texturas y extructuras de las rocas ígneas

3ISSN 1514-4836ISSN 1668-3242 en lnea

INSTITUTO SUPERIOR DE CORRELACION GEOLGICA(INSUGEO)

Miscelnea INSUGEO 15

Texturas y Estructuras de las Rocas Igneas:Significado Petrolgico e Implicancias en las

Condiciones de Formacin de las Rocas

Jos Pablo Lpez y Laura Iudith Bellos

Consejo Nacional de Investigaciones Cientficas y TcnicasFacultad de Ciencias Naturales e Instituto Miguel Lillo

Universidad Nacional de TucumnSan Miguel de Tucumn

2006

4 CORRELACIN GEOLGICA N 20

CONSEJO NACIONAL DE INVESTIGACIONES CIENTIFICAS Y TECNICASUniversidad Nacional de Tucumn

Instituto Superior de Correlacin Geolgica (INSUGEO)

Director: Dr. Florencio G. AceolazaDriectores alternos: Dr. Alejandro Toselli y Dr. Alfredo Tineo

Editor: Dr. Florencio G. Aceolaza

Consejo Editor: Dr. Alejandro J. Toselli (INSUGEO), Dr. Alfredo Tineo (INSUGEO), Dr. Rafael Herbst (INSUGEO),Dra. Juana N. Rossi de Toselli (INSUGEO), Dra. Susana B. Esteban (INSUGEO), Dr. Guillermo F. Aceolaza(INSUGEO), Dr. M. Franco Tortello (UNLa Plata), Dr. Carlos Cingolani (UN La Plata), Dr. Roberto R. Lech(CENPAT-Trelew), Dr. Ricardo Alonso (UN Salta); Dra Beatriz Coira (UN Jujuy), Dr. Juan Carlos Gutierrez-Marco(CSIC-Espaa), Dra. Isabel Rbano (IGME-Espaa), Dr. Julio Saavedra Alonso (CSIC-Espaa), Dr. Hbert Miller (U.Mnchen-Alemania), Dr. Alcides N. Sial (U. Pernambuco-Brasil), Dra. Valderez Ferreira. (U. Pernambuco-Brasil),Dra. Renata Guimaraes Netto (UNISINOS, Brasil).Direccin: Instituto Superior de Correlacin Geolgica. Miguel Lillo 205. 4000 San Miguel de Tucumn.Argentina. E-mail: [email protected] - http://www.unt.edu.ar/fcsnat/INSUGEO

Serie Correlacin Geolgica

Es una serie peridica editada por el INSUGEO. Tiene por objeto dar a conocer informacin de intersgeolgico, siendo los trabajos all publicados originales (entendindose que no hayan sido publicados nisometidos simultneamente a otras publicaciones). En ella se incluyen artculos temticos como asimismotrabajos monogrficos. Todas las contribuciones tienen revisin siendo puestas en consideracin de miembrosdel Consejo editor y de rbitros especialistas (ver Instrucciones a los autores).El contenido de los artculos es deresponsabilidad de cada autor.Se registra en Latindex, Ulrichs International Periodical Directory y Zoological Record.

Serie Correlacin Geolgica 1: Segunda Reunin del Proyecto 192 IGCP-UNESCO.Serie Correlacin Geolgica 2: Geologa de Amrica del Sur.Serie Correlacin Geolgica 3: Procesos Metalogenticos.Serie Correlacin Geolgica 4: El Ciclo Pampeano en el Noroeste Argentino.Serie Correlacin Geolgica 5: Eventos del Paleozoico Inferior en Latinoamrica.Serie Correlacin Geolgica 6: Cuencas Sedimentarias Argentinas.Serie Correlacin Geolgica 7: Actas del V Congreso Argentino de Paleontologa y Bioestratigrafia.Serie Correlacin Geolgica 8: El Magmatismo del Noroeste Argentino.Serie Correlacin Geolgica 9: El Paleozoico Inferior en Latinoamrica y la Gnesis del Gondwana.Serie Correlacin Geolgica 10: Geologa del Noroeste 2da Edicin (En prensa).Serie Correlacin Geolgica 11: Hidrogeologa Subterrnea.Serie Correlacin Geolgica 12: El Paleozoico Inferior en el Noroeste del Gondwana.Serie Correlacin Geolgica 13: II Congreso Argentino de Hidrogeologa.Serie Correlacin Geolgica 14: El Negeno de Argentina.Serie Correlacin Geolgica 15: Geologa de los Cuerpos Igneos.Serie Correlacin Geolgica 16: Aspects of the Ordovician System in Argentina.Serie Correlacin Geolgica 17: Ordovician from the Andes.Serie Correlacin Geolgica 18: Proceedings of the 7th. International Graptolite Conference.Serie Correlacin Geolgica 19: Simposio Bodenbender.

Instituto Superior de Correlacin GeolgicaMiguel Lillo 205

4000 - San Miguel de Tucumn - Repblica Argentina

Fotografa de Tapa: Seccin pulida de un granito porfrico.

5Indice

Abstract 7Resumen 7Procesos Fundamentales en la Formacin de las Rocas 7Magmas y Lavas 10Texturas 11

Teoras de la nucleacin 12Nucleacin homognea 12Nucleacin heterognea 15

Parmetros texturales. 17Grado de cristalinidad . 18Tamao de los cristales 20Relacin de tamaos 24Forma de los cristales 26

Texturas especiales 31Textura grfica 32Solucin slida de plagioclasas zonacin 33Textura simplecttica 37Textura mirmequtica 39Tertura perttica 40Textura poiquiltica . 43Texturas manteadas en los feldespatos. 44Coronas y bordes de reaccin 45

Texturas especiales de rocas volcnicas 46Estructuras 51Productos de alteracin o reemplazo mineral . 54

Cloritizacin 55Pertitas de reemplazo 56Uralitizacin 56Sericitizacin, caolinitizacin y sausurritizacin 56Serpintinizacin 57

Bibliografa 58

Agradecimientos

Los autores desean expresar su sincero agradecimiento al Dr. Alejandro Toselli, por lalectura crtica del manuscrito, al Dr. Guillermo Aceolaza y al Geol. Pablo Grosse, por su colabora-cin y al Instituto Superior de Correlacin Geolgica, por su apoyo econmico para la realizacinde la presente contribucin.

6 CORRELACIN GEOLGICA N 20

7TEXTURAS Y ESTRUCTURAS DE ROCAS IGNEASTexturas y Estructuras de rocas igneas INSUGEO, Miscelnea 15: 7-57J. P. Lpez y L. I. Bellos Tucumn, 2006 -ISSN 1514-4836 - ISSN 1668-3242 en linea

Texturas y Estructuras de las Rocas Igneas: Significa-do Petrolgico e Implicancias en las Condiciones de

Formacin de las Rocas

Jos Pablo LOPEZ1 y Laura Iudith BELLOS1

Abstract. TEXTURES AND STRUCTURES OF IGNEOUS ROCKS : PETROLOGICAL SIGNIFICANCES AND ITS RELATION TO THE CONDITIONALFORMATION OF ROCKS . This didactic contribution is directed mainly to advanced students of geology and to anyoneinterested in expanding aspects related with the fabric of igneous rocks, as a base for the understanding of theprocesses that take place during the long path from their origin in the magmatic chamber until their finalemplacement. The objective of this publication is to cover aspects related with the fundamental processesinvolved in the formation of igneous rocks, based on the interpretation of their textural and structuralcharacteristics. These parameters are of great importance in the study of the petrogenetic evolution andcrystallization of magmas and in the analysis of their emplacement levels. They also offer relevant informationconcerning the physical and chemical conditions under which igneous rocks form, such as cooling velocity,crystallization stages, chemical equilibrium conditions and crystalline growth.

Resumen. TEXTURAS Y ESTRUCTURAS DE LAS ROCAS IGNEAS : SIGNIFICADO PETROLGICO E IMPLICANCIAS EN LAS CONDICIONES DEFORMACIN DE LAS ROCAS . Esta COntribucin de carcter didctico, est dirigida principalmente a estudiantes avanza-dos de la carrera de geologa y a todo aqul interesado en profundizar aspectos relacionados con la fbrica de lasrocas gneas, como base para comprender los procesos que se desarrollaron durante el largo camino desde suorigen en la cmara magmtica hasta su emplazamiento final. El objetivo de esta publicacin es abordar aspectosrelacionados con los procesos fundamentales de la formacin de las rocas gneas, basados en la interpretacin desus caractersticas texturales y estructurales. Estos parmetros son de gran importancia tanto en el estudio de laevolucin petrogentica y cristalizacin de los magmas, como en el anlisis de los niveles de emplazamiento,adems de brindar relevante informacin sobre las condiciones fsicas y qumicas de su formacin, tales comovelocidad de enfriamiento, etapas de cristalizacin, condiciones de equilibrio qumico y crecimiento cristalino,entre otras.

Key words: Igneous rocks. Textures. Structures. Petrogenetic evolution.Palabras clave: Rocas gneas. Texturas. Estructuras. Evolucin petrogentica.

Procesos Fundamentales en la Formacin de las Rocas

No hay variedad de rocas gneas que hayan sido formadas por un nicoacto de creacin. Cada una de estas variedades representa el producto final delargos y complicados procesos petrogenticos que tienen lugar en la corteza dela tierra y que llevan al congelamiento de un magma (o lava) en una roca slida.Este enfriamiento puede producirse por dos caminos, que dan lugar a dos gru-1 INSUGEO-CONICET Facultad de Ciencias Naturales e I.M.L., UNT. Miguel Lillo 205. San Miguel de Tucumn. E-mail: [email protected]

8 M ISCELNEA INSUGEO N 15

pos de rocas gneas claramente diferentes: un enfriamiento rpido origina lasrocas con caractersticas volcnicas y subvolcnicas y un enfriamiento ms len-to produce las rocas con caractersticas plutnicas, en las que se desarrolla cons-tantemente el proceso de diferenciacin magmtica.

