texturas primarias

7/30/2019 Texturas Primarias

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Texturas Primarias

Introduccin

La Petrografa es la rama de la Petrologa que trata la descripcin y clasificacin delas rocas. La gran variedad composicional, estructural y textural de las rocas gneasatestiguan sobre la diversidad de condiciones bajo las cuales los magmas se enfrany cristalizan. El nucleamiento y crecimiento de los minerales y la eficiencia con queellos se equilibran con el lquido que se enfra y desde el cual se forman, sonfuertemente dependientes de las propiedades fsico-qumicas del sistema y de lavelocidad de enfriamiento del cuerpo y de la roca de caja. Por lo que las relacionesentre los minerales y/o vidrio, son algo ms que meras descripciones de las rocas,sino que brindan importante ayuda en la interpretacin de la gnesis e historia de lasrocas.

Fig. 1. Texturas bsicas: A) Vtrea. B) Secuencial. C) Porfdica.

D y E) Deformada. F) Cristaloblstica.


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Los trminos textura y estructura son tradicionales y su uso est muy generalizadopor los petrgrafos, pero los lmites ambiguos de aplicacin de los mismos ha llevadoa muchos a integrar estos dos trminos bajo el concepto de Fbrica, aunque nosotrosmantendremos el uso del trmino textura para observaciones a escala pequea yestructura para observaciones mesoscpicas, aunque sin descartar el uso de fbrica.

Las texturas de los diferentes tipos de rocas pueden ser agrupados en seis tiposbsicos: vtrea, secuencial, clstica, deformada y cristaloblstica (Fig. 3-1). Los dosprimeros son claramente gneas, mientras que las restantes son metamrficas. Todoslos dems tipos de fbricas son esencialmente variantes o combinaciones de estostipos bsicos.

Las fbricas que se observan en las rocas gneas resultan de numerosos procesosque pueden ser agrupados en dos categoras principales. Las Texturas Primarias,que tienen lugar durante la cristalizacin gnea y son el resultado de las interaccionesentre los minerales y el fundido. Las Texturas Secundarias, son alteraciones quetienen lugar despus que la roca ha alcanzado el estado slido.

Texturas Primarias (interaccin fundido/cristal)

La formacin y crecimiento de cristales, tanto desde un fundido o en un medio slido(crecimiento de minerales metamrficos), involucra tres procesos principales: 1)Nucleamiento inicial del cristal; 2) Crecimiento subsecuente del cristal; y 3) Difusinde las especies qumicas a travs del medio que los rodea, hacia las caras de loscristales en crecimiento.

Fig. 2. A El volumen de lquido disponible (gris) disponible en cada vrtice es mayorque 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.


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El nucleamiento, es el paso inicial crtico de desarrollo de un cristal. Cristales inicialesmuy delgados, tienen alta relacin de superficie a volumen y por lo tanto una granproporcin de iones en la superficie. La superficie de los iones tiene cargas nobalanceadas, porque an no se ha completado el desarrollo del enrejado cristalino,para balancear las cargas del interior. El resultado es una alta energa de superficie

de los cristales iniciales y por lo tanto baja estabilidad. El agrupamiento de unospocos iones compatibles en un fundido que se enfra, tienden espontneamente aagruparse, cuando se alcanzan las condiciones de saturacin a una temperatura. Entales condiciones, la cristalizacin es posible, sin el requisito previo del nucleamiento.Pero antes de que la cristalizacin sea posible, un tamao crtico de agrupamiento oncleos de cristales deben formarse. Esto requiere cierta sobresaturacin o desobreenfriamiento (enfriamiento del fundido por debajo de la temperatura decristalizacin del mineral).

Distintos estudios indican que los cristales con estructuras simples tienden anuclearse ms fcilmente que aquellos de estructuras ms complejas. Por ejemplo,

xidos (magnetita o ilmenita) y olivino, en general se nuclean ms fcilmente (conmenos sobreenfriamiento, que las plagioclasas, que tienen polimerizacin Si-O mscompleja).

