43 ALEJANDRO TOSELLICapitulo 3TexturasIntroduccinLa Petrograa es la rama de la Petrologa que trata la descripcin y clasicacin de las rocas. La gran variedad composicional, estructural y textural de las rocas gneas atestiguan sobreladiversidaddecondicionesbajolascualeslosmagmasseenfranycristalizan.El nucleamiento y crecimiento de los minerales y la eciencia con que ellos se equilibran con ellquidoqueseenfraydesdeelcualseforman,sonfuertementedependientesdelas propiedadesfsico-qumicasdelsistemaydelavelocidaddeenfriamientodelcuerpoyde larocadecaja.Porloquelasrelacionesentrelosmineralesy/ovidrio,sonalgomsque meras descripciones de las rocas, sino que brindan importante ayuda en la interpretacin de la gnesis e historia de las rocas.Fig. 3-1. Texturas bsicas: A) Vtrea. B) Secuencial. C) Porfdica. D y E) Deformada. F) Cristaloblstica.Miscelanea 18: 43-64Elementos bsicos de petrologa gnea Tucumn, 2010 -ISSN 1514 - 4836 - ISSN on-lineISSN 1668 - 3242 TEXTURAS 44Los trminos textura y estructura son tradicionales y su uso est muy generalizado por los petrgrafos, pero los lmites ambiguos de aplicacin de los mismos ha llevado a muchos a integrar estos dos trminos bajo el concepto de Fbrica, aunque nosotros mantendremos el uso del trmino textura para observaciones a escala pequea y estructura para observaciones mesoscpicas,aunquesindescartarelusodefbrica.Lastexturasdelosdiferentestipos de rocas pueden ser agrupados en seis tipos bsicos: vtrea, secuencial, clstica, deformada ycristaloblstica(Fig.3-1).Losdosprimerossonclaramentegneas,mientrasquelas restantes son metamrcas. 1odos los demas tipos de abricas son esencialmente ariantes o combinaciones de estos tipos bsicos.Lasfbricasqueseobservanenlasrocasgneasresultandenumerososprocesosque pueden ser agrupados en dos categoras principales. Las Texturas Primarias, que tienen lugar durante la cristalizacin gnea y son el resultado de las interacciones entre los minerales y el fundido. Las Texturas Secundarias, son alteraciones que tienen lugar despus que la roca ha alcanzado el estado slido.Texturas Primarias (interaccin fundido/cristal)Laformacinycrecimientodecristales,tantodesdeunfundidooenunmedio slido,crecimientodemineralesmetamrcos,,inolucratresprocesosprincipales:1, Nucleamientoinicialdelcristal;2)Crecimientosubsecuentedelcristal;y3)Difusinde lasespeciesqumicasatravsdelmedioquelosrodea,hacialascarasdeloscristalesen crecimiento.Fig. 3-2. A El volumen de lquido disponible (gris) disponible en cada vrtice es mayor que para las caras. B El volumen disponible de lquido en el extremo de un cristal es mayor, lo que permite el desarrollo acicular del mismo.Lanucleamiento,eselpasoinicialcrticodedesarrollodeuncristal.Cristalesiniciales muy delgados, tienen alta relacin de supercie a olumen y por lo tanto una gran proporcin deionesenlasupercie.Lasuperciedelosionestienecargasnobalanceadas,porque annosehacompletadoeldesarrollodelenrejadocristalino,parabalancearlascargas 45 ALEJANDRO TOSELLIdelinterior.Llresultadoesunaaltaenergadesuperciedeloscristalesinicialesyporlo tantobajaestabilidad.Elagrupamientodeunospocosionescompatiblesenunfundido que se enfra, tienden espontneamente a agruparse, cuando se alcanzan las condiciones de saturacin a una temperatura. En tales condiciones, la cristalizacin es posible, sin el requisito previo del nucleamiento. Pero antes de que la cristalizacin sea posible, un tamao crtico de agrupamiento o ncleos de cristales deben formarse. Esto requiere cierta sobresaturacin o de sobreenfriamiento (enfriamiento del fundido por debajo de la temperatura de cristalizacin del mineral).Distintos estudios indican que los cristales con estructuras simples tienden a nuclearse ms fcilmente que aquellos de estructuras ms complejas. Por ejemplo, xidos (magnetita o ilmenita) y olivino, en general se nuclean ms fcilmente (con menos sobreenfriamiento, que las plagioclasas, que tienen polimerizacin Si-O ms compleja).El crecimiento de cristales, involucra la adicin de iones sobre los cristales existentes o ncleos de cristales. En estructuras simples con alta simetra, las caras con alta densidad de puntosenlared({100}y{110}),tiendenaformarcarasmsprominentes(Fig.3-2).En silicatos mas complejos esta tendencia puede ser sobrecargada por crecimiento en direcciones preferenciales, con cadenas sin interrupcin y enlaces fuertes. As las piroxenas y anfboles tienden a alargarse en las direcciones de las cadenas Si-O-Si-O y las micas tienden a crecer en las direcciones de las hojas de los silicatos. En general las caras con baja energa prevalecen sobre las de alta energa, considerando que cuando la energa de un sistema es baja, es ms estable.Laenergadesuperciedelasdierentescaraspuedeariarmarcadamentecon elcambiodecondiciones,asquelaformadeunmineralparticularpuedevariardeuna roca a otra. Cuando el sobreenfriamiento se incrementa, los minerales cambian, desde bien acetados a aciculares, dendrticos y nalmente eserulticos.Fig. 3-3. Plagioclasa cola de golondrina, en traquitas (longitud tablillas 0,22 mm).Losprocesosnucleamiento,crecimientoydifusinestninvolucradoseneldesarrollo de los minerales, por lo que se deben considerar sus innuencias relatias sobre las abricas de las rocas que resultan. A estos debe agregarse la velocidad de enfriamiento del magma. Si TEXTURAS 46la velocidad de enfriamiento es muy lenta, el equilibrio se mantiene entre cristales y lquido, perosielenriamientoesmasrapido,puederesultarunsignicatiosobreenriamientoy falta tiempo para que se pueda producir nucleamiento, crecimiento y