La roca slida, resultado de dicho enfriamiento, generalmente es el pro-ducto final, en cuya formacin intervinieron varios mecanismos tales como:a) cristalizacin, precipitacin y sublimacinb) solidificacin no cristalinac) disolucind) diferenciacin mecnicae) fragmentacin mecnica

A continuacin haremos una descripcin de los aspectos ms importan-tes de los procesos mencionados

a) La cristalizacin es un proceso que ocurre a partir de fundidos, solucionesacuosas y gases. La cristalizacin de magmas (soluciones fundidas) genera cris-tales, constituyentes esenciales de las rocas plutnicas. La cristalizacin de so-luciones acuosas es la precipitacin (que dan lugar a las evaporitas como salgema, yeso, etc.) y la formacin de cristales directamente a partir de gases es untipo de sublimacin (como el azufre, formado a partir de emanaciones gaseo-sas de origen volcnico).

b) La solidificacin no cristalina es el proceso por el que un fundido se trans-forma en vidrio en respuesta a un rpido sobreenfriamiento. Otros tipos devidrios son los originados en fracturas frgiles (pseudotaquilitas), en rocasimpactadas por meteoritos (vidrios de shock) o alcanzadas por rayos (fulguritas).La solidificacin tambin incluye transformaciones de geles a slidos amorfos,tales como el gel de slice que se transforma en palo.

c) La disolucin es la conversin de slidos en fundidos, soluciones o gases.En el caso particular de un proceso formador de rocas, cuando la disolucin esincompleta, se modifica qumica y fsicamente los slidos preexistentes, queson eventualmente preservados en la roca final, as como tambin ocurre lamodificacin del magma en la cual estos cristales estn inmersos.

Un ejemplo de fusin incongruente es la protoenstatita (MgSiO3) quecuando se calienta a 1557 oC forma un lquido ms rico en SiO2 que laprotoenstatita y un slido (forsterita, Mg2SiO4), que es por lo tanto ms rico enMgO. Del mismo modo, la ortosa funde incongruentemente a 1150 C paraformar leucita y un lquido ms rico en slice que la ortosa. El proceso de diso-

9TEXTURAS Y ESTRUCTURAS DE ROCAS IGNEAS

lucin es explicado con el Sistema con punto de fusin incongruente.Sistema con punto de fusin incongruente. Existe un cierto numero de mi-nerales, que cuando se calientan hasta una cierta temperatura (punto de fusinincongruente), se descomponen para dar dos fases, una de las cuales es lquida.Es decir, el lquido que se forma a esa temperatura no tiene la composicin dela sustancia original, y por tanto se forma una nueva fase slida al mismo tiem-po que la lquida. Un ejemplo de este proceso se explica por medio del sistemabinario Leucita-Slice:

A presin atmosfrica el feldespato potsico funde incongruentementecon formacin de un lquido de composicin ms silcea y una proporcin equi-valente de leucita cristalina. En la figura 1, una mezcla 1, no saturada en slice,se enfra hasta alcanzar la curva del lquidus, en cuyo punto empieza a separar-se leucita. Al descender la temperatura y continuar cristalizando la leucita, lamezcla fundida sigue la curva hacia el punto peritctico, donde tiene lugar unareaccin entre los cristales de leucita y el fundido rico en slice para producir elFeldespato potsico, que es el mineral estable en este punto. Ya que en estepunto an no se alcanz el punto eutctico, y aparece una nueva fase mineral,la reaccin se llama incongruente y puede escribirse:5KAlSi2O6 + 3KAlSi3O8 + 5SiO2 = 8KAlSi3O8 Leucita Mezcla fundida Feldespato potsico

La composicin y temperatura se mantienen constantes mientras que laLeucita reacciona con la mezcla fundida (es decir pasa a la solucin) para pro-ducir Feldespato potsico.

Fig. 1: Sistema de fusin incongruente leucita-slice (Modificado de Schairer y Bowen, 1947)


d) La diferenciacin mecnica como proceso formador de rocas est princi-palmente relacionada a la reubicacin de minerales de la roca como resultadode flujo de los cristales con respecto al fundido, fase acuosa supercrtica o gases.Un ejemplo es la acumulacin gravitacional y convectiva de cristales en cma-ras magmticas. Tpicamente este es el caso de minerales livianos que ascien-den hacia la parte superior de una cmara magmtica y minerales pesados queconstituyen cumulatos en el fondo de la cmara. Ejemplo de estos casos sonlas acumulaciones de feldespatos, la formacin de hornblenditas, anortositas yes un proceso fundamental en la constitucin de los cuerpos bsicosestratificados.

e) La fragmentacin mecnica incluye la formacin de autobrechas en lavascidos en movimiento, fracturamiento hidrulico de rocas preexistentes, erup-ciones explosivas de slidos y magmas como resultado de una rpida disminu-cin de fluidos o por deformacin tectnica. Si bien no es un proceso que pro-duce diferenciacin magmtica, es importante en el desarrollo de fbricas parti-culares de las rocas.

Magmas y LavasUn magma es un fundido silictico que contiene mayormente Si y O,

con cantidades menores de Al, Mg, Fe, Ca, Na y K, con cantidades variables devoltiles. En el ambiente geolgico el contenido de slice de los magmas varaentre algo menos de 45% y hasta 75%, dando como resultado la formacin derocas magmticas desde mficas a flsicas. El magma se origina en el manto yen la corteza, formando cuerpos magmticos intrusivos en la corteza superior yextrusivos en la superficie de la Tierra. Los intrusivos ms profundos son co-mnmente plutones y los cuerpos ms someros son tpicamente diques, filonescapas y lacolitos. Cuerpos magmticos casi o parcialmente extrusivos incluyennecks (cuellos), plugs (tapones) y domos mientras que los flujos de lava sontotalmente extrusivos.

Los componentes qumicos del magma no se encuentran como iones oiones complejos flotando en un solvente como ocurre en soluciones acuosas.En lugar de ello, forman molculas complejas que permanecen unidas(polimerizadas) dndole una estructura al fundido. La prdida de calor delmagma permite una mayor organizacin de estos componentes qumicos for-mando los slidos silicticos cristalinos (cristales); y si la prdida de calor esextremadamente rpida, como por ejemplo en un medio volcnico, la lavasolidifica como vidrio.


La razn fundamental para que se produzca la cristalizacin de un mag-ma es la prdida de calor y por lo general, un lquido magmtico que se encuen-tra a cierta profundidad, tiende a desplazarse hacia zonas ms superficiales, pordiferencia de presin, al tener menor densidad que la roca de caja circundante.En ese ascenso, se produce disipacin del calor y como consecuencia de ello, lacristalizacin del mismo.

Otro proceso de formacin de magmas es el de anatexis (fusin parcialde rocas preexistentes) que puede describirse como el proceso ms o menosopuesto a la cristalizacin magmtica. Tiene lugar en algn lugar de la cortezadonde la roca es sometida a un aumento de temperatura tal que las estructurasde los minerales que la constituyen se tornan inestables, se rompen y forman elfundido.

Un tercer mecanismo de formacin de un magma es el de fusinadiabtica (es decir, sin prdida de calor): ocurre en zonas de extensin, tpica-mente en las dorsales meso-ocenicas, a lo largo de fracturas profundas dondese encuentran rocas bsicas prcticamente anhidras a altas temperaturas. Enestas condiciones, un descenso de la presin de carga, sin variaciones de tempe-ratura, da lugar a la fusin de las mismas. Una vez que el magma se ha formadoy comienza su camino hacia la superficie de la Tierra, comienza la cristaliza-cin, por prdida de calor.

TexturasIndependientemente de que su origen sea gneo o metamrfico, el sim-

ple hecho de que las rocas hayan ascendido a la superficie de la tierra (porprocesos tectnicos o de erosin) implica que las texturas han sido transporta-das mecnicamente a un medio muy diferente al de su ambiente petrogenticoinicial. Esto es cierto, excepto para el caso de las rocas volcnicas, que fueronpuestas directamente sobre la superficie por procesos inherentes a su gnesis.

Debido a que las texturas son una de las manifestaciones visibles para elestudio del estado de equilibrio entre las fases minerales de las rocas, se debe-rn tener en cuenta sus actuales rasgos y los elementos heredados de los estadosiniciales profundos a los que se les pueden superponer reagrupacionesmineralgicas que responden a las condiciones termodinmicas superficiales.

Se podra pensar de este hecho, que la respuesta textural superficial de-bera ser tanto ms intensa y acentuada cuanto las rocas sean ms antiguas y porlo tanto mejor reequilibradas por las nuevas condiciones. En realidad esto no secumple siempre, pues se conocen rocas muy antiguas que presentan asociacio-nes mineralgicas y microtexturas idnticas a las que se observan en rocas equi-valentes ms modernas. El enmascaramiento de microestructuras iniciales


parece ser, de hecho, difcil y completamente coyuntural. Los reajustes texturalesbajo condiciones superficiales son generalmente discretos y limitados. Los cam-bios mencionados que ocurren en la subsuperficie se deben principalmente atres factores: temperatura, fluidos y deformacin. La accin de stos, solos ocombinados ocasionan los reajustes texturales que llevan a un reequilibrio de laroca.

Antes de estudiar las principales texturas de las rocas gneas y su ayudaen la interpretacin del orden petrogentico es preciso recordar algunos meca-nismos fundamentales que gobiernan la aparicin o desaparicin de los minera-les, que son los constituyentes de estas texturas.

Teoras de la Nucleacin. La aparicin de los primeros grmenes de una faseen un sistema se efecta tericamente segn dos mecanismos sensiblementediferentes: nucleacin homognea y nucleacin heterognea.

a) Nucleacin homognea: los principios de la termodinmica indican quelos sistemas que posean la menor energa libre sern los ms estables bajo deter-minadas condiciones de presin y temperatura, pero no nos informan como seefectuarn las transformaciones que generaran esta fase estable bajo tales con-diciones. En concreto, el problema planteado reside en saber cmo aparecen,por ejemplo, las primeras gotas de un lquido o los primeros grmenes crista-linos en sistemas donde se producen reacciones del tipo:

Vapor lquido (condensacin)Vapor slido (sublimacin)Lquido slido (cristalizacin o precipitacin)

Para responder a esta cuestin se ha desarrollado un modelo tericodenominado nucleacin homognea basado en lo que podra producirse enuna transformacin vapor lquido.

En primer trmino debemos tener en cuenta que la nucleacin homog-nea es altamente efectiva en condiciones de sobreenfriamiento y sobresaturacin.Si el sistema es relativamente homogneo debe haber considerablesobreenfriamiento del magma y sobresaturacin de soluciones antes de que ocurrala cristalizacin. La razn de esto es que se debe formar un ncleo antes de queel cristal comience a crecer.

La aparicin de los primeros embriones de lquido sera la consecuen-cia accidental de una combinacin de molculas de un gas cuando ste es lleva-do de una Temperatura T1 (o P1) hacia una temperatura T2 ms baja (o P2 msalta). El aumento de densidad de estas agrupaciones y su mejor ordenamientoda lugar a la formacin de ncleos (Fig. 2).


De acuerdo al primer enunciado de la termodinmica estos embrionesoncleos tendran que ser efmeros pues se habra producido un aumento de laenerga libre del sistema.