El crecimiento de cristales, involucra la adicin de iones sobre los cristales existenteso ncleos de cristales. En estructuras simples con alta simetra, las caras con altadensidad de puntos en la red ({100} y {110}), tienden a formar caras ms prominentes(Fig. 3-2). En silicatos mas complejos esta tendencia puede ser sobrecargada porcrecimiento en direcciones preferenciales, con cadenas sin interrupcin y enlacesfuertes. As las piroxenas y anfboles tienden a alargarse en las direcciones de lascadenas Si-O-Si-O y las micas tienden a crecer en las direcciones de las hojas de lossilicatos. 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. Laenerga de superficie de las diferentes caras puede variar marcadamente con elcambio de condiciones, as que la forma de un mineral particular puede variar de unaroca a otra. Cuando el sobreenfriamiento se incrementa, los minerales cambian,desde bien facetados a aciculares, dendrticos y finalmente esferulticos.

Fig. 3. Plagioclasa cola de golondrina, en traquitas (longitud tablillas 0,22 mm).


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Los procesos nucleamiento, crecimiento y difusin estn involucrados en el desarrollode los minerales, por lo que se deben considerar sus influencias relativas sobre lasfbricas de las rocas que resultan. A estos debe agregarse la velocidad deenfriamiento del magma. Si la velocidad de enfriamiento es muy lenta, el equilibrio semantiene entre cristales y lquido, pero si el enfriamiento es ms rpido, puede

resultar un significativo sobreenfriamiento y falta tiempo para que se pueda producirnucleamiento, crecimiento y difusin. La velocidad de enfriamiento es una variableque tiene control externo y de gran influencia en la formacin de los cristales, por loque toda la informacin textural que se puede observar es utilizada para suinterpretacin.

Las relaciones de nucleamiento y crecimiento de cristales son fuertementedependientes del grado de sobreenfriamiento del magma. Originalmente elsobreenfriamiento mejora estas relaciones, pero con el mayor enfriamiento decrece lacintica y se incrementa la viscosidad, por lo que se inhiben estas relaciones. Comose ilustra en la Fig. 3-3, la mxima relacin de crecimiento tiene lugar a altas

temperaturas, que tambin produce la mxima relacin de nucleamiento, porque esms fcil agregar tomos a las superficies de los cristales en crecimiento, una vezque se forman los cristales embrionarios. Con el sobreenfriamiento se inhibeprogresivamente el crecimiento, porque los tomos tienen dificultad para moverse yubicarse en la superficie de los cristales en crecimiento, por lo que crecen pocoscristales y es ms fcil nuclearse como acumulaciones locales que moverse a ciertadistancia. La Fig. 3-4 nos ayuda entender como la velocidad de enfriamiento afecta altamao de grano de las rocas. El sobreenfriamiento tiene lugar cuando lastemperaturas caen por debajo del punto de fusin y antes que la cristalizacin tengalugar. Por ejemplo, si la relacin de enfriamiento es lento, slo escasosobreenfriamiento ser posible (temperatura Ta), ya que el nucleamiento es muy lentoy la relacin de crecimiento es muy alta. As pocos cristales se forman y ellosadquieren gran tamao, resultando una fbrica de grano grueso, que es comn en lasrocas plutnicas. En las rocas que se enfran ms rpidamente, puede haber unsobreenfriamiento significativo, antes que los cristales comiencen a cristalizar. Si lasrocas son sobre-enfriadas en Tb, la relacin de nucleamiento excede a la relacin decrecimiento, y muchos cristales pequeos son formados, resultando una fbrica degrano fino, tpica de rocas volcnicas. Cuando hay muy alto grado desobreenfriamiento (Tc) puede ser insignificante las relaciones de nucleamiento ycrecimiento, tal como ocurre en los lquidos solidificados a vidrio, con pocos cristaleso sin ellos.