difusin. La velocidad de enriamiento es una ariable que tiene control externo y de gran innuencia en la ormacin de los cristales, por lo que toda la informacin textural que se puede observar es utilizada para su interpretacin.Las relaciones de nucleamiento y crecimiento de cristales son fuertemente dependientes del grado de sobreenfriamiento del magma. Originalmente el sobreenfriamiento mejora estas relaciones, pero con el mayor enfriamiento decrece la cintica y se incrementa la viscosidad, porloqueseinhibenestasrelaciones.ComoseilustraenlaFig.3-3,lamximarelacin decrecimientotienelugaraaltastemperaturas,quetambinproducelamximarelacin denucleamiento,porqueesmasacilagregaratomosalassuperciesdeloscristalesen crecimiento, una vez que se forman los cristales embrionarios. Con el sobreenfriamiento se inhibe progresiamente el crecimiento, porque los atomos tienen dicultad para moerse y ubicarse en la supercie de los cristales en crecimiento, por lo que crecen pocos cristales y esmsfcilnuclearsecomoacumulacioneslocalesquemoverseaciertadistancia.LaFig. 3-4 nos ayuda entender como la velocidad de enfriamiento afecta al tamao de grano de las rocas. El sobreenfriamiento tiene lugar cuando las temperaturas caen por debajo del punto de fusin y antes que la cristalizacin tenga lugar. Por ejemplo, si la relacin de enfriamiento es lento, slo escaso sobreenfriamiento ser posible (temperatura Ta), ya que el nucleamiento es muy lento y la relacin de crecimiento es muy alta. As pocos cristales se forman y ellos adquieren gran tamao, resultando una fbrica de grano grueso, que es comn en las rocas plutnicas. En las rocas que se enfran ms rpidamente, puede haber un sobreenfriamiento signicatio, antes que los cristales comiencen a cristalizar. Si las rocas son sobre-enriadas enTb,larelacindenucleamientoexcedealarelacindecrecimiento,ymuchoscristales pequenossonormados,resultandounaabricadegranono,tpicaderocasolcanicas. Cuando hay muy alto grado de sobreenriamiento ,1c, puede ser insignicante las relaciones denucleamientoycrecimiento,talcomoocurreenloslquidossolidicadosaidrio,con pocos cristales o sin ellos.Dosestadiosdeenfriamientopuedencrearunadistribucinbimodaldetamaosde grano. Enfriamiento lento seguido de uno rpido, es la nica secuencia posible que puede tenerlugarcuandounacristalizacincomienzaenlacmaramagmtica,seguidoporla aperturadeunconductoporelqueelmagmamigrahacialasupercie.Inicialmenteel magma puede estar dbilmente sobre-enfriado y pocos cristales pueden formarse, situacin que cambia con el enmeno eusio que da lugar a cristales de grano no. Lsta distribucin bimodaldeltamaodegrano,unosdetamaoconsiderablementemayoralosotros,da lugaralatexturaporfdica.Losgrandescristalessondenominadosfenocristalesyestn rodeadosporotrosdegranonodenominadosmatriz,opasta,omesostasis,lig.3-1C,. Las rocas porfdicas se consideran plutnicas o volcnicas en base a la granulometra de la matriz. Si los fenocristales se encuentran dentro de una masa vtrea, la fbrica se denomina vitrofrica.Silosfenocristalescontienenabundantesinclusionesdeotrosmineralesque han sido englobados durante el crecimiento, la fbrica es poiquiltica (Fig. 3-5) y el mineral incluyente es denominado oico-cristal.La relacin de crecimiento depende tanto de la energa de supercie de las caras como de la relacin de difusin. Para una velocidad de enfriamiento constante, los cristales ms grandes sern aquellos con estructuras mas simples (ellos tambin se nuclean mas tempranamente), por ser mas fcil la difusin de sus componentes. La velocidad de difusin es ms rpida a 47 ALEJANDRO TOSELLIaltas temperaturas y con materiales de baja viscosidad. La velocidad de difusin es as baja, en fundidos viscosos altamente polimerizados, tales como los ricos en slice que generalmente estan mas ros que los undidos macos. Los iones pequenos, con baja carga se diunden mejorenfundidosbsicosyaaltatemperatura,mientrasqueenloscomplejosaltamente polimerizadossediundenlentamente.Lngeneralladiusinenunnuidoesmayorque enunvidrioyasuvezenelvidrioesmayorqueenunslidocristalizado.Elaguabaja drsticamente es desarrollo de la polimerizacin en un magma, mejorando la difusin. Los lcalistienenunefectosimilar,aunquemenosnotable.Elgranomuygruesodemuchas pegmatitas, puede ser atribuido a la alta movilidad de las especies en fundidos ricos en agua, en los cuales la cristalizacin es extremadamente lenta. Fig. 3-4. Relacin entre nucleamiento cristalina en funcin de la temperatura por debajo del punto de fusin.Fig. 3-5. Textura poquiltica.TEXTURAS 48Lanocinpopularquelosgrandescristalesenunarocaporfricasehabranformado tempranamente,enunambientedelentoenfriamiento,noesuniversalmentevlido.La sbita prdida de una ase nuida rica en agua, puede tambin producir rapido ascenso de la temperatura de cristalizacin y permitir el desarrollo de fbricas porfricas en algunas rocas plutnicas.Fig. 3-6. 