> orden > energa libre > inestabilidad.El que el ncleo sobreviva, se explica basndose en la competicin

que existe entre las variaciones de la energa libre que depende del volumen delos ncleos y la energa libre de la superficie de estos ncleos.

Los grmenes slidos no son estables, en primera instancia, a causa deque la energa libre de superficie es alta (debido a que los enlaces incompletostienden a formar enlaces con otros iones libres) en comparacin a la energa delcentro del ncleo del germen (energa asociada al volumen de ste). Si el balan-ce de estas variaciones de energa lleva a un descenso de la energa libre delsistema se favorece su mantenimiento.

Para que esta condicin de supervivencia se produzca, es necesario en-tonces que la energa del sistema se reduzca (generalmente por prdida de ca-lor). Esto tiene lugar cuando el ncleo crece hasta un tamao crtico (radiocrtico) que ocurre cuando se alcanza un nivel de energa, denominado energalibre de activacin por nucleacin . Por debajo de este radio crtico, la energade la superficie del germen es mayor que la energa de volumen y se favorece ladisolucin de la partcula.

La energa libre de activacin por nucleacin necesaria para el iniciode los procesos de nucleacin vara de forma exponencial con la temperatura.La velocidad de nucleacin N llega a ser mxima cuando la temperatura alcan-za un valor crtico Ts. Esto significa que la cantidad de ncleos formados en unsistema va a depender estrechamente de T, pero tambin del lapso de tiempodurante el cual se mantengan las condiciones trmicas favorables a la nucleacin(Fig. 3).

Fig. 2: esquema de la aparicin de un embrin (prencleo)y de un ncleo cristalino en una fase lquida o gaseosa


El sobreenfriamiento de un sistema tiene el efecto de almacenar ener-ga, que es rpidamente liberada como calor latente de cristalizacin, des-pus de la formacin de los ncleos estables y el consiguiente crecimiento delcristal.

Los silicatos en armazn (tectosilicatos) como los feldespatos requierenun mayor sobreenfriamiento para generar ncleos que los silicatos en cadena,como los piroxenos y stos ms que los que requieren los silicatos de estructuraen tetraedros independientes, como los olivinos. Adems el hierro y magnesioen magmas silceos pueden causar rupturas en las estructuras de Si-O del fundi-do, promoviendo una ms rpida y fcil nucleacin de los silicatos en cadenas ycapas y suprimiendo la nucleacin de feldespatos y cuarzo. Esto explica el or-den de cristalizacin que comienza con minerales como el olivino, sigue conpiroxenos y ms tarde cristalizan los feldespatos, seguidos por las micas y final-mente el cuarzo, tal como se ordenan en las bien conocidas Series de reaccinde Bowen.

Si el sobreenfriamiento de un fundido es extremo, los grmenes inicoso moleculares son incapaces de difundirse para formar ncleos y los componen-tes qumicos solidifican como vidrio.

La importancia de la sobresaturacin en el proceso de nucleacin ho-mognea radica en que cuando la fase gaseosa no est saturada, la variacin dela energa libre total del sistema es siempre positiva y cuando la fase es, por elcontrario, saturada o sobresaturada esta variacin tiende a ser negativa en elmomento en que el radio alcanza valores crticos (Fig. 4). Es decir que lanucleacin homognea de un cristal a partir de una fase lquida, slo podrproducirse si la concentracin de los elementos constitutivos de ese cristal es

Fig.3: Variacin de la velocidad de nucleacin N en funcin de la temperatura y variaciones de la velocidad decrecimiento cristalino con el tiempo en soluciones ideales saturadas cuando la temperatura de nucleacin

toma un valor constante


b) Nucleacin heterognea: los datos experimentales de metalurgia y en laelaboracin de cristales artificiales muestran que la nucleacin, desde fases l-quidas a slidas, se inicia bajo condiciones trmicas de enfriamiento ligeramen-te por debajo de la temperatura de fusin y que los cristales aparecen de formadiscontinua sobre impurezas, en la pared del recipiente que la contiene, sobrecristales preexistentes, etc. este concepto se agrupa bajo el nombre de nucleacinheterognea

La tasa de nucleacin se define como el nmero de ncleos formadospor unidad de volumen en un determinado sistema. Si el magma es enfriado auna temperatura en la que slo se forman unos pocos ncleos estables (cerca dela temperatura de fusin) y se mantiene cercano a esa temperatura, se producela cristalizacin de esos ncleos, y todos los materiales disponibles se difundirnhacia esos centros de crecimiento. La roca resultante contendr unos pocoscristales relativamente grandes. La tasa de crecimiento no es el factor de control:el tamao de los cristales depende de la cantidad de material disponible y de ladensidad de nucleacin (nmero de ncleos por volumen). Si el magma es sobre-enfriado a una temperatura menor, habr muchos ncleos disponibles paraformarse, lo que se expresa como una alta tasa de nucleacin. El crecimiento de

suficientemente elevada en el lquido original. Si ello es as, la cristalizacin deun magma podra producirse por la aparicin de ncleos de entre 10 y 100tomos agrupados en una decena de . Estas agrupaciones de partculas prefi-guraran entonces la clula elemental de un mineral determinado.

Fig. 4: variacin de la energa libre de un sistema en el que aparecen ncleos esfricos de radio r

(rc= radio crtico de estabilizacin de los ncleos).


Si la matriz solidifica como vidrio antes que cristalina, se forma unvidrio porfirtico. Estas rocas se denominan vitrfiros y se forma,incuestionablemente, en dos etapas de cristalizacin. Tambin puede recono-cerse una cristalizacin en tres etapas (Fig. 6).

estos ncleos dar como resultado muchos cristales y una roca de grano msfino. Los fenocristales y microfenocristales son grandes comparados con eltamao de grano de su matriz. Esto indica que los fenocristales deben habercrecido en un nmero ms pequeo de ncleos, comparados con la alta densidadde nucleacin de la matriz fundida. Esto corresponde a un magma profundoque se enfra lentamente en su ambiente. Slo unos pocos ncleos se formancuando el sobreenfriamiento es mnimo. Ahora, si hay una intrusin cercana ala superficie o una erupcin en la superficie, donde la prdida de calor es aceleradaenormemente, la tasa de nucleacin se incrementa drsticamente y se formanlos pequeos cristales de la matriz. Esto es una cristalizacin en dos etapascausada por un enfriamiento en dos estadios, primero lenta y luego rpida(Fig. 5).

Fig. 5: ejemplos de cristalizacin en dos etapas: Los fenocristales cristalizaron previamente a la matriz. (a) traquita(Nx), (b) dacita (Nx).

Fig. 6: ejemplo de cristalizacin en tres etapas: dos tamaosde fenocristales de piroxenos y una matriz afantica (basalto, Nx)


Este es el caso de rocas volcnicas que tienen dos fracciones defenocristales (una de mayor tamao que la otra) y una matriz vtrea. Unadistribucin trimodal del tamao de grano puede estar relacionada a dos etapasde enfriamiento en profundidad seguida de un enfriamiento del fundido en ocerca de la superficie. Pero la bi y trimodalidad tambin puede deberse a otrosfactores, como por ejemplo un segundo o tercerrpulso de intrusin. Muchosplutones granticos de dos feldespatos contienen megacristales relativamentegrandes (4-6 cm) de feldespato potsico en una matriz de grano medio o gruesoy no presentan evidencias para postular un segundo pulso intrusivo basndoseen informacin geolgica. No es correcto postular que los megacristales defeldespato potsico son ms grandes porque han comenzado su crecimientoantes que los dems minerales. Recordemos, en primer lugar que el tamao delos cristales est controlado por la densidad de nucleacin y no la duracin ovelocidad del proceso de crecimiento. En segundo lugar, podemos observar enel grfico del sistema grantico cuaternario (Fig. 7) que la composicin globalde los granitos de dos feldespatos que contienen megacristales de feldespatopotsico se proyectan tpicamente en el campo de la plagioclasa: esto significaque la plagioclasa comienza a cristalizar en primer lugar y no el feldespatopotsico. Esto suele verificarse texturalmente por la presencia de pequeoscristales de plagioclasa incluidos en los megacristales de feldespato potsico.Esta simple observacin textural es indicativa del orden de cristalizacin: lapequea fraccin de cristales de plagioclasa precede al crecimiento de loscristales de mayor tamao de feldespato potsico. Es evidente entonces que eltamao relativamente mayor de los megacristales de feldespato potsico es debidoa una menor tasa de nucleacin (menos ncleos por unidad de volumen) quepermite el desarrollo de pocos cristales que alcanzan un gran tamao, comparadascon el cuarzo y plagioclasa coexistentes (mayor tasa de nucleacin) quedesarrollan numerosos ncleos de menor tamao (Fig. 8). Es importante destacarque la tasa de nucleacin es propia de cada especie mineral y est relacionada asu estructura cristalina.

Parmetros Texturales.Los conceptos expresados en los apartados anteriores son utilizados para

un correcto anlisis textural, que es el que refleja las condiciones de formacinde las rocas gneas y en base al cual es posible comprender los procesos quellevaron a la consolidacin del magma. Este anlisis textural se realiza sobre labase de cuatro parmetros principales:a) grado de cristalinidadb) tamao de los granos


c) relacin de tamaos de los granosd) forma de los cristales.A stos se agregan las observaciones de texturas especficas, tales como desa-rrollo de mirmequitas, pertitas, texturas poiquilticas, etc. a las que nos referire-mos ms adelante y que en conjunto permiten establecer una historia formacionalcompleta de la roca bajo estudio.

a) Grado de cristalinidad: este parmetro se relaciona, como se explic ante-riormente directamente con la velocidad de enfriamiento del magma. As, unaroca ser holocristalina, cuando haya tenido suficiente tiempo para alcanzarun desarrollo cristalino completamente (Fig.9a); todas las rocas plutnicas loson, como tambin pueden serlo las rocas volcnicas. Una roca holohialinatiene una historia de enfriamiento lo suficientemente rpida como para que nose haya formado ningn cristal y una roca en parte cristalina y en parte vtrea,

Fig. 7: sistema grantico cuaternario (modificado de Hibbard, 1995).


denominada merocristalina (o merohialina) tendr una historia ms compleja,con al menos dos etapas de enfriamiento, una primera lenta, que permite eldesarrollo de cristales y una segunda ms rpida, que da lugar a la formacin devidrio (Fig. 9b).

Fig. 8: muestra de mano pulida de un granito porfrico con megacristales de Feldespato Potsico.