Dos estadios de enfriamiento pueden crear una distribucin bimodal de tamaos degrano. Enfriamiento lento seguido de uno rpido, es la nica secuencia posible quepuede tener lugar cuando una cristalizacin comienza en la cmara magmtica,seguido por la apertura de un conducto por el que el magma migra hacia la superficie.Inicialmente el magma puede estar dbilmente sobre-enfriado y pocos cristalespueden formarse, situacin que cambia con el fenmeno efusivo que da lugar acristales de grano fino. Esta distribucin bimodal del tamao de grano, unos detamao considerablemente mayor a los otros, da lugar a la textura porfdica. Losgrandes cristales son denominados fenocristales y estn rodeados por otros de granofino denominados matriz, o pasta, o mesostasis (Fig. 3-1C). Las rocas porfdicas se

consideran plutnicas o volcnicas en base a la granulometra de la matriz. Si losfenocristales se encuentran dentro de una masa vtrea, la fbrica se denominavitrofrica. Si los fenocristales contienen abundantes inclusiones de otros minerales


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que han sido englobados durante el crecimiento, la fbrica es poiquiltica (Fig. 3-5) yel mineral incluyente es denominado oico-cristal.

La relacin de crecimiento depende tanto de la energa de superficie de las carascomo de la relacin de difusin. Para una velocidad de enfriamiento constante, los

cristales ms grandes sern aquellos con estructuras mas simples (ellos tambin senuclean mas tempranamente), por ser mas fcil la difusin de sus componentes. Lavelocidad de difusin es ms rpida a altas temperaturas y con materiales de bajaviscosidad. La velocidad de difusin es as baja, en fundidos viscosos altamentepolimerizados, tales como los ricos en slice que generalmente estn ms fros quelos fundidos mficos. Los iones pequeos, con baja carga se difunden mejor enfundidos bsicos y a alta temperatura, mientras que en los complejos altamentepolimerizados se difunden lentamente. En general la difusin en un fluido es mayorque en un vidrio y a su vez en el vidrio es mayor que en un slido cristalizado. El aguabaja drsticamente es desarrollo de la polimerizacin en un magma, mejorando ladifusin. Los lcalis tienen un efecto similar, aunque menos notable. El grano muy

grueso de muchas pegmatitas, puede ser atribuido a la alta movilidad de las especiesen fundidos ricos en agua, en los cuales la cristalizacin es extremadamente lenta.

Fig. 4. Relacin entre nucleamiento cristalina en funcin de la temperatura por debajodel punto de fusin.


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Fig. 5. Textura poquiltica.

La nocin popular que los grandes cristales en una roca porfrica se habran formadotempranamente, en un ambiente de lento enfriamiento, no es universalmente vlido.

La sbita prdida de una fase fluida rica en agua, puede tambin producir rpidoascenso de la temperatura de cristalizacin y permitir el desarrollo de fbricasporfricas en algunas rocas plutnicas.

Fig. 6. Textura spinifex, definida por el desarrollo esqueltico fibroso de olivino.


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Cuando la relacin de difusin no est limitada, los cristales crecen libremente en unfundido y tendern a formar cristales euhedrales bien facetados. Cuando la relacinde difusin es mas lenta que la relacin de crecimiento (como en los enfriamientossbitos o en las lavas congeladas), los cristales tienden a desarrollar formas radialesu hojosas, dando lugar a las texturas dendrticas, o en situaciones mas extremas a

texturas esferulticas. En las lavas ultramficas, tales como las komatitas delPrecmbrico, cuando se enfran pueden llegar a desarrollar cristales muy largos deolivino, 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 deolivino de estructura simple, en un magma de muy baja viscosidad y no porenfriamiento lento. Piroxenos con textura spinifex de ms de cinco centmetros,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 elrpido enfriamiento, lo que produce los llamados cristales esqueletales. En casosextremos el crecimiento de las aristas puede englobar bolsillos de fundido entre lascaras. El crecimiento de los ngulos de las plagioclasas sobre-enfriadas crean lascaractersticas formas en cola de golondrina (Fig.3-3). Por supuesto no se debeolvidar que cualquier movimiento del lquido en la cmara u homogenizacin de loscristales, tiende a reducir los efectos limitantes de la difusin lenta.