1extura spiniex, denida por el desarrollo esqueltico broso de oliino.Cuandolarelacindedifusinnoestlimitada,loscristalescrecenlibrementeenun fundidoytendernaformarcristaleseuhedralesbienfacetados.Cuandolarelacinde difusin es mas lenta que la relacin de crecimiento (como en los enfriamientos sbitos o en las lavas congeladas), los cristales tienden a desarrollar formas radiales u hojosas, dando lugaralastexturasdendrticas,oensituacionesmasextremasatexturasesferulticas.En las laas ultramacas, tales como las komatitas del Precambrico, cuando se enran pueden llegar a desarrollar cristales muy largos de olivino, que pueden alcanzar hasta el metro, dando lugar a la textura spinifex (Fig. 3-6). Este tamao excepcional puede haber sido causado por el rpido enfriamiento de olivino de estructura simple, en un magma de muy baja viscosidad ynoporenfriamientolento.Piroxenoscontexturaspinifexdemsdecincocentmetros, tambin han sido descriptos.En los vrtices de los cristales hay una cierta cantidad lquido con sus componentes, por los cuales se disipa ms calor de cristalizacin que por las caras del cristal. Asimismo en los ngulos y vrtices hay una alta proporcin de enlaces libres, lo que genera una expectativa de ms rpido crecimiento, que sobre las caras, durante el rpido enfriamiento, lo que produce losllamadoscristalesesqueletales.Encasosextremoselcrecimientodelasaristaspuede englobar bolsillos de fundido entre las caras. El crecimiento de los ngulos de las plagioclasas sobre-enfriadas crean las caractersticas formas en cola de golondrina (Fig.3-3). Por supuesto no se debe olvidar que cualquier movimiento del lquido en la cmara u homogenizacin de los cristales, tiende a reducir los efectos limitantes de la difusin lenta.49 ALEJANDRO TOSELLILugares preferenciales de nucleamientoEpitaxis: es el trmino general para describir la nucleamiento preferencial de un mineral sobre otro pre-existente. En forma similar la estructura del mineral que constituye el sustrato esunpre-requisitoparaelcrecimientoepitaxialdeunanuevafase.Losconstituyentes atmicos del nuevo mineral encuentran lugares favorables para acumularse formando ncleos estables. Ll crecimiento de sillimanita sobre biotita o moscoita en las rocas metamrcas, o el reemplazo de cianita, son ejemplos comunes de reemplazo directo por otros minerales. Las estructuras de Si-Al-O en la sillimanita y en las micas tienen geometras y tamaos de enlace similares, por lo que la sillimanita tiende a formarse en reas de concentracin de micas.La textura rapaquivi, corresponde al sobrecrecimiento de albita sobre ortosa y ocurre en granitos donde la plagioclasa se desarrolla sobre un feldespato alcalino de estructura similar, ms que por nucleamiento sobre el mismo (Fig. 3-8A).Fig. 3-7. Textura granofrica, en riolitas. (Chaschuil, Sierra de Famatina).Fig. 3-8: A: Textura rapaquivi. B: Textura esferultica.TEXTURAS 50Textura esferultica, se desarrolla en rocas volcnicas silcicas, en la que agujas de cuarzo yfeldespatoalcalinocrecenradialmentedesdeuncentrocomn(Fig.3-8B).Latextura variolticaeseldesarrolloequivalenteenrocasbaslticasyresultanprobablementedela nucleamientodecristalesdeplagioclasadedesarrollotardo.Ambasseconsideraquese orman durante la deitricacin de idrios y seran tratadas con las abricas secundarias. Lanucleamientodemineralesenlasparedesdediquesydevesculas,sontambin comunes. El crecimiento de cristales alargados, generalmente cuarzo, con los ejes normales a las paredes, desarrollan la textura peine, porque las columnas paralelas recuerdan los dientes de un peine. La textura crescumulatica es similar y describe el crecimiento paralelo de cristales alargados,quenoestnenequilibrio,deolivinos,piroxenas,feldespatosocuarzo,que aparecen nucleados sobre paredes y como capas que pueden alcanzar algunos centmetros de largo. Lstas texturas suelen presentarse en plutones macos bandeados, donde orma capas mltiples y en los mrgenes de los granitos.Zoneado composicional: es un fenmeno comn, que ocurre cuando un mineral cambia sucomposicinysudesarrollotienelugarduranteelenfriamiento.Lacomposicindela mayoradelosmineralesdesolucinslida,queestnenequilibrioconotrosminerales olquidos,esdependientedelatemperatura.Elzoneamientocomposicionalslopuede serobseradopetrogracamentecuandoelcolorolaposicindeextincin,araconla composicin, como por ejemplo las plagioclasas. Si el equilibrio entre el cristal y el fundido se mantiene, la composicin del mineral se ajustar con el descenso de temperatura, produciendo un cristal homogneo. El zoneado qumico, tiene lugar cuando el equilibrio no se mantiene y capas de nueva composicin se agregan sobre las ms antiguas. El equilibrio composicional requiere en la plagioclasa el intercambio de Si-Al y esto es dicultoso debido a la uerza de las uniones Si-O y Al-O. Como la difusin del Al es bajo, el zoneamiento de las plagioclasas es bastante comn (Fig. 3-11). En el zoneamiento se espera comnmente que la plagioclasa muestre el ncleo ms rico en anortita y el borde ms albtico, que se denomina zoneamiento normal. El zoneamiento inverso es el opuesto, con un interior ms sdico y el exterior ms calcico y es raro en las rocas gneas, pero comn en plagioclasas metamrcas, en las que su crecimiento es acompaado por el descenso de la temperatura. El zoneado oscilatorio, es un tipo comn en las plagioclasas, porque el decrecimiento regular del contenido de anortita, raramente es dominante en todo el perodo de cristalizacin y se produce por cambios de las condiciones en la cmara magmtica, como ser la inyeccin de nuevos pulsos de magma ms bsico y caliente, que generalmente pueden estar acompaados por senos de corrosin en los anillos de los cristales, que indican cambios composicionales abruptos. Tambin puede ser por perdida de agua que eleva el punto de cristalizacin, o entrada de agua en la cmara que baja el punto de cristalizacin.Secuenciasdecristalizacin:Comoreglalosmineralesdeformacintempranaenlos undidosnosonsignicatiamentesobre-enriadosyestanrodeadoscompletamentepor lquido y desarrollan cristales euhedrales que orman todas sus caras cristalogracas. Cuando mas cristales se generan, se va llenando la cmara magmtica e inevitablemente empezarn a chocar unos con