Fig. 9 (a): textura holocristalina (granodiorita N//, granito Nx).Minerales segn Kretz (1983)

Fig. 9 (b): textura merocristalina. Fenocristales de Feldespato Potsico (KFS) y pequeos cristales declinopiroxenos (Cpx) en una matriz microcristalina a vtrea con textura perltica (riolita x7, N// y Nx)


b) Tamao de los cristales: est controlado por la interaccin de las siguien-tes variables principales:- velocidad de enfriamiento del lquido magmtico- composicin qumica de los lquidos- existencia y composicin de una fase disuelta o libreLa velocidad de enfriamiento de los magmas condiciona mucho los procesosde nucleacin y crecimiento cristalino. En cmaras magmticas donde la tem-peratura disminuye muy lentamente en forma homognea (algunos C x 10-3aos) la fase lquida modifica insensiblemente su composicin, precipitandotodos los minerales segn un determinado orden. Las primeras fases cristaliza-das son frecuentemente idiomrficas (euhedrales) o subidiomrficas(subhedrales) mientras que las tardas son xenomorfas (anhedrales) puesto queocupan los espacios intergranulares en los cuales se concentraran los lquidosresiduales. El tamao de los cristales ser extremadamente variable. Este de-pender muy directamente de las concentraciones relativas en componentesmayores o menores, adems de las velocidades de formacin de los ncleos, dela cintica de crecimiento de los cristales y de las energas de activacin de losprocesos, como se vio en el apartado de nucleacin.

Varios modelos pueden invocarse para dar cuenta de la frecuencia delos tamaos relativos de los cristales resultantes del enfriamiento de un magma.

Modelo 1: En los sistemas qumicamente simples, a P constante, las condicio-nes de enfriamiento suelen ser regulares y continuas hasta alcanzar unos valoresestacionarios, mientras se producen las reacciones cristal-lquido, para luegodecrecer bruscamente cuando las concentraciones tienden a 0. Si ello es as, eltamao de las fases slidas aumentara regularmente de forma lineal con eltiempo, a medida que desciende la temperatura, desarrollando en primer trmi-no cristales precoces de gran tamao y poco numerosos, seguido de cristales detamao medio, muy numerosos y ligeramente posteriores a los precedentes paraculminar en una poblacin de cristales tardos, de pequeo tamao y relativa-mente raros, que se forman cuando las concentraciones de los elementos cons-titutivos de los minerales son muy bajas. En este caso, no tendramos una nicapoblacin de cristales con el mismo tamao sino, esquemticamente, tres po-blaciones aparentes (Fig. 10a).

En sistemas anlogos al precedente, pero donde las condiciones de en-friamiento no son regulares y continuas, con variaciones bruscas de T, las velo-cidades de nucleacin y de crecimiento van a fluctuar de tal forma que losregmenes estacionarios sean extremadamente variables. Son posibles entoncesdos situaciones geolgicamente interesantes:


Modelo 2: Caso en el que el gradiente de enfriamiento llega a ser fuerte (prdi-da de calor por conduccin y conveccin, ascenso rpido hacia la superficie) sinconducir al sistema a una temperatura inferior al slidus, es decir, se produce elenfriamiento brusco pero sin llegar a la T de cristalizacin. En este modelo lasvelocidades de nucleacin y crecimiento llegan a ser estacionarios antes y / odespus del proceso que ha acelerado el descenso de la temperatura (por ejem-plo, antes y/o despus de un ascenso brusco hacia la superficie).

Dos generaciones principales de cristales pueden entonces caracterizar alproducto de cristalizacin (Fig. 10b): unos cristales precoces de gran tamao S1, ms o menos numerosos, pre-

sentan una zonacin pronunciada y/o unas figuras de interrupcin y re-anudacin de los crecimientos; estos cristales han precipitado sobre unslidus a P1 constante muy elevada.

Fig. 10: (a) variacin del tamao (f) de los cristales con el tiempo en sistemas donde son homogneas lasvelocidades de nucleacin y crecimiento cristalino, existen entonces tres poblaciones de cristales de tamaovariable. (b) cristalizacin de una solucin slida a partir de un lquido L en un sistema que experimenta un

cambio brusco de T y/o de P; existen entonces dos poblaciones de cristales en los cuales los mineralestienen tamaos variables. (c) igual situacin que la anterior con fuerte descenso de T y/o P (caso de lavas)


unos cristales tardos de tamao S2, ms pequeo, en proporcin variable,que no presentan figuras reaccionales y/o zonaciones complejas; estos cris-tales han precipitado sobre un slidus a P2 constante mucho menor a P1.

Modelo 3: Caso en el que el sistema es llevado a temperaturas inferiores alslidus. En este modelo existe una generacin principal de cristales S1 cuyotamao ser dependiente del lapso de tiempo durante el cual las velocidadeshabrn sido bajas antes de ser bruscamente aceleradas; stos minerales estarnenglobados en una pasta vtrea que representa al lquido residual.Ejemplos que representan los tres modelos mencionados se muestran en lasfiguras 11a, 11b y 11c.

Fig. 11: (a) distribucin trimodal del tamao de grano (basalto, Nx)

Fig. 11: (b) cristales de plagioclasa con texturas de interrupcin(granodiorita, Nx en posicin de iluminacin y de extincin)


La composicin qumica de los lquidos controla igualmente el tama-o de los cristales. Los minerales de tamao pequeo (algunas decenas demicras), que se presentan con formas euhedrales, debern su hbito a las bajasconcentraciones de sus componentes (P, Zr, Cr) o a las concentraciones relati-vas bajas de los constituyentes principales que entran en la estructura de diver-sas fases minerales (por ejemplo calcio que se reparte entre plagioclasas, anfboles,clinopiroxenos diopsdicos, etc.). Un segundo aspecto de la influencia de lacomposicin del lquido original sobre el tamao de los cristales reside en elhecho de que cuanto ms complejo sea un sistema, qumicamente considerado(sistemas con diversos componentes) tanto ms tiende a precipitar sus fasesslidas en una serie de reacciones congruentes o incongruentes (reaccioneseutcticas o peritcticas, que se explicarn ms adelante). En este caso el tama-o de los cristales va a depender principalmente del resultado de las competi-ciones entre las tensiones superficiales de las fases slidas (relacionadas a laenerga de superficie versus velocidad de crecimiento) y el lquido residual.

Se debe advertir, por ltimo, que los mecanismos de crecimiento crista-lino dependen notablemente de la viscosidad los lquidos. Este parmetrofsico es una funcin de T y de P, pero tambin de la composicin de ese lquido.Se sabe que los lquidos hipersilcicos (slice>65%) son ms viscosos (109 poises)que lo hiposilcicos (slice


roca magmtica, requieren del manejo de una terminologa adecuada y genera-lizada que permita la comparacin visual entre diferentes rocas. En los prrafossiguientes haremos referencia a esta terminologa.Lmites de tamaos de granos. El tamao de grano puede ser expresadocomo su dimetro mximo o como el dimetro ms notorio, en milmetros ypara su notacin se utiliza una tabla con lmites especficos, propuesta porHibbard (1995):- grano muy grueso > 50 mm- grano grueso 5- grano medio 1- grano fino 0,1- grano muy fino 0.01 a (10-100 micras)- vidrio/submicroscpico < 0.01 mm (


La roca del ejemplo anterior sera equigranular? Efectivamente, para loslmites establecidos originalmente sera equigranular, pero es inequigranular,con respecto a estos otros lmites. Entonces existe una segunda cuestin: no esmenoscabar significativamente la importancia gentica del tamao de grano deuna roca?. Pues bien, desde el punto de vista gentico, el aspecto ms importan-te del tamao de grano es el actual tamao de los granos y su desviacin de lamedia, como se vio en prrafos precedentes, y no si la roca es llamada equigranularo inequigranular.

Retomando lo que mencionbamos anteriormente, una rocainequigranular puede tener una distribucin bimodal o an trimodal, como ya

Fig. 12: textura equigranular (monzonita, Nx)

Fig. 13: textura inequigranular seriada (Gabro, Nx)


se explic antes. Una roca inequigranular bimodal (Fig. 14a), es aquella quecontiene fenocristales o aquella que presenta unos granos obviamente ms gran-des que otra fraccin de grano ms fino. Una roca tpicamente inequigranulartrimodal (Fig. 14b), es aquella que tiene una matriz vtrea o de materialsubmicroscpico en la que se encuentran cristales de dos tamaos diferentes.En ambos casos la textura de la roca es porfrica.

Fig. 14: textura inequigranular. (a) bimodal (fenocristales de olivino en matriz de plagioclasa, piroxenos yminerales opacos, basalto, Nx), (b) trimodal (fenocristal de piroxeno y matriz con microclitos de plagioclasa y

material afantico, basalto, N//).

Los granos mayores en una roca inequigranular bi o trimodal son llama-dos comnmente megacristales cuando slo se justifica un trmino descripti-vo, que es preferible, en ese caso, a los trminos con implicancias genticascomo fenocristales, porfiroblastos, porfiroclastos. Tambin suele utilizarse eltrmino prfirograno que es de carcter descriptivo y es consistente con su usoa escala micro, meso y macroscpica. Es un trmino apropiado para mu-chas rocas de grano fino o vtreas que contienen granos microscpicos, relativa-mente grandes.d) Forma de los cristales: se refiere a la presencia o no de formas geomtricassimples y regidas por el grado de simetra de la red cristalina. Se considera queesta forma de los cristales depende de la interaccin de cinco principales meca-nismos de crecimiento:

el crecimiento libre, donde los cristales desarrollan en una matriz lqui-da que no obstaculiza su crecimiento

el crecimiento dificultado, en el cual la forma de los minerales est go-bernada por las de los cristales vecinos que pueden ser sincrnicos oanteriores

la corrosin, en la que los minerales se presentan como relictos inesta-bles (o metaestables) incompletamente eliminados por procesosreaccionales que tenderan a hacerlos desaparecer


las fracturas mecnicas fras (frgiles) de origen esencialmente tectnicoque tienen por efecto fragmentar los minerales

las fracturas mecnicas calientes (dctiles, plsticas) que provocandistorsiones de la red.Durante el crecimiento libre, la propiedad de determinadas caras en

una especie cristalina de presentar un desarrollo preferente frente a las otrascaras se debe principalmente a las competencias entre las energas de superficiede las caras cristalinas y su velocidad de crecimiento (recordar nucleacin ho-mognea). Sabiendo que las caras estables de un mineral sern tericamente lasque tengan menor energa libre de superficie, tales caras tendrn las mayoresdensidades y coherencias interatmicas, por lo que ser mayor la probabilidadde desarrollarse. Las superficies densas son aquellas paralelas a unas familias deplanos reticulares que tienen pequeos ndices hkl; as en una misma especiemineral (001) ser ms estable que (002). Es decir, simplificando el concepto,un mineral dado, desarrollar formas cristalinas ms altas en aquellas caras conmayores densidades y coherencias interatmicas, es decir con bajos ndices hkl.Por ejemplo en un cristal de calcita, las cara (0001) presenta un mayor desarro-llo que las caras (0112) o (2131).