Fig. 7. Textura granofrica, en riolitas. (Chaschuil, Sierra de Famatina).


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Lugares preferenciales de nucleamiento

Epitaxis: es el trmino general para describir la nucleamiento preferencial de unmineral sobre otro pre-existente. En forma similar la estructura del mineral queconstituye el sustrato es un pre-requisito para el crecimiento epitaxial de una nueva

fase. Los constituyentes atmicos del nuevo mineral encuentran lugares favorablespara acumularse formando ncleos estables. El crecimiento de sillimanita sobrebiotita o moscovita en las rocas metamrficas, o el reemplazo de cianita, sonejemplos 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 ocurreen granitos donde la plagioclasa se desarrolla sobre un feldespato alcalino deestructura similar, ms que por nucleamiento sobre el mismo (Fig. 3-8A).

Fig. 8: A: Textura rapaquivi. B: Textura esferultica.

Textura esferultica, se desarrolla en rocas volcnicas silcicas, en la que agujas decuarzo y feldespato alcalino crecen radialmente desde un centro comn (Fig. 3-8B).La textura varioltica es el desarrollo equivalente en rocas baslticas y resultanprobablemente de la nucleamiento de cristales de plagioclasa de desarrollo tardo.Ambas se considera que se forman durante la devitrificacin de vidrios y serntratadas con las fbricas secundarias.

La nucleamiento de minerales en las paredes de diques y de vesculas, son tambincomunes. El crecimiento de cristales alargados, generalmente cuarzo, con los ejesnormales a las paredes, desarrollan la textura peine, porque las columnas paralelasrecuerdan los dientes de un peine. La textura crescumulatica es similar y describe elcrecimiento paralelo de cristales alargados, que no estn en equilibrio, de olivinos,piroxenas, feldespatos o cuarzo, que aparecen nucleados sobre paredes y como

capas que pueden alcanzar algunos centmetros de largo. Estas texturas suelenpresentarse en plutones mficos bandeados, donde forma capas mltiples y en losmrgenes de los granitos.


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Zoneado composicional: es un fenmeno comn, que ocurre cuando un mineralcambia su composicin y su desarrollo tiene lugar durante el enfriamiento. Lacomposicin de la mayora de los minerales de solucin slida, que estn enequilibrio con otros minerales o lquidos, es dependiente de la temperatura. Elzoneamiento composicional slo puede ser observado petrogrficamente cuando el

color o la posicin de extincin, vara con la composicin, como por ejemplo lasplagioclasas. Si el equilibrio entre el cristal y el fundido se mantiene, la composicindel mineral se ajustar con el descenso de temperatura, produciendo un cristalhomogneo. El zoneado qumico, tiene lugar cuando el equilibrio no se mantiene ycapas de nueva composicin se agregan sobre las ms antiguas. El equilibriocomposicional requiere en la plagioclasa el intercambio de Si-Al y esto es dificultosodebido a la fuerza de las uniones Si-O y Al-O. Como la difusin del Al es bajo, elzoneamiento de las plagioclasas es bastante comn (Fig. 3-11). En el zoneamiento seespera comnmente que la plagioclasa muestre el ncleo ms rico en anortita y elborde ms albtico, que se denomina zoneamiento normal. El zoneamiento inverso esel opuesto, con un interior ms sdico y el exterior ms clcico y es raro en las rocas

gneas, pero comn en plagioclasas metamrficas, en las que su crecimiento esacompaado por el descenso de la temperatura. El zoneado oscilatorio, es un tipocomn en las plagioclasas, porque el decrecimiento regular del contenido de anortita,raramente es dominante en todo el perodo de cristalizacin y se produce porcambios de las condiciones en la cmara magmtica, como ser la inyeccin denuevos pulsos de magma ms bsico y caliente, que generalmente pueden estaracompaados por senos de corrosin en los anillos de los cristales, que indicancambios composicionales abruptos. Tambin puede ser por perdida de agua queeleva el punto de cristalizacin, o entrada de agua en la cmara que baja el punto decristalizacin.