otros, lo que impedira el desarrollo de algunas caras cristalogracas, dando lugaracristalesconformassubhedrasyanhedras.Finalmentesedesarrollarncristales rellenando los ltimos espacios entre los mismos, dando lugar a los cristales intersticiales. Minerales euhedrales de formacin temprana son generalmente los fenocristales en una matriz afantica. Algunos minerales zoneados pueden mostrar ncleos euhdricos que se han formado cuando los cristales estaban suspendidos en un fundido y anillos anhedrales que se formaron posteriormente cuando el fundido estaba abarrotado de cristales que interferan 51 ALEJANDRO TOSELLIentre si en su crecimiento. En general olivinos y piroxenas tienden a ser ms euhedrales que feldespatosycuarzo.Hunter(1987)demostrqueaunqueloscristalessuspendidosenun fundidotiendenaformargranoseuhedrales,unavezqueellosempiezanainterferirunos con otros, se disuelen areas de las supercies en contacto, olindose mas redondeados.Losgelogosamenudoapelanaltamaodegranocomoindicadordelasecuencia decristalizacin.Enlasrocasporfricasvolcnicas,generalmenteseconsideraquelos fenocristalessehanformadoantesdelamatriz.Aunqueestocomnmenteescierto,el tamao de grano es dependiente de las relaciones de nucleamiento y crecimiento y algunos minerales de la matrz se han formado tempranamente por rpido nucleamiento pero con ms lento crecimiento que los fenocristales. Los megacristales euhedrales de feldespato-K, que se encuentran en muchas rocas granticas, se piensa que son de formacin tarda en la secuencia de cristalizacin y no temprana, como suponen otros autores.Otro indicador de la secuencia de cristalizacin est basada en la relaciones de inclusiones. Las inclusiones gneas seran de formacin ms temprana que los cristales que las contienen. Enelcasodelfeldespato-K,sueletenerfbricapoiquilticaylasnumerosasinclusiones minerales,sonindicadoresdesuformacintarda.Enlatexturaooftica,porejemplo, seobservalainclusindetablillasdeplagioclasadentrodeclino-piroxenadeformacin posterior. Aunque hay en algunos casos evidencias de la cristalizacin simultnea de ambos minerales.FloodyVernon(1988)concluyenqueningunodelosclsicoscriteriospara determinar la secuencia de cristalizacin es enteramente satisfactorio.Ensistemasgranticossomerosricosenagua,unnicofeldespatoalcalinopuede formarse,perosielaguasepierdeenformasbita,elpuntodefusinbajarpidamente resultandounsobreenfriamiento(anatemperaturaconstante),loqueproducelarpida cristalizacinsimultneadefeldespatoalcalinoycuarzo.Bajoestascondiciones,losdos mineralesnotienentiempodeformarcristalesindependientes,sinoqueconstituyenun intercrecimiento con formas esqueletales que se denomina textura granofrica, y la roca en la que domina esta abrica se denomina granro ,lig. 3-,. Una ariante de grano grueso es llamada textura graca, donde la orma cuneiorme del cuarzo se desarrolla dentro de una masa de feldespato potsico.Fig. 3-9. Fenocristal de hornblenda con borde de oxidacin.TEXTURAS 52Reaccinyresorcinmagmtica:Enalgunossistemasloscristalestempranamente formados reaccionan con el fundido para dar nuevos minerales. Por ejemplo la reaccin del olivino con el fundido produce piroxena en el sistema SiO2 Mg2SiO4, es comn observar fenocristalesdeolivinoconunmantodeorto-piroxena,queseproduceenlainterfase olivino-fundido. Fig. 3-10. Fenocristales de cuarzo corroidos, redondeados y con bahas de disolucin, por la matrz silcica de grano no.Otra reaccin que suele ocurrir tiene lugar cuando magmas hidratados alcanzan niveles superciales, donde por la sbita perdida de presin escapan los olatiles lo que causa que los fenocristales que contienen agua, tales como hornblenda y biotita, se deshidraten y oxiden, dando nos anillos de xidos de hierro ,lig. 3-9,.El trmino resorcin se aplica a la re-fusin o disolucin de mineral en el fundido desde elcualsehanformado,comoeselcasodefenocristalesdecuarzoenriolitas,queson parcialmentedisueltosduranteelascensoyevolucinmagmtica(Fig.3-10).Loscristales resorbidos comnmente tienen bordes redondeados y golfos, que se atribuyen al avance de la resorcin; pero otros opinan que dichos fenmenos son el resultado del rpido crecimiento que envuelve al fundido debido al sobreenfriamiento. Movimientos diferenciales de cristales y fundidoLl nujo en un undido puede producir el alineamiento de minerales alargados o tabulares, produciendo las fbricas de foliacin planar o de lineamiento. El alineamiento de microlitos de plagioclasa en las rocas olcanicas, mostrando nujo alrededor de los enocristales, denen la textura traqutica (Fig. 3-16B). La orientacin al azar o falta de alineamiento de los microlitos, denelatexturapilotaxicaoaeltrada.Lamezclaheterognea,mingling,dedoslquidos magmaticos,tantoenunacamaracomoenlosnujos,puedecrearunbandeadodenujo, que son capas alternantes de diferente composicin. El bandeado y el alineamiento mineral pueden tambin formarse en las proximidades de las paredes de las cmaras magmticas.53 ALEJANDRO TOSELLILosenocristalessuspendidospuedenarracimarseyadherirseportensinsupercial dandolugaralallamadasinneusisporVance(1969)yquepuedeserelprimerpasopara generar el crecimiento de maclas, porque su orientacin puede ser energticamente favorable para que dos cristales del mismo mineral se adhieran entre si. La acumulacin de mltiples granos que se adhieren a fenocristales se denomina textura cumulofrica. Si la acumulacin es esencialmente de un nico mineral, da lugar a la textura glomeroporfrica. Texturas cumulticas Histricamenteseconsiderqueloscristalesseacumulanyaseaporhundimientoopor