítica Nesofítica Intergranular
Intersertal
Tiene una textura en que el cuarzo y los feldespatos se penetran mutuamente como intercrecimientos irregulares plumosos. Se asemeja a la textura micrográfica pero es más irregular. Bandas lamelares de una fase exsuelta a partir de una fase hospedante (Figura 9a). Tiene filamentos, recubrimientos, lentículos, etc., de plagioclasa sódica en un cristal hospedante de feldespato alcalino. Usualmente resulta de una exsolución (Figura 18a). Tiene lamelas de exsolución de feldespato alcalino en un cristal hospedante de plagioclasa. Normalmente son más finas que en la pertita. Una textura de reemplazamiento en que un mineral es reemplazado por un intercrecimiento de uno o más minerales. Una textura secundaria que consiste de vesículas o varillas irregulares y vermiformes de cuarzo en un cristal hospedante de plagioclasa adyacente a granos de feldespato alcalino Tiene un intercrecimiento radial de minerales fibrosos. Comúnmente se trata de feldespato alcalino y cuarzo en rocas volcánicas silíceas desvitrificadas. Similar a la esferulítica, pero con fibras que se despliegan en una lámina y se orientan de manera normal a las paredes de esta. Esferulítica y consiste en fibras divergentes de plagioclasa. Se emplea para ciertos basaltos. Posee una textura anhedral desarrollada por el crecimiento simultáneo de dos granos de mineral en contacto. Tiene grandes granos de piroxeno encerrando pequeños listones de plagioclasa orientados al azar. Tiene listones de plagioclasa que son mayores y solo parcialmente atrapados por el piroxeno. Tiene una plagioclasa de mayor tamaño, con piroxenos intersticiales. Tiene granos pequeños y separados de piroxeno, olivino, etc., rellenando los intersticios en una red desordenada de listones de plagioclasa más grandes. Tiene vidrio, material criptocristalino o productos de alteración que ocupan espacios
Hialo-ofítica Hialopilítica Diktitaxítica
Cumulada
Ortocumulada Adcumulada Mesocumulada Texturas de reemplazamiento Pseudomorfo Simplectita Reemplazamientos de minerales específicos Uralitización Saussuritización Biotitización Cloritización Sericitización Términos misceláneos Intersticial Cristalitos
Microlitos
Afieltrada
entre listones de plagioclasa. Tiene una textura intersertal con una cantidad de vidrio mayor que la de piroxeno. Tiene una gran cantidad de vidrio, mientras que la plagioclasa se presenta solo como microlitos diminutos y desordenados. La textura de ciertas rocas volcánicas donde los cristales que limitan entre sí protruyen hacia abundantes y angulares cavidades de gas intersticial. Exhibe un crecimiento intersticial de un mineral entre minerales más tempranos que están todos en contacto y que dan la impresión aparente de que se acumularon al fondo de la cámara magmática (Figura 14). Tiene una textura cumulada, en que otros minerales ocupan las áreas intersticiales (Figura 14b). Tiene una textura cumulada en que los minerales cumulados tempranos crecen para llenar el espacio intersticial (Figura 14c). Es una textura intermedia entre la orto- y la adcumulada. Uno o dos minerales reemplazan a otro, manteniendo la forma del mineral original. Un mineral es reemplazado por el intercrecimiento de uno o más minerales. Reemplazamiento de piroxeno por anfíbol (Figura 21a). Reemplazamiento de plagioclasa por epidota Reemplazamiento de piroxeno o anfíbol por biotita Reemplazamiento de cualquier mineral máfico por clorita (Figura 20b). Reemplazo de feldespato o feldespatoides por micas blancas finas. Tiene un mineral que rellena los intersticios entre los granos que cristalizaron primero. Cristales diminutos e incipientes en las primeras etapas de formación. Son isotrópicos y no pueden observarse mediante el microscopio. Cristales pequeños con apariencia de aguja o de listón de los que por lo menos algunas propiedades se pueden determinar mediante el microscopio. Consiste de microlitos dispuestos al azar (Figura 13b).
Pilotaxítica Traquítica Con esquinas redondeadas Esquelética
De malla Epitáctica Rapakivi Vesicular Escoriácea Pumícea Miarolítica Vesiculas en tubo Tubos vesiculares Amigdaloide Litofisas Foliación Bandeado Lineación Xenolito Xenocristal Perlítica Piroclástica Ocelli Orbículos
Sinónimo de afieltrada. Consiste de microlitos (de feldespato) alineados según el flujo (12a). Tiene formas con esquinas redondeadas debido a la reacción con el fundido (reabsorción) (Figura 2). Tiene cristales que crecen como una estructura esquelética, o que han sido corroídos hasta tener dicha apariencia. Poseen una alta proporción de vacíos al interior. Cristales con muchas aberturas para el paso de fluidos (que aparecen como agujeros) debido a la reabsorción (Figura 11a). Nucleación orientada de un mineral en otro de diferente tipo. Intercrecimientos de plagioclasa en feldespato alcalino. Contiene burbujas de gas. Muy vesicular. Tiene la estructura vesicular espumosa característica de la pumita. Los minerales euhedrales protruyen hacia cavidades de gas. Se aplica a ciertas rocas plutónicas. Vesículas elongadas a la manera de tubos que resultan del ascenso de los gases. Cuerpos cilíndricos que están muy vesiculados. Tiene vesículas que están completa o parcialmente rellenas con minerales secundarios. Grandes estructuras ovoides que representan burbujas de gas en vidrio riolítico desvitrificado. Paralelismo planar. Láminas planares alternantes. Paralelismo lineal. Una inclusión de la roca encajante Una inclusión de un solo cristal que es extraño al resto de la roca. Tiene un patrón de fracturas concéntricas que resulta de la contracción de algunos vidrios volcánicos al enfriarse. Compuesta de fragmentos. Masas irregulares ovoides creadas por la inmiscibilidad de los líquidos, magmas mezclados, o vesículas rellenadas. Masas ovoides de cristales radiales, comúnmente unidos de forma concéntrica halladas en algunos granitos.
Spinifex
Términos piroclásticos Ver la Sección 2.5. Texturas piroclásticas de vidrio Lágrimas de Pele Cabellera de Pele Fiamme
Una textura de escala centimétrica de crecimiento subparalelo a dendrítico de cristales de olivino en algunas rocas ultramáficas que se enfriaron repentinamente.
Lapilli vítreo. Filamentos de vidrio semejantes a una cabellera. Fragmentos comprimidos de pumita en una toba.