Secuencias de cristalizacin: Como regla los minerales de formacin temprana en losfundidos no son significativamente sobre-enfriados y estn rodeados completamentepor lquido y desarrollan cristales euhedrales que forman todas sus carascristalogrficas. Cuando mas cristales se generan, se va llenando la cmaramagmtica e inevitablemente empezarn a chocar unos con otros, lo que impedir eldesarrollo de algunas caras cristalogrficas, dando lugar a cristales con formassubhedras y anhedras. Finalmente se desarrollarn cristales rellenando los ltimosespacios 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 ncleoseuhdricos que se han formado cuando los cristales estaban suspendidos en unfundido y anillos anhedrales que se formaron posteriormente cuando el fundidoestaba abarrotado de cristales que interferan entre si en su crecimiento. En generalolivinos y piroxenas tienden a ser ms euhedrales que feldespatos y cuarzo. Hunter(1987) demostr que aunque los cristales suspendidos en un fundido tienden a formargranos euhedrales, una vez que ellos empiezan a interferir unos con otros, sedisuelven reas de las superficies en contacto, volvindose mas redondeados.

Los gelogos a menudo apelan al tamao de grano como indicador de la secuenciade cristalizacin. En las rocas porfricas volcnicas, generalmente se considera que

los fenocristales se han formado antes de la matriz. Aunque esto comnmente escierto, el tamao de grano es dependiente de las relaciones de nucleamiento ycrecimiento y algunos minerales de la matrz se han formado tempranamente por


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rpido nucleamiento pero con ms lento crecimiento que los fenocristales. Losmegacristales euhedrales de feldespato-K, que se encuentran en muchas rocasgranticas, se piensa que son de formacin tarda en la secuencia de cristalizacin yno temprana, como suponen otros autores.

Otro indicador de la secuencia de cristalizacin est basada en la relaciones deinclusiones. Las inclusiones gneas seran de formacin ms temprana que loscristales que las contienen. En el caso del feldespato-K, suele tener fbricapoiquiltica y las numerosas inclusiones minerales, son indicadores de su formacintarda. En la textura ooftica, por ejemplo, se observa la inclusin de tablillas deplagioclasa dentro de clino-piroxena de formacin posterior. Aunque hay en algunoscasos evidencias de la cristalizacin simultnea de ambos minerales. Flood y Vernon(1988) concluyen que ninguno de los clsicos criterios para determinar la secuenciade cristalizacin es enteramente satisfactorio.

En sistemas granticos someros ricos en agua, un nico feldespato alcalino puede

formarse, pero si el agua se pierde en forma sbita, el punto de fusin bajarpidamente resultando un sobreenfriamiento (an a temperatura constante), lo queproduce la rpida cristalizacin simultnea de feldespato alcalino y cuarzo. Bajo estascondiciones, los dos minerales no tienen tiempo de formar cristales independientes,sino que constituyen un intercrecimiento con formas esqueletales que se denominatextura granofrica, y la roca en la que domina esta fbrica se denomina granfiro(Fig. 3-7). Una variante de grano grueso es llamada textura grfica, donde la formacuneiforme del cuarzo se desarrolla dentro de una masa de feldespato potsico.

Fig. 9. Fenocristal de hornblenda con borde de oxidacin.


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Reaccin y resorcin magmtica: En algunos sistemas los cristales tempranamenteformados reaccionan con el fundido para dar nuevos minerales. Por ejemplo lareaccin del olivino con el fundido produce piroxena en el sistema SiO2 Mg2SiO4,es comn observar fenocristales de olivino con un manto de orto-piroxena, que seproduce en la interfase olivino-fundido.

Fig. 10. Fenocristales de cuarzo corroidos, redondeados y con bahas de disolucin,por la matrz silcica de grano fino.