Un cristal se desarrolla cuando E superficie < E ncleoE superficie es diferente para cada mineral > desarrollo de caras cuando < E sup

> densidad interatmica > coherencia interatmica

Los cristales con crecimiento dificultado son generalmente anhedralespues sus formas estn fuertemente dependientes de las competiciones de lasenergas de superficie de los bordes de granos de los cristales que se estn desa-rrollando (Fig. 15). En rocas magmticas granticas de mediana y gran profundi-dad, los ejemplos de este tipo de crecimiento cristalino estn proporcionadospor los intercrecimientos minerales eutcticos y algunas asociacionessimplectticas (micropegmatitas, texturas grficas, mirmequitas). En estas ro-cas magmticas, procesos reaccionales tales como las desmezclas de albita enlos feldespatos potsicos (pertitizacin) o las de clinopiroxenos en ortopiroxenosilustran igualmente este tipo de cristalizacin.

Los cristales corrodos (Fig. 16) son comunes en rocas magmticas (enparticular en lavas), donde la corrosin de caras, vrtices y aristas de los cris-tales es frecuentemente la indicacin de un procesos de reaccin del reinicio delequilibrio de minerales bajo nuevas condiciones termodinmicas o fsico-qu-micas. Varios fenmenos pueden as invocarse para explicar estas figuras decorrosin, se puede tratar:


- de reacciones incongruentes (peritcticas) del tipo mineral A + lquido L1 B. Ejemplo es el caso de Leucita + Lquido = Ortosa- de modificaciones que afectan la composicin qumica de un lquido L inicial-mente estable con un mineral A, cuando este lquido est sometido a variacio-nes importantes de T, P, fO2, fH2O, etc., o cuando l modifica su composicinpor asimilacin de rocas encajantes y/o se mezcla con otros lquidos (hibrida-cin). Un ejemplo corresponde a texturas ocelares con cuarzo en el centro y unacorona de biotita u hornblenda.- de procesos reaccinales tardo-magmticos ligados, por ejemplo, a la circula-cin o a percolacin de una fase fluida, como es el caso de procesos de altera-cin hidrotermal.

Las deformaciones tectnicas fras (T < 200oC) pueden rompercristales y pulverizarlos (cataclasitas). Estos mecanismos son selectivos y de-penden de la intensidad y velocidad de la deformacin, de los mdulos de elas-ticidad de los minerales, de su posicin inicial en la roca en relacin con lasdirecciones de los esfuerzos principales, de la temperatura, de la existencia defluidos, etc. (Fig. 17).

Fig. 15: cristales con crecimiento dificultado (gabro y granito, Nx).

Fig. 16: cristales de cuarzo con bordes corrodos (dacita, Nx).


Finalmente, mencionaremos dos mecanismos de crecimiento que, aun-que no pertenecen al proceso magmtico propiamente dicho, pueden interveniren mayor o menor medida, en el modelado de los cristales:

Las deformaciones plsticas calientes (200oC < T < fusin) sonigualmente dependientes de los parmetros antes mencionados. Se caracterizanpor toda una gama de modificaciones morfoestructurales que alcanzan hasta laescala de la red cristalina: extinciones ondulantes, deformacin de maclas, kinkbands, formacin de bandas de deformacin, recristalizacin de minerales, etc.(Fig. 18).

Fig. 17: texturas frgiles. (a) cataclasita con fracturacin de minerales y textura de mortero (Nx), (b) porfiroclastocon borde de traccin y desgarro (Nx).

Fig. 18: texturas dctiles. (a) porfiroclasto con estructura asimtrica (Nx), (b) mica fish y microclino conmaclado anmalo (Nx).

La forma de un grano puede ser expresada como granosequidimensionales, tabulares, laminares o prismticos. Para los cristales, unaforma que refleja la estructura cristalina se denomina euestructural, mientrasque una forma que no refleja esta estructura se denomina aestructural y for-mas intermedias subestructurales (Hibbard, 1995, Fig. 19).


A este concepto debe agregarse el de integridad, que hace referencia aldesarrollo completo o incompleto del cristal, as un grano completo, tiene altaintegridad, mientras que un mineral esqueletal o celular, tiene una baja inte-gridad (Fig. 20).

Esta terminologa, permite definir la forma de un cristal determinado,independientemente de si est limitado por caras cristalinas o no (como lo hacela clasificacin en euhedral, subhedral o anhedral) y s hace referencia a laforma final de la superficie. En otras palabras, un cristal puede reflejar la es-tructura cristalina (euestructural) pero sus contornos no corresponden a carascristalinas (anhedral, Fig. 21). En este caso, si slo se dice que tal mineral esanhedral, podemos interpretar que su crecimiento fue tardo y dificultado, comose explic ms arriba; y se estara en un error, pues aunque est limitado porcaras no cristalinas, su estructura est claramente reflejada en el resto del granoy seguramente la mayor parte de su crecimiento tuvo lugar en un medio libre yslo hacia el final del mismo, se desarrollan sus caras anhedrales. En este

Fig. 19: esquema de cristales que muestran la limitacin de la clasificacin de forma de los cristalestradicional. Los cristales (a) y (b) son muy diferentes (a) est completo y (b) es celular, pero ambos estntotalmente limitados por caras cristalinas, lo que satisface el criterio de euhedral. Los cristales (c) y (d)

son muy diferentes (c es casi euhedral, d est lejos de serlo), pero ambos carecen de caras cristalinas,lo que satisface el criterio de anhedral.


sentido, la informacin relevada con los trminos de estructura e integridadpropuestos por Hibbard (1995) es mucho ms interesante en la determinacinde las caractersticas petrogenticas de una roca.

Texturas Especiales.El estudio microscpico de las rocas gneas, con referencia especial a

las relaciones texturales de los constituyentes minerales, junto a resultadosexperimentales sobre la fusin y la cristalizacin de los minerales y las rocasgneas, han suministrado mucha informacin sobre el orden de separacin delas diferentes fases minerales durante el enfriamiento de los magmas.

Sin embargo hay que tener cautela al aplicar los resultados experimenta-les a los problemas de la cristalizacin magmtica, puesto que los magmas sonsistemas multicomponentales mucho ms complejos que las mezclas fundidasestudiadas en el laboratorio. En las mezclas fundidas naturales la presencia deagua y de otros voltiles, afecta de manera profunda el curso de la cristaliza-cin, por ejemplo, rebajando las temperaturas de consolidacin y causando lapresencia de fases minerales hidratadas (biotita, hornblenda, etc.) que no seencuentran en los ensayos de laboratorio.

Fig. 20: clasificacin morfolgica de los cristales (modificado de Hibbard, 1995).


a) Textura grfica. La textura grfica (un caso particular de texturasimplecttica), es un intercrecimiento de cuarzo (en forma de cristales esquelticosque recuerda la escritura cuneiforme) y feldespato potsico (Fig. 22). La com-posicin es frecuentemente ms rica en feldespato que en cuarzo, como conse-cuencia de que el feldespato comienza a cristalizar antes y tambin debido a lainfluencia de la cintica del sistema Q-Ab-Or. As, el feldespato se nuclea msfcilmente que el cuarzo y esto causa que el lquido se sobresature en SiO2 a lavez que se enriquece en H2O y se origina un sobreenfriamiento. Como conse-cuencia de ello, comienza la cristalizacin del cuarzo simultneamente con ladel feldespato, que haba comenzado antes y contina hacindolo, dando lugara la formacin de la textura grfica.

La textura grfica es entonces un producto de una cristalizacin subsolvusa alta presin de H2O que se produce en presencia de abundantes fluidos. Escomn en granitos pegmatticos y su formacin se interpreta como debido a unproceso de cristalizacin simultnea de los dos minerales (feldespato potsico ycuarzo) en un punto eutctico. Este proceso se ejemplifica, de modo general enel diagrama de la figura 1.

Fig. 21: (a) cristal de plagioclasa euestructural (granodiorita, Nx); (b) subestructural (granodiorita, Nx);c) aestructural (tonalita, Nx); (d) plagioclasa euestructural con integridad media (granodiorita, Nx).


b) Solucin slida de plagioclasas zonacin. Si durante la cristalizacin ola fusin se mantiene el equilibrio entre el liquido y los cristales, stos deben serhomogneos. Admitiendo que las partculas elementales de los baos silicatadostengan iones libres Na+, Ca2+ y Al3+ que vibran entre los embriones ms omenos polimerizados de agrupaciones tetradricas (SiO4)4-, se puede concebirque las partculas necesarias para la construccin de la red feldesptica se di-funden de manera homognea y continua hacia los cristales que crecen. Losfeldespatos que precipitan bajo condiciones T1 se re- homogenizan espontnea-mente bajo condiciones T2 < T1 a fin de estar en equilibrio con el lquido resi-dual, tericamente ms estable (ms albtico) bajo T2.

Existe un diagrama que representa el sistema albita anortita, ejemplode solucin slida. Las plagioclasas a las temperaturas de cristalizacin de lasmezclas fundidas artificiales y probablemente tambin para las temperaturasmagmticas, constituyen una serie de solucin slida con sustitucin completade NaSi por CaAl. El diagrama de fases para estos componentes presenta doscurvas que dan respectivamente la composicin de las fases slida y lquida queestn en equilibrio mutuo para una temperatura dada dentro del intervalo defusin. El punto de fusin de la anortita es 1550o C; el de la albita es1100o C.En el diagrama de la figura 23, la curva superior PS es la curva de puntos decongelacin, lquidus, que da la temperatura para la cual puede existir un mez-cla fundida de cierta composicin en equilibrio con cristales de plagioclasa. Lacurva inferior WZ es la curva de puntos de fusin, slidus, que da la tempera-tura para la cual cristales de plagioclasa de cierta composicin pueden coexis-tir con una mezcla fundida de plagioclasa. Las lneas horizontales unen lasmezclas fundidas (sobre PS) y las fases cristalinas (sobre WZ) que pueden co-existir a la misma temperatura.