notacin,debidoalcontrastededensidadconelundidodelcualseseparan,peromas recientementesehapropuestolaalternativaqueellosseformanenlasproximidadesdel techo, de las paredes o del piso de la cmara magmtica.Fig.3-11.BandeadomagmticoenlosgranitosdelaSierradeMazn,conunespesorde6m.Lasvariaciones texturales, responden a sucesivos pulsos intrusivos en el techo de una cmara magmtica.En el caso ideal, los cristales de formacin temprana de una o mas especies minerales, se acumulan en contacto mutuo, con un lquido remanente intersticial, que ocupa los espacios entreloscristalesyquedesarrollanvariastexturasdistintivas,desdelacualeselmodode cristalizacin puede ser deducida.Ladistincinmassimplecorrespondealosortocumulatos,enlosqueloscristalesse acumulanyestnincluidosenmaterialfundidointersticial(Fig.3-12A)ylosadcumulatos enlosqueellquidointersticialhasidoexpulsadoyloscristalesacumuladoscontinan cristalizandohastaestarencontactomutuo(Fig.3-12B-C),queescasiuncumulato monomineral con pocos cristales extraos en los intersticios. Puede suceder que se logre un equilibrio textural, que da lugar a una fbrica poligonal (textura en mosaico), que se aproxima a la que desarrollan los granos durante el crecimiento y compactacin. Hunter (1987) hace TEXTURAS 54notar que los ngulos diedros entre minerales en contacto, se desarrollan en estadios tardos de fundidos atrapados, carcter que es casi constante en los adcumulatos. En los minerales tardos que tienen nucleamiento lento, ellos envuelven a los granos de cumulus, dando lugar a la textura poiquiltica, pero los oico-cristales pueden ser tan grandes, que los intersticiales son difciles de reconocer en la pequea rea de las secciones delgadas. Un gran oico-cristal tambin requiere intercambio entre el lquido intersticial y el reserorio magmtico principal, que provee sus componentes para poder formar otros minerales. A este adcumulatoselodenominahetero-adcumulatoynalmenteeltrminomesocumulatose aplica a las fbricas cumulticas que son intermedias entre orto- y adcumulatos.Maclas primariasUnamaclaesunintercrecimientodeunmineralcondosomasorientaciones cristalogracas,queguardanrelacionesespecialesentreellas.Lasmaclasprimariasode crecimiento se pueden formar sineusis en mezclas durante la cristalizacin desde un fundido, comoporejemplolamacladeCarlsbaddelosfeldespatos(Fig.3-13)oporelllamado nucleamiento por error, que es probablemente el proceso dominante que produce el maclado primario. El nucleamiento por error tiene lugar durante un perodo de rpido crecimiento, que reduce rpidamente la sobresaturacin o el sobreenfriamiento. Las maclas repetitivas de albita, seran el resultado de errores de nucleamiento durante el crecimiento (Fig. 3-14).Fbricas volcnicasLasrocasvolcnicastiendenaenfriarserpidamenteyformannumerososcristales Fig. 3-12. A: Ortocumulato de plagioclasa. B: Adcumulato de plagioclasa. C: Adcumulato de plagioclasa- olivino y piroxeno. Plagioclasa en blanco; olivino en gris; piroxeno en cuadriculado; oxido de hierro en negro. Los cristales cumulus estn delineados con lneas de puntos.55 ALEJANDRO TOSELLIpequeos. Los fenocristales son una excepcin y son el resultado del enfriamiento lento en la cmara magmtica, antes de la erupcin. Durante la erupcin el lquido remanente cristaliza en cristales tabulares nos o equidimensionales ormando la pasta o matrz. Los cristales de la pasta son llamados microlitos ,si tienen tamano suciente para producir birreringencia, ocristalitos(sinolotienen).Losmicrolitosbajoelmicrocospiosuelenserdenominados microfenocristales. Ellos son formados durante la erupcin y representan a minerales con mas alta relacin de nucleacin y crecimiento que la masa na que los rodea.Fig. 3-13. Macla de Carlsbad en sanidina-ortosa.Fig. 3-14. Cristal zoneado de plagioclasa, con maclado polisinttico.TEXTURAS 56Losbasaltoscristalizanrpidamente,porqueestnmuycalientesylosminerales dominantestienenestructurassimples,delosqueresultanfbricasconunadensaredde microfenocristales de plagioclasa y piroxenas granulosas, con cristales pequeos de magnetita. Ll idrio solidica como material intersticial. La cantidad de idrio en las rocas basalticas es generalmente menor que en las silcicas, pero la cantidad puede variar considerablemente, desde virtualmente ausentes, hasta dominante en los basaltos vtreos que se enfran en contacto conelagua.Latexturaooftica(Fig.3-15)correspondeaunareddemicrofenocristales deplagioclasatabularesincluidasengrandesfenocristalesdepiroxeno,quepuedenono estar asociados con vidrio. Esta textura grada a sub-oftica, que est formada por piroxenas pequeasincluidasenplagioclasa,ytambingradaatexturaintergranular,enlaquelos cristales de piroxeno y plagioclasa son de tamaos similares y el vidrio o sus productos de alteracin estn subordinados. La textura intergranular grada a intersertal, cuando el vidrio intersticial o sus alteraciones es un componente importante. Cuando el vidrio es abundante pero no dominante e incluye microlitos o microfenocristales, la textura se denomina hialo-oftica, que a su vez grada a hialo-piltica, cuando el vidrio se vuelve dominante y en la que las piroxenas y plagioclasa se encuentran como pequeos microlitos.Fig. 3-15. 