Otra reaccin que suele ocurrir tiene lugar cuando magmas hidratados alcanzanniveles superficiales, donde por la sbita perdida de presin escapan los voltiles loque causa que los fenocristales que contienen agua, tales como hornblenda y biotita,se deshidraten y oxiden, dando finos anillos de xidos de hierro (Fig. 3-9).

El trmino resorcin se aplica a la re-fusin o disolucin de mineral en el fundido

desde el cual se han formado, como es el caso de fenocristales de cuarzo en riolitas,que son parcialmente disueltos durante el ascenso y evolucin magmtica (Fig. 3-10).Los cristales resorbidos comnmente tienen bordes redondeados y golfos, que seatribuyen al avance de la resorcin; pero otros opinan que dichos fenmenos son elresultado del rpido crecimiento que envuelve al fundido debido al sobreenfriamiento.

Movimientos diferenciales de cristales y fundido

El flujo en un fundido puede producir el alineamiento de minerales alargados otabulares, produciendo las fbricas de foliacin planar o de lineamiento. El

alineamiento de microlitos de plagioclasa en las rocas volcnicas, mostrando flujoalrededor de los fenocristales, definen la textura traqutica (Fig. 3-16B). La orientacinal azar o falta de alineamiento de los microlitos, define la textura pilotxica oafieltrada. La mezcla heterognea (mingling) de dos lquidos magmticos, tanto en


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una cmara como en los flujos, puede crear un bandeado de flujo, que son capasalternantes de diferente composicin. El bandeado y el alineamiento mineral puedentambin formarse en las proximidades de las paredes de las cmaras magmticas.

Los fenocristales suspendidos pueden arracimarse y adherirse por tensin superficial

dando lugar a la llamada sinneusis por Vance (1969) y que puede ser el primer pasopara generar el crecimiento de maclas, porque su orientacin puede serenergticamente favorable para que dos cristales del mismo mineral se adhieranentre si. La acumulacin de mltiples granos que se adhieren a fenocristales sedenomina textura cumulofrica. Si la acumulacin es esencialmente de un nicomineral, da lugar a la textura glomeroporfrica.

Texturas cumulticas

Histricamente se consider que los cristales se acumulan ya sea por hundimiento opor flotacin, debido al contraste de densidad con el fundido del cual se separan, pero

mas recientemente se ha propuesto la alternativa que ellos se forman en lasproximidades del techo, de las paredes o del piso de la cmara magmtica.

Fig. 11. Bandeado magmtico en los granitos de la Sierra de Mazn, con un espesorde 6 m. Las variaciones 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 especiesminerales, se acumulan en contacto mutuo, con un lquido remanente intersticial, queocupa los espacios entre los cristales y que desarrollan varias texturas distintivas,desde la cuales el modo de cristalizacin puede ser deducida.

La distincin mas simple corresponde a los ortocumulatos, en los que los cristales seacumulan y estn incluidos en material fundido intersticial (Fig. 3-12A) y los


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adcumulatos en los que el lquido intersticial ha sido expulsado y los cristalesacumulados continan cristalizando hasta estar en contacto mutuo (Fig. 3-12B-C),que es casi un cumulato 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 notar que los ngulos diedros entreminerales en contacto, se desarrollan en estadios tardos de fundidos atrapados,carcter que es casi constante en los adcumulatos.

Fig. 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 estndelineados con lneas de puntos.

En los minerales tardos que tienen nucleamiento lento, ellos envuelven a los granosde cumulus, dando lugar a la textura poiquiltica, pero los oico-cristales pueden sertan grandes, que los intersticiales son difciles de reconocer en la pequea rea de

las secciones delgadas. Un gran oico-cristal tambin requiere intercambio entre ellquido intersticial y el reservorio magmtico principal, que provee sus componentespara poder formar otros minerales. A este adcumulato se lo denomina hetero-adcumulato y finalmente el trmino mesocumulato se aplica a las fbricas cumulticasque son intermedias entre orto- y adcumulatos.

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