Un lquido L (Ab50An50 a 1500o C) se enfra hasta 1450o C (P) en cuyopunto se empiezan a separar cristales W (Ab20An80) y el lquido tiene composi-

Fig. 22: textura grfica (a) muestra de mano, (b) intercrecimiento microgrfico en granito (Nx).


cin P. La separacin continuada de cristales de esta composicin o algo mssdica enriquecer el lquido en albita. Pero existe una sola composicin (X) decristales estables en equilibrio con una mezcla fundida de composicin Q. Porlo tanto a medida que la temperatura baja y que la composicin del lquido sehace progresivamente ms sdica, al desplazarse desde P hacia Q, los cristalesprimeramente formados (W) reaccionan con el lquido y se hacen ellos mismosms sdicos, por intercambio de iones adecuados (CaAl=NaSi) con la mezclafundida que les rodea. Si se mantiene el equilibrio, cuando el lquido alcanza lacomposicin Ab60An40 a 1420o C (punto Q), los cristales son homogneos ytienen la composicin Ab25An75 (X).

Fig. 23: diagrama de fases para el sistema albita - anortita(sistema anhidro a presin atmosfrica) Modificado de Bowen, 1913.

La cristalizacin, acompaada continuamente por la reaccin entre loscristales y la mezcla fundida, se realiza a medida que baja la temperatura, deforma que la composicin del lquido sigue la curva PQR mientras que la de los


Fig. 24: plagioclasa zonada (tonalita, Nx).

cristales sigue WXY. A 1285o C la masa de cristales homogneos alcanza lacomposicin Ab50An50 (Y) exactamente cuando la ltima gota de lquido finalAb86An14 (R) desaparece.

Sin embargo los cristales de plagioclasa son frecuentemente zonados(Fig. 24), y tal zonacin es frecuentemente normal, centro ms clcico que elborde, u oscilatoria, con presencia de finas capa de 0,1 a 100 micras de espe-sor alternativamente ricas en calcio y sodio.

Estas zonaciones manifiestan un desequilibrio feldespato-solucin cuyoorigen debe buscarse en la cintica de los mecanismos de difusin en el lquidoy en los cristales. Se supone que durante la cristalizacin magmtica los crista-les de plagioclasa dejan con frecuencia de mantener el equilibrio con el magmaen el cual estn sumergidos y adems que los cristales estn sometidos confrecuencia a presiones de agua oscilantes.

Si el enfriamiento del magma es lento la desviacin del equilibrio esmnima y los cristales seran homogneos, cuando el enfriamiento es ms rpi-do, el reajuste entre los cristales y el fundido es incompleto y los cristales sonzonados; si el enfriamiento es muy rpido (como en la pasta de muchas lavas),la mezcla fundida est fuertemente sobreenfriada y da lugar directamente a cris-tales no zonales que reflejan la misma composicin que la mezcla fundida origi-nal.

La ausencia de homogenizacin de plagioclasas con zonacin normaltendra as como causa las fuertes energas de activacin que se necesitan pararomper los enlaces interatmicos en los feldespatos y acelerar la difusin de losiones Si4+ y Ca2+ hacia la interfase feldespato-lquido.

La fluctuacin de la presin hidrosttica (PH) puede afectar particular-mente la aparicin de zonado oscilatorio en la plagioclasa, porque la temperatu-


ra de fusin queda rebajada por las PH2O de unos cuantos miles de bars. Unsistema X compuesto por cristales B en equilibrio con una mezcla fundida secaA a 1300oC y con PH nula no podra estar en equilibrio con una P de 1000 o2000 bars (curvas de trazos, Fig. 25), tendera a ajustarse a las nuevas condicio-nes por reaccin en la cual aumentara la proporcin de la mezcla fundida (quese desplaza hacia C) y disminuira la cantidad de cristales (que variaran haciaD). Si el reajuste fuese incompleto se formara un zonado inverso.

Las zonaciones oscilatorias pueden ser explicadas como debidas princi-palmente a procesos de variaciones rtmicas en las condiciones de presin defluido en la cmara magmtica. Estas modificaciones experimentadas por elmagma a lo largo de su cristalizacin modificaran de manera alternante, la com-posicin del equilibrio del par plagioclasa-lquido residual, de donde resultaranlas zonaciones presentadas por estos minerales.

Fig. 25: diagrama se fases para el sistema albita - anortita. Sistema anhidro (lneas llenas) comparado conel sistema a presin de agua a 5000 bars (lnea de trazos cortos, inferior derecha). Las lneas de trazos

representan hipotticamente una presin de agua intermedia. (Modificado de Turner y Verhoogen, 1978)

Estas zonaciones podran deberse tambin a combinaciones cclicas queharan intervenir gradientes de difusin (y/o concentracin) de Ca2+ y Na+ en ellquido. Por ejemplo, si durante el ascenso del magma, se produce una contami-nacin del mismo por incorporacin de roca de caja rica en minerales clcicos.


En las rocas magmticas este fenmeno se observa adems, en lasplagioclasas, en olivinos y piroxenos y los estudios mediante microsonda elec-trnica muestran que este fenmeno es tambin frecuente en minerales de ro-cas metamrficas o metasomticas tales como granate o estaurolita. Esto indi-cara que el crecimiento de estos minerales se producira en presencia degradientes qumicos que habran inducido unos movimientos de materia en loslquidos y en el slido.

c) Textura simplecttica. Es un intercrecimiento vermicular de dos fasesminerales por cristalizacin simultnea de ambas. Por ejemplo, muscovita cuarzo, biotita cuarzo, piroxeno plagioclasa, fayalita cuarzo (Fig. 26).

La textura simplecttica puede ser promovida por la concentracin defluidos ricos en agua a lo largo de los contactos entre granos durante el enfria-miento de una roca gnea, o por infiltracin de fluidos durante un evento meta-mrfico posterior; en rocas secas, como las gbricas, las simplectitas se desa-rrollan debido a la muy baja velocidad de enfriamiento a grandes profundida-des. El grano fino de los intercrecimientos de simplectitas indica una inmovili-dad general del material involucrado. En otras palabras, el factor que controlala velocidad de reaccin es la difusin.

Fig. 26: Textura simplecttica (granitos, N// y Nx).

Cuando la simplectita se desarrolla a partir de la cristalizacin simult-nea en un punto eutctico, se emplea el trmino eutectoide y el Sistemadipsido anortita es un ejemplo de cristalizacin con punto eutctico, dondepuede formarse esta textura (Fig. 27):

Corresponde al caso en que no hay miscibilidad entre las fases slidas:consiste en 2 curvas lquidus que empiezan en los puntos de fusin de los doscomponentes puros y descienden en direcciones contrarias cortndose en unatemperatura inferior, denominada punto eutctico. Este punto representa lacomposicin del lquido con menor punto de fusin, o sea, si una mezcla slida


con los dos componentes se calienta hasta la temperatura eutctica, se formarun lquido con esta composicin eutctica. Si partimos de un lquido de tempe-ratura mayor, al disminuir sta, y llegar a la temperatura eutctica cristalizarnsimultneamente los 2 componentes. Cada componente tiene un punto de fu-sin propio que estar influenciado por el del otro, no siendo el mismo quetendra si estuviese solo.Curva del lquidus: es el lmite que representa la temperatura por encima de lacual todos los cristales son disueltos en un sistema anatctico hipottico, conte-niendo Di y An, y por debajo de la cual la cristalizacin puede comenzar en unsistema magmtico.Curva del slidus: lmite entre el primer lquido formado anatcticamente o elltimo lquido magmtico que cristaliza.

Un punto sobre el lquidus representa un equilibrio entre un fundido yun tipo de cristal, un punto sobre el slidus es un equilibrio entre dos fasesminerales. En el punto eutctico el lquidus y el slidus se unen estando dosfases minerales en equilibrio con el fundido. Al ser el Di y la An minerales conestructuras distintas, no hay composiciones intermedias, no habiendo solucinslida.(Di = CaMgSi2O6 - An = CaAl2Si2O8)E = 42% An y 58% Di a 1270C a P=1 atm

En el diagrama Di An el camino 1 representa la cristalizacin de losdos minerales simultneamente a partir de E, ya sea separados o en intercreci-miento (simplectita) dependiendo de la velocidad de enfriamiento, de la veloci-

Fig. 27: sistema dipsido - anortita (fusin con punto eutctico, modificado de Hibbard, 1995).


dad de difusin, etc. El camino 2 la composicin inicial del fundido es ms ricaen Di, por lo tanto cristaliza ste mineral y el fundido se agota en sus elementoscambiando la composicin a An descendiendo por el lquidus. En el camino 3 lacomposicin inicial es ms rica en An, cristalizando sta primero.

De manera inversa, si calentamos una roca con 58% de Di y 42% de An(camino 4) el comienzo de la fusin ocurre a la temperatura eutctica y la com-posicin del primer y ltimo fundido ser la composicin eutctica. Para otraproporcin de Di con respecto a An, el primer fundido formado ocurre a lolargo de la interfase de cualquiera de los dos cristales de Di y An, y tiene lacomposicin del eutctico. Esto ocurre porque la composicin eutctica tienela ms baja temperatura de fusin. Sin embargo si la composicin global de laroca es hacia el Di (camino 5) o An (camino 6), en direccin opuesta a E, elmineral menos abundante ser totalmente fundido antes que el otro, trazandoel camino de fusin, sosteniendo el liquidus, al contrario del modelo de cristali-zacin.

d) Textura mirmequtica. As se denominan a entrecrecimientos de cuarzo(en forma vermicular) en un cristal nico de plagioclasa cida (Fig. 28). Es unatextura de reaccin postmagmtica que se observa en el contacto entre plagioclasay feldespato potsico. El cuarzo presenta el aspecto de haber crecido haciaadentro, desde los bordes del grano, invadiendo y reemplazando al feldespatopotsico. Se considera que su formacin involucra la siguiente reaccin delfeldespato potsico con fluidos que contienen Ca y Na:KAlSi3O8 + Na+ = NaAlSi3O8 + K+ en combinacin con2KAlSi3O8 + Ca2+ = CaAl2Si2O8 + 4SiO2 + 2K+

La slice es rechazada debido a que la relacin Al/Si es diferente en losfeldespato de K y Ca; debido a la inmovilidad del Al y Si, el cuarzo formaintercrecimientos con el feldespato en cantidades que estn directamente rela-cionadas a la proporcin de An% de la plagioclasa.

Fig. 28: Textura mirmequtica en granitos (Nx).


Las mirmequitas son, frecuentemente asociadas con deformacin engranitos, donde se desarrollan preferencialmente en los lados del feldespatopotsico que se ubica en la direccin de mayor acortamiento

e)Textura perttica. Se origina por desmezcla en estado slido de feldespatopotsico y albita, al dejar de ser miscibles por descenso de la temperatura. Latextura perttica esta definida por cristales de plagioclasa cida dentro de uncristal de feldespato potsico (Fig. 29). Cuando la relacin es inversa, se deno-mina antipertita y cuando la proporcin de ambos minerales es la misma,mesopertita. La disposicin de los cristales de plagioclasa dentro del feldespatopotsico puede variar, siendo en forma de cordones, venas o parches (Fig. 30).

Fig. 30: textura perttica, (A) cordones, (B) parches.

Fig. 29: cristales de microclino perttico (granito, Nx)

Debe tenerse en cuenta, sin embargo que, aunque las pertitas de granofino, son consideradas como originadas a partir de procesos de desmezcla, aque-llas pertitas de grano grueso, se formaran por alteracin postmagmtica. Laalbita secundaria invade al feldespato potsico por sus bordes, y en algunoscasos esta invasin es total generando una pseudomorfosis del feldespato pri-mario por pertitas, que pueden ser en forma de llamas, en bandas, en man-chas, interpenetradasy en tablero (Fig. 31); son las denominadas pertitas


de reemplazamiento o albitizacin . La evidencia para esta hiptesis es do-ble, pues por un lado las pertitas en venas y parches estn generalmente su-cias por producto de alteracin e inclusiones fluidas; y por otro lado, los ionesde Na y K son fcilmente intercambiables entre el feldespato de K (o Na) yfluidos ricos en Na (o K). Sin embargo este reemplazo puede tener lugar sincambios significativos en el quimismo del cristal y as las pertitas ms gruesaspodran representar un reemplazamiento mutuo en un sistema esencialmentecerrado. En un sistema abierto, sin embargo, soluciones circulantes podran au-mentar el desarrollo de estas texturas, como en el caso de las pertitas gruesasde las pegmatitas.

Fig. 31: hbitos de los principales tipos de pertitas de reemplazamiento:(A) en cintas; B) en manchas; (C) interpenetradas; (D) en tablero.

La gnesis de la pertitas se explica con el sistema albita ortosa (Fig.32): a las temperaturas de cristalizacin de las mezclas fundidas secas (1063 oCa 1150 oC) los feldespatos sdico y potsico forman una serie completa desolucin slida, con una temperatura mnima (1063 oC) para la composicinaproximada Ab65Or35. Todos los lquidos, ya sean inicialmente sdicos opotsicos, tienden hacia este punto durante la cristalizacin (M). La leucita esla primera fase cristalina que se separa en todas las mezclas que tienen ms del49% de ortosa. Al descender la temperatura reacciona con la mezcla fundidapara dar una sanidina que se aproxima Or85Ab15. Cuando se agota la leucita, lasanidina se hace progresivamente ms sdica a medida que la mezcla tiende aM.

A temperaturas que no sobrepasen unos centenares de grados existe unintervalo de inmiscibilidad en la serie de los feldespatos alcalinos. Durante elenfriamiento, la inmiscibilidad empieza a 660 oC a la presin atmosfrica y ladesmezcla aumenta a medida que la temperatura sigue descendiendo. El solvus(curva hipottica de desmezcla) correspondiente, que esta dbilmente afectadopor la presin, esta representado por la curva inferior, que marca el lmite supe-rior del campo de los dos feldespatos en cada uno de los diagramas. Una lnea


horizontal trazada por cualquier temperatura inferior a 660 oC, corta al solvusen dos puntos que representan las composiciones respectivas de los dosfeldespatos que pueden coexistir en equilibrio a esa temperatura.

Los diagramas muestran la enorme influencia de la PH2O que reduce elcampo de la leucita, reduce el campo del feldespato K-Na homogneo, rebajalas temperaturas de cristalizacin y desplaza la composicin del punto de bajatemperatura del lquido hacia el extremo albtico de la serie.

A una PH2O de 5 kbars la temperatura ms baja del lquido es de 695 oCy la mezcla fundida correspondiente tiene la composicin Or29Ab71 en contrastecon 1063 oC y Or35Ab65 para las mezclas fundidas secas; el campo de la leucita,ya muy reducido a 2 kbars ha desaparecido ahora. El campo de un solo feldespatodisminuye notablemente a medida que desciende el lquido al aumentar la PH2O;a 5 kbars (la mxima PH2O que puede desarrollarse a profundidades de unos 20km) al solvus corta al slidus entre Or30 y Or60. Esto significa que cristalizarndos feldespatos a partir de cualquier mezcla fundida comprendida entre Or30 yOr60 con 5 kbars de PH2O. En otras mezclas fundidas y en las de cualquier com-posicin con PH2O de 2-3 kbars, el feldespato cristaliza en una sola fase homog-nea. Con el subsiguiente enfriamiento lento, hasta puntos situados en o pordebajo del solvus, este feldespato homogneo puede desmezclarse y dar unintercrecimiento perttico de dos fases, una ms potsica y otra ms sdica.

Un feldespato alcalino homogneo es inestable bajo el solvus, pero pue-de sobrevivir metaestablemente en un rpido enfriamiento en un ambiente

Fig. 32: diagrama de fases para el sistema albita - ortosa (Modificada de Bowen y Tuttle, 1950).


Fig. 33: cristales de plagioclasa con textura poiquiltica (gabro, Nx).

Fig. 34: desarrollo de textura oftica por crecimiento simultneo debido a diferentes velocidades de nuclea-cin de piroxeno y plagioclasa. El grano de plagioclasa aumenta de tamao hacia los mrgenes del piroxeno.

volcnico. Las pertitas son caractersticas en granitos feldespticos alcalinos ysienitas, donde un lento enfriamiento en un ambiente plutnico permite quetenga lugar la exsolucin.

f) Textura poiquiltica. Este trmino es heredado de los procesos metamrficos,donde se define a un porfiroblasto a aquel de crecimiento posterior a otros detamao ms pequeo, a los cuales envuelve completamente. En el ambientemagmtico se refiere, de modo similar, a fenocristales, pticamente continuos,que encierran completamente a numerosos granos de varios minerales (Fig. 33).Una textura poiquiltica se usa muy comnmente para determinar el orden decristalizacin con el argumento de que si una especie mineral es encerrada porotra, entonces, sta debe ser la primera en cristalizar. Esto es muchas vecesverdad, pero ciertamente no siempre. Un ejemplo de esto est dado por la tex-tura oftica (plagioclasas englobadas en un piroxeno) en la que puede deberse auna cristalizacin simultnea. Se cita como evidencia al incremento del tamaode los granos del feldespato desde el centro hacia los bordes. Es decir, que latextura se origina como resultado de una diferente tasa de nucleacin y creci-miento, ya que un piroxeno nico se nuclea y crece hasta un gran tamao (bajatasa de nucleacin) en contraste con muchos cristales pequeos del feldespato(tasa de nucleacin mayor), que necesariamente quedan encerrados en el piroxeno(Fig. 34).


g) Texturas manteadas en los feldespatos. En muchas rocas granticas loscristales de microclino o de ortosa presentan los bordes recrecidos de albita(Fig. 35). En este caso la textura se denomina rapakivi, y si la relacin es inver-sa, antirapakivi. Este tipo de estructuras reflejan un estado de dificultad inicialen la nucleacin del cristal, seguido de un rpido crecimiento externo, sin elreestablecimiento del equilibrio. El fenocristal de feldespato acta como centrode nucleacin.

Fig. 35: textura rapakivi (muestra de mano pulida de un granito, x2).

La textura rapakivi indica una mezcla de magmas de diferente composi-cin, con la consecuente reabsorcin y/o reaccin de los feldespatos, que su-fren el reequilibrio con el lquido hbrido. El feldespato derivado del enfria-miento de un magma ms flsico es rodeado por una solucin a mayor tempera-tura (mezcla con un magma ms bsico). Este magma ms bsico es ms rico enplagioclasa y el magma hibridizado puede subenfriarse con respecto a estoscomponentes, lo que explica el aspecto dendrtico o esqueletal de las plagioclasassobrecrecidas.

Sin embargo, el proceso ms comn para la formacin de feldespatosmanteados est relacionado a la disminucin de la presin de confinamiento enmagmas subsaturados en fluidos, que llevan al sistema desde condiciones dealtas P, donde es estable la fase Kfs + lquido a otras, donde es estable Pl +lquido, bajo descompresin. La disminucin de P favorece la prdida de gases(fluidos) y produce la estabilizacin de las plagioclasas.


h) Coronas y bordes de reaccin. As se denominan a las texturas queinvolucran minerales que envuelven a otros. Las coronas ms tpicas se desarro-llan alrededor de los olivinos, en rocas gbricas; stas representan reacciones delos bordes de los granos a altas temperaturas y bajo presiones dirigidas, entreminerales anhidros en una roca seca, completamente cristalina. En las coronasgbricas, los productos de reaccin se desarrollan principalmente donde el oli-vino est en contacto con la plagioclasa (Fig. 36a). Los productos de reaccinse disponen en anillos concntricos, y la secuencia comnmente incluye:(olivino) + Opx + Cpx + espinelo simplecttico + (Pl)(olivino) + Opx + Hb + espinelo simplecttico + granate + (Pl)(olivino) + Opx + Cpx + granate + Cpx simplecttico + granate + (Pl)

Fig. 36: (a) bordes quelifticos: corona de reaccin entre cristales de olivino y plagioclasa, la corona consiste en olivinorodeado por piroxeno, y ste por hornblenda + espinelo dispuesto radialmente (gabro olivnico Nx y N//).

Otro ejemplo de coronas de reaccin son las denominadas texturasocelares (Fig. 36b), que se observa en algunas rocas porfricas, cuando losxenocristales se asemejan a ojos envueltos parcial o totalmente por cristalesordenados tangencial o radialmente y de crecimiento pstumo. Este es el casode ojos de cuarzo rodeados por cristales de biotita o anfbol, que se atribuye aprocesos de mezcla de magmas, donde los fenocristales de cuarzo quedan in-cluidos en un magma bsico, cuyos minerales ferromagnesianos cristalizan alponerse en contacto con aquellos, que estn a temperatura ms baja.

Tambin el desarrollo de coronas est relacionado con la importancia delagua durante la cristalizacin del magma. Por ejemplo, en el sistema dipsido-anortita, es posible la aparicin de anfbol de acuerdo a la reaccin:dipsido + H2O = anfbol

Si el dipsido es la primera fase mineral en aparecer, su continua cristaliza-cin da lugar a la concentracin de H

2O disuelta en el fundido debido a que el

dipsido no posee H2O en su estructura cristalina. La cristalizacin de anortita


tiene el mismo efecto, pues es anhidra. Como la presin parcial de H2O se

incrementa, el anfbol se torna la fase estable antes que el dipsido. Mantosepitaxiales en augita y reemplazo parcial del piroxeno son muy comunes enrocas diorticas y forma parte de las series de reaccin de Bowen.

Cuando las coronas secundarias se disponen como cortezas concntricasde piroxeno u hornblenda con una textura fibrosa radial alrededor de olivino ogranate, stas se suelen denominar bordes quelifticos y son comunes en rocasbsicas y ultrabsicas.

Texturas Especiales de Rocas Volcnicas En las rocas volcnicas, los procesos de diferenciacin magmtica son

incompletos o directamente estn ausentes, a diferencia de sus equivalentesplutnicas debido a una historia de rpido enfriamiento. Por otra parte las con-diciones extremadamente cambiantes de temperatura, presin de H2O, etc. ha-cen que sea difcil mantener el equilibrio entre las fases minerales que cristali-zan y el lquido magmtico, por lo que son comunes las texturas de reaccin. Escomn en estas rocas, dos o ms eventos de nucleacin y crecimiento cristalino,lo que da lugar a la formacin de ms de una generacin de cristales, en unatextura porfrica bi- o trimodal.

Las principales caractersticas texturales de las rocas volcnicas estnas caracterizadas por condiciones de enfriamiento rpido, reacciones de noequilibrio, con prdida repentina de presin de fluidos y generalmente con msde un evento de cristalizacin. Estos factores son los responsables de las textu-ras volcnicas a las que haremos referencia a continuacin:

En rocas riolticas y dacticas son comunes los fenocristales que repre-sentan una cristalizacin pre-eruptiva a un bajo grado de sobre-enfriamiento.Los fenocristales de cuarzo presentan comnmente golfos y bahas, lo que mar-cara un desequilibrio debido al decrecimiento de la presin de agua, durante el

Fig. 36 (b) textura ocelar: xenocristal de cuarzo rodeado de numerosos cristales de hornblenda (diorita, Nx y N//).


ascenso del magma. Los fenocristales suelen estar englobados en una matrizvtrea o cristalina con desarrollo de una textura felstica (Fig. 37a). Esta textu-ra resulta de un muy alto grado de sobreenfriamiento, donde los cristales sonanhedrales y forman un mosaico de grano fino generalmente compuesto porcuarzo y feldespato alcalino. La textura felstica representa una combinacin demuy bajas tasas de difusin y crecimiento. La textura esferultica (Fig. 37b yc), tambin indica un grado de sobreenfriamiento muy elevado. Las esferulitasson masas radiales formadas por material cristalino que crece rpidamente ha-cia fuera en todas direcciones, a partir de un foco de nucleacin. En las riolitas,las esferulitas estn compuestas por cuarzo y feldespato alcalino y en sus extre-mos muestran un patrn de grano muy fino de cristales de cuarzo interconectados,dentro de un nico cristal de feldespato. Las esferulitas indican que el factordominante durante la cristalizacin es la difusin. El material que constituir elcristal en crecimiento, no puede trasladarse fcilmente a todos los sitios dondecrece el cristal, por lo tanto, cada individuo crece slo a lo largo de la direccinde crecimiento ms rpida y hacia los sitios donde se encuentras nuevo mate-rial. El modo ms eficiente para que se produzca esta cristalizacin es en formaradial o acicular. Los focos de nucleacin de las esferulitas pueden serfenocristales pre-existentes, o en otros casos estn centradas en cavidades. Lasesferulitas estn frecuentemente incrustadas en una matriz de textura felstica,por lo que se interpreta que se habran desarrollado antes que sta.

Fig. 37: (a) matriz con textura felstica (dacita, Nx). (b) textura esferultica: esferulita de feldespato alcalino formadapor desvitrificacin de vidrio volcnico (N//).

Las esferulitas tambin pueden consistir en una masa abierta, de menordensidad de cristales radiales, como resultado de un grado menor de sobre-enfriamiento. En las riolitas stas esferulitas abiertas estn usualmenteenglobadas por cuarzo de manera poiquiltica (y a veces en polimorfos de laslice), formando la textura copo de nieve (snowflake).


Las rocas volcnicas con menos del 20% de cuarzo, que incluyen atraquitas, latitas, andesitas y basaltos estn dominadas por cristales de feldespatosinequidimensionales. La textura traqutica (Fig. 38a y b) consiste en un agre-gado de microlitos (cristales incipientes muy pequeos, generalmente defeldespatos) que se disponen paralelos o diferencialmente orientados debido aflujo, en una mesostasis criptocristalina o vtrea. Algunos petrlogos subdivi-den a la textura traqutica en textura pilotxica y textura hialopiltica (Fig.38c), dependiendo de si el material que est entre el feldespato es cristalino ovtreo. En el caso de que los microlitos presenten una disposicin al azar sedenomina textura afieltrada (Fig. 38d).

Fig. 37: (c) esferulitas de zeolitas rellenando vesculas de un basalto (Nx).

Fig. 38: textura traqutica (o textura pilotxica). (a) orientacin subparalela de microlitos de feldespato potsico,particularmente notable alrededor de los fenocristales (traquita, Nx); (b) microlitos orientados de feldespatoalcalino, ntese que ms que una direccin de alineacin general, existen varios dominios en la fotografa, cadauno con su propia direccin de alineacin preferencial (traquita Nx, x16)


Entre las texturas intersticiales, se reconocen dos variedades en baseal material que ocupa el espacio entre el feldespato. La disposicin de pequeosminerales opacos y de piroxenos entre las tablillas del feldespato dominante, sedenomina textura intergranular (Fig. 39) y es particularmente caractersticade basaltos. La presencia de vidrio entre las tablillas de feldespato da lugar a latextura intersertal (Fig. 40); el vidrio puede ser fresco o haber sido alterado apalagonita, clorita, analcima o minerales de arcilla o incluso haber sidodesvitrificado. La textura oftica (Fig. 41a) es una variante de textura poiquilticaen que grandes cristales de piroxeno, engloban pequeos cristales elongados defeldespatos dispuestos al azar. En el caso de que los cristales de feldespatossean de mayor tamao, de modo que el piroxeno los englobe parcialmente sehabla de textura suboftica (Fig. 41b). Si es vidrio lo que rodea al feldespato enlugar de piroxeno se denomina textura hialoftica (Fig. 41c).

El desarrollo de la textura oftica puede ser interpretado mediante eldiagrama tricomponental albita - anortita dipsido (Fig. 42) que es una aproxi-macin al magma a partir del cual cristalizan gabros y basaltos. En este diagra-ma se pueden trazar varias secuencias de cristalizacin: uno de estos caminos(1) comienza en la regin del fundido donde comienza a cristalizar una plagioclasarelativamente clcica, continuando hasta interceptar la superficie del lquido dela plagioclasa. La composicin del fundido desciende por la superficie lquidushasta la lnea cotctita (Di - An). Si la plagioclasa es zonada (por un desequili-brio en la cristalizacin) se hace progresivamente ms sdica, lo que quedarepresentado en el diagrama por la trayectoria curva (convexa hacia la Ab). Alinterceptar la lnea cotctica comienza a cristalizar dipsido junto a la plagioclasa.La cristalizacin de ambas fases continua por la lnea cotctica hacia la albitahasta que se consume el fundido.

Fig. 38: (c) textura hialopiltica. Los microlitos de feldespato en esta roca vtrea tiene una direccin de elongacinpreferencial, en las cercanas de los fenocristales de feldespato y cristales de opacos, los microlitos siguen elcontorno de stos (pitchstone N//, x20); (d) textura afieltrada. Los microlitos presentan una disposicin al azar(traquita, Nx).


Si las velocidades de nucleacin y crecimiento del cristal son apropia-das, puede haber una evidencia textural de que la plagioclasa comenz a crista-lizar antes que el piroxeno, como lo es la textura oftica, comn en rocasmagmticas mficas. Si la velocidad de nucleacin del dipsido es relativamen-te alta, muchos granos pequeos de este mineral se concentrarn entre los cris-tales tabulares de plagioclasa generando una textura intergranular.

Fig.39: muestra de dolerita con textura intergranular. Cpx (minerales coloreados)y Ol incluidos en individuos de plagioclasa ( Nx, x15).

La textura ms comn en rocas baslticas es la intergranular, que con-siste en una masa de microfenocristales, donde la base es de plagioclasa dehbito elongado, sin orientacin, entre las que se disponen pequeos granos depiroxenos y opacos. Si hay vidrio presente, la textura grada a intersertal. Lamasa de microfenocristales crece durante la etapa final rpida de enfriamiento,que acompaa al emplazamiento o extrusin del magma. Consideremos uncristal, limitado por caras creciendo en un magma sobreenfriado. La forma deequilibrio de este cristal es la de menor energa, y esto se consigue con carasplanares regulares, pero esto requiere que la difusin sea capaz de movilizar lostomos a los sitios adecuados tan rpidamente como el cristal crece. Durante elenfriamiento de un magma esto no sucede: la velocidad de difusin decrecemientras que la velocidad de crecimiento se incrementa. El material para elcrecimiento del cristal puede ser suministrado ms eficientemente en los bordesy esquinas del cristal debido a que estos sitios estn rodeados por un mayorvolumen de magma que el centro del cristal. As, los bordes y esquinas delcristal crecen ms rpidamente que el resto y da lugar a hbitos elongados.


Fig. 40: textura intersertal. Cristales de plagioclasa rodeados de analcima (incolora con N// e istropa con Nx),otras plagioclasas estn parcialmente incluidas en piroxeno (dolerita x23. N// y X).

Fig. 41: (a) textura oftica: cristal de augita encierra a numerososcristales de Plagioclasa dispuestos al azar (gabro, Nx)

Cuando la roca volcnica est compuesta por un mosaico totalmentevtreo, la textura se denomina precisamente vtrea y la misma a su vez puededesarrollar un aspecto craquelado, que forma estructuras esferoides, debido a lacontraccin durante el enfriamiento, que se conoce como textura perltica. Aveces pueden reconocerse, dentro de este mosaico vtreo, pequeos cristalesincipientes, de hbito acicular, denominados cristalitos, y si tienen hbito re-dondeado, se conocen como globulitos.

La Textura de Flujo se desarrolla tanto en rocas vtreas como en rocasde grano fino, se caracteriza por un patrn onduloso o arremolinado en el queminerales prismticos o laminares estn orientados a lo largo de planos de flujo.(Fig. 43).

EstructurasEl trmino