1extura ootica, denida por cristales grandes de piroxeno que engloba tablillas de plagioclasa, orientadas al azar.La textura holo-hialina ,trea, es mas comn en los nujos de riolitas y dacitas. Si la roca tiene 80 de idriose denomina obsidiana, aunque algunos autores preeren restringir el trmino a los idrios mas silcicos y se reeren a las ariedades de composicin basaltica comotaquilitaovidriobasltico.Laobsidianaesdecolormuyoscuroadespechodesu naturaleza silcica, porque el vidrio es oscurecido por pequeas cantidades de impurezas. Los vidrios de las lavas silcicas no necesariamente son causados por rpido enfriamiento, porque los nujos de obsidiana son demasiado oluminosos para que se enren rapidamente. Ellentomovimientoaligualqueelbajonucleamientoydifusinpuedeimpedirla cristalizacin, produciendo estas rocas vtreas. Los trminos texturales describen los cristales orientados al azar, pero cuando estos estn orientados se utiliza el trmino textura traqutica, que identica la orientacin subparalelo de los microlitos de eldespato que denotan las lneas de nujo de la laa ,lig. 3-16B,. Mientras que la textura intergranular se obsera que entre los 57 ALEJANDRO TOSELLIFig. 3-16. A: textura intergranular. B: Textura traqutica.microlitos orientados de feldespato se desarrollan granos dispersos de augita (Fig. 3-16A).Las burbujas entrampadas creadas por el gas que escapa son de formas subesfricas y son llamadas vesculas. Las mismas tienden a elevarse en los magmas baslticos menos viscosos y a concentrarse prximos a la supercie de los nujos. Iay una gradacin completa desde basalto, basalto vesicular y escoria con el incremento de las vesculas. Las vesculas que estn rellenaspormineralestardos,talescomozeolitas,carbonatosupalo,sondenominadas amgdalas. La contraparte silcica de la escoria se denomina pumita, que tpicamente es clara y espumosa, y las muestras rescas notan en el agua.Fbricas piroclsticasLas rocas piroclasticas son producto de la actiidad olcanica explosia y su clasicacin est basada en la naturaleza de los fragmentos piroclsticos o tefra. La ceniza que compone a los piroclastos es comnmente una mezcla de roca pulverizada y vidrio primario. Fig. 3-17. Fiammes en ignimbrita rioltica.TEXTURAS 58Las vesculas formadas en la pumita rpidamente expandida son usualmente destruidas. Elvidriointersticialformafragmentosconcspidesoespculasdetrespuntas.Comolos ragmentos estan comnmente calientes en el nujo piroclastico, ellos se deorman en orma dctil y se aplastan. Este tipo de bandeamiento y otras estructuras causadas por compresin ydeformacinresultantesdelasentamientoyacumulacin,sedenominancolectivamente abricas eutaxticas. lragmentos mayores de pmez pueden acumularse sin modicaciones y muestran evidencias de haber sido estrujadas con la eliminacin de las burbujas. Si todo el gas es expulsado, la pumita toma el color negro de la obsidiana y los fragmentos aplastados son llamados ammes ,lig. 3-1,. Fig. 3-18. A: Lgrimas de Pel. B: Cabellos de Pel. Islas Hawaii.Ln las laas nuidas como los basaltos, la explosin de las burbujas expulsa un no roco que cae como idrio o nas bolillas que son denominadas lagrimas de Pele` ,en honor a la diosa Pele de Hawai), o el vidrio se estira como delgados hilos denominados cabellos de Pele (Figs. 3-18A y B). La cada de cenizas desde el are puede acumularse en capas sucesivas o sobre un nico ncleo de ceniza, formando una esfera denominada lapilli acrecionario. El depsito consolidado de tal tipo de lpilli es denominado toba pisooltica. Texturas secundarias (cambios post-magmticos)Lastexturassecundariassonaquellasqueseformandespusquelarocagneaest completamenteslida.Lsteprocesonoinolucraundidoyporlotantoesmetamrco. El proceso de cristalizacin no cesa necesariamente cuando el magma se vuelve slido, ya que latemperatura permanece relativamente alta y fenmenos de re-cristalizacin y de re-equilibrio qumico y trmico tienen lugar. Por ejemplo los grandes plutones pueden retener temperaturas equialentes al alto grado de metamorsmo por miles de anos lo que orece una amplia oportunidad para que estos procesos tengan lugar. Los procesos en estado slido que resultan del calor gneo remanente son llamados auto-metamrcos. LamaduracindeOstwaldesunprocesodetemplado(omaduramientotextural)de los cristales en un ambiente esttico. Hunter (1987) observ diferencias de curvatura en los lmites de los granos que conducen a su crecimiento por maduracin de Ostwald, hasta que los lmites se vuelven rectos (Fig. 3-19) y los lmites de los granos migran hacia sus centros de curvatura. Pequeos granos con curvatura convexa hacia fuera son as eliminados por las supercies de granos ecinos mas grandes, con curatura conexa hacia adentro de los que invaden. Si el proceso alcanza equilibrio textural en un slido se formarn granos de tamao similar,debordesrectosyconinterseccionestriplesa120.Estatexturadeequilibrioes 59 ALEJANDRO TOSELLIcomnenrocasmetamrcasmono-minerales,cuarcitasomarmol,yparticularmenteen rgimen casi esttico. La mayora de las rocas gneas no son mono-minerales y por lo tanto raramente alcanzan unabuenatexturadeequilibrio.Lasdierenciasrelatiasenlaenergadesuperciedelos diferentes minerales y de tamao de grano permiten comunmente el desarrollo de fbricas deinterpenetracin.LamaduracindeOstwald,eliminagranospequeosafavordelos grandes y en los estadios tempranos de crecimiento, produce una distribucin uniforme de tamaos de grano. En las rocas volcnicas, los granos iniciales pequeos, son mucho menos estables que en las plutnicas y la matriz recristaliza rpidamente. El vidrio es particularmente inestable y rapidamente se desitrica y es reemplazado por granos nos de mineral. Pero las volcnicas que se enfran rpidamente a bajas temperaturas y con restricciones cinticas, desarrollanre-cristalizacintemprana.Laretencindelasfbricasmagmticasesasmuy buena en las rocas gneas, pero algunos tipos de re-cristalizacin en estado slido son bien conocidos y son tratadas a continuacin.Fig. 3-19. Maduracin de Ostwald, en una roca monomineral. Los lmites de los granos tienen curvatura negativa (cncava hacia adentro), que al migrar hacia el centro de curvatura, eliminan los granos pequeos y establecen una granulometra uniforme, con texturas de mosaico poligonal con ngulos de interseccin en equilibrio a 120.7UDQVIRUPDFLRQHV SROLPyUFDVDiversos minerales tienen ms de un estado estructural y las diferentes formas estructurales de la misma sustancia qumica se denominan polimoros, como por ejemplo grato-diamante, cianita-andalucita-sillimanita, calcita-aragonita y los diferentes polimorfos de la SiO2 o de los eldespatos.Unaestructuraesestableenunrangoparticulardecondicionesdepresiny temperatura, de manera que un polimorfo se transforma en otro cuando dichas condiciones cambian. Durante el enfriamiento y despresurizacin por ascenso, el magma puede cruzar estos lmites de estabilidad de los polimorfos, de lo que resultan sus transformaciones.Lastransformacionespordesplazamiento,involucransloelcambiodelasposiciones de los atomos o el cambio de los angulos de enlace. Un ejemplo clasico es la transicin, por enfriamiento, de cuarzo-alto a cuarzo-bajo, en la que la estructura hexagonal del cuarzo-alto, invierte a la estructura trigonal del cuarzo-bajo.Lastransormacionesreconstructias,comoladegrato-diamante,otridimita-cuarzo alto, involucran la ruptura y reforma de los enlaces. Las transformaciones por desplazamiento TEXTURAS 60ocurrenrpidamente,demaneraqueunpolimorfosetransformaenotro,nibiensu campo de estabilidad es alcanzado, mientras que en las transformaciones reconstructivas el polimorsmo es menos acil y un polimoro puede permanecer en el campo de estabilidad de otro.Lastransormacionespolimrcassoncomunesenmuchosminerales,incluyendo cuarzo y feldespatos, pero puede ser difcil su reconocimiento textural, porque las evidencias de su fase inicial puede haber sido completamente borrada y solo se reconoce el reemplazo polimrco. Si el mineral que orm la ase inicial es distinguible, el reemplazo polimrco puedeserunpseudomorfodeloriginal.Porejemplo,elcuarzoaltocristalizacomo fenocristalesenalgunasriolitas,formandodipirmideshexagonales.Enlatransformacin por desplazamiento, el cuarzo alto puede invertir a 573 C y a presin atmosfrica a cuarzo-bajo, pero las formas originales de los fenocristales se mantienen sin cambios. Maclas secundarias Puedenformarseporprocesossecundariosenmineralespre-existentes,talescomoen lastransormacionespolimrcasopordeormacin.Lasmaclasdetransormacinson causadascuandounaestructuradecristaldealtatemperaturainvierteaunpolimorfode bajatemperatura.Comolasestructurasdealtatemperaturatienenmsenergavibratoria, generalmente exhiben mayor grado de simetra que la alternativa de baja temperatura. Fig. 3-20. A: Plagioclasa con maclado polisinttico e inclusiones euhedrales de feldespato potsico. B: Plagioclasa macladaconzoneamientodeterminadopordisolucinycrecimiento.C:Plagioclasaconmacladopolisinttico. D:Plagioclasareemplazandoamicroclino,conformacindemirquetitas.E:Desarrollodepertitasdealbitaen microclino.F: Desarrollo secundario de maclado en tartn del microclino, con inclusiones de albita subhedral.61 ALEJANDRO TOSELLIComo la simetra baja con el enfriamiento, la forma tpica de alta temperatura elige dos o ms alternativas de orientacin de baja simetra. Si la totalidad del cristal asume una alternativa, noseformanmaclas,perosidiferentespartesdelcristaleligendiferentesalternativas,se producen desplazamientos que se relacionan mediante maclas entre si. Este es el origen del maclado del microclino cross-hatched o tartan (Fig. 3-20F), que se produce cuando la ortosadealtatemperaturainviertealaestructuratriclnicadebajatemperaturatpicadel microclino. En la plagioclasa las familiares maclas polisintticas de albita, se atribuyen a una inversindelsistemamonoclnicoaltriclnico,peroquenoocurreenlasplagioclasasde composicinintermedia,quemuestranmaclasprimariasresultantesdenucleamientopor error durante el crecimiento. Las maclas cclicas en cuarzo y olivino, son otros ejemplos de maclas de transformacin.Lasmaclastambinpuedenformarsepordeformacinderocasenestadoslido.Las maclas de deformacin en plagioclasa pueden ocurrir sobre la ley de albita, pero usualmente no tienen la forma extremadamente regular de las lamelas que se forman por el descenso de temperatura. La calcita tambin desarrolla maclas en respuesta a la deformacin dctil.DesmezclaInvolucraaunasolucinslidacuyamezcladesolucinslidaeslimitadaconel enfriamiento. Tal vez el ejemplo mejor conocido es el de los feldespatos alcalinos, que por desmezclaseproducelaseparacindefeldespato-Nayfeldespato-K.Cuandodesdeel feldespato potsico se separan lamelas de albita, la fbrica se denomina perttica (Fig. 3-20E); pero cuando ocurre lo contrario y se segregan lamelas de feldespato potsico desde albita, se forman las anti-pertitas (Fig. 3-20A). Laex-solucintambinocurreenpiroxenas,desdeclino-piroxenasaltasenCase separan lamelas de orto-piroxenas bajas en Ca. Pigeonita es una mezcla intermedia que se encuentra slo en rocas volcnicas o enfriadas rpidamente, por lo que no puede producirse la desmezcla.Enlosanfbolestambinsepuedenobservarfenmenosdeexsolucin.Asimismo algunossilicatosmacospuedenexsolerxidosdeley1i.Lnanortositas,piroxenosa altatemperaturaypresinpuedendisolverconsiderablecantidaddeAl,queseexsuelven como lamelas de plagioclasa con el enfriamiento y a presiones ms bajas. El color rojo que es comn en algunos feldespatos potsicos es causado por la ex solucin de hematita de grano muy no.Los ocelli (ojos) son cuerpos esfricos u ovoides de pocos milmetros a centmetros que sepresentanenalgunasrocasgneas.Algunosparecenserelresultadodeinmiscibilidad lquidaounfenmenosdeexsolucinprimaria.Otrossonprobablementeelrellenode amgdalas y otros pueden ser burbujas de mezcla de magmas.Reacciones secundarias y de reemplazoLasreaccionesslido-slidoyslido-vaporsonprocesosquedominanduranteel metamorsmo,perocomohemosistolasrocasgneasplutnicaspermanecendurante largotiempoaaltatemperatura,porloquesusproductosaunquenosondiferentesalos tpicamentemetamrcosselosdenominaprocesosauto-metamrcos,porqueorman TEXTURAS 62parte de los procesos de enfriamiento de las rocas gneas.Losprocesosautometamrcossonmascomunesenloscuerposplutnicosqueen losvolcnicos,porquepermanecenaelevadatemperaturadurantemuchotiempo.Los procesos diagenticos y de alteracin no son considerados autometamrcos. Mayormente lasreaccionesautometamrcasinolucranmineralesatemperaturasmoderadasenun ambiente en el cual el agua es liberada desde fundidos residuales o es introducida desde el exterior,porloqueinvolucranfenmenosdehidratacinquesedenominanalteraciones deutricas.Las piroxenas son minerales macos primarios comunes en una gran ariedad de rocas. Si el agua penetra en ellos a temperaturas bajas, el piroxeno se transforma en anfbol dando lugar al fenmeno de uralitizacin. Este anfbol puede ser un nico cristal de hornblenda, o agregados de hornblenda o de actinolita brosa.La biotitizacin es un procesos similar de hidratacin o alteracin deutrica que produce biotita desde piroxena o ms comnmente desde hornblenda. Como la biotita tiene poco Ca, epidota puede formarse con el que se libera durante la alteracin de la hornblenda.La cloritizacin, es la alteracin de cualquier mineral maco en clorita. La clorita es un losilicato muy hidratado y comnmente reemplaza a minerales macos menos hidratados a bajas temperaturas, cuando hay disponibilidad de agua. Piroxenas, hornblendas y biotitas, sufren comnmente alteracin clortica, ya sea comenzando desde los bordes o aprovechando los planos de clivaje.La sericitizacin, es el proceso por el cual los feldespatos son hidratados para producir sericita, que es una mica blanca de grano no. Iones K- son requeridos por la plagioclasa paraquesealtereasericita.LlK-puedeserliberadoenlacloritizacindelabiotita.Ll feldespato-Kno requiere K extra y puede estar sericitizado como la plagioclasa.Lasaussuritizacineslaalteracindelaplagioclasaenepidoto.Lasplagioclasasms clcicas son estables a altas temperaturas y menos estables que las sdicas a bajas temperaturas, por lo que las plagioclasas clcicas se alteran ms fcilmente que la albita, liberando Ca y Al, para ormar epidota ,-,- calcita y,o sericita,. El olivino es fcilmente alterado cuando se enfra, siendo reemplazado por serpentina o por iddingsita de color marrn oscuro.Lltrminosimplectitaseaplicaaintercrecimientosdemineralesdegranonoque sereemplazanmutuamente,enformaparcialototal.Elreemplazocompletoescomny orma pseudomoros. Los agregados de Uralita de hornblenda o actinolita, que reemplazan alpiroxenosonejemplosdelenmeno,aligualquebiotita-epidotareemplazandoa hornblenda.Lamirmequitaesunintercrecimientodendrticodecuarzodentrodeuncristalnico deplagioclasa.Elcuarzoaparececomovermesenlasseccionesdelgadas,queextinguen simultneamente, indicando que ellos son partes de un nico cristal de cuarzo. Las mirmequitas soncomunesenrocasgranticasyocurrenpreferentementedondelaplagioclasaesten contacto con el feldespato potsico. Las mirmequitas parece que han crecido desde el lmite entrelosfeldespatos,dondelaplagioclasamsclcicareemplazaalfeldespatopotsico,la SiO2 sobrante, cristaliza como cuarzo, ya que el componente anortita de la plagioclasa, tiene menosSiO2queelfeldespato-K(Fig.3-20D).Lasmirmequitasseformancomnmente durante el enriamiento de los granitos pero tambin lo hacen en las rocas metamrcas.Ladesitricacineslacristalizacinsecundariadeidrioenagregadosmineralesde grano no. Ll idrio de por si es inestable y rapidamente es reemplazado por minerales mas estables cuando la cintica lo permite. El vidrio basltico hidratado puede ser reemplazado 63 ALEJANDRO TOSELLIporproductosdeoxidacin-hidratacincolectivamentellamadospalagonita.Lasrocas treasmassilcicassedeitricandandounamasamicrogranulardepequenosgranos interpenetrados equidimensionales de feldespato y minerales de slice, que es llamada fbrica elstica. A eces la desitricacin del idrio puede producir agregados radiales de cristales de cristobalita, tridimita y feldespato, llamadas esferulitas. Las vesculas formadas por gases y rellenadas por cristales se denominan amgdalas.DeformacinLa deformacin en las rocas slidas puede producir diferentes fbricas, que en general son tratadas por el metamorsmo. Pero hay deormaciones que tienen lugar en la etapa de post-cristalizacindelasrocasgneas.Porejemplolafoliacinseformaenalgunasrocas gneas a altas temperaturas y con la roca en estado sucientemente dctil para deormarse. La compactacin de los depsitos piroclsticos, produce un efecto de aplanamiento que le da un aspecto de foliacin. La deformacin tambin produce extincin ondulosa, que se observa porelaspectoondulantequetomalaextincindebidoaladeformacindelaestructura cristalina de un mineral, como por ejemplo en el cuarzo. Lecturas seleccionadas llood, R.I., y Vernon, R.I. 1988. Microstructural eidence oorders ocrystallization in granitic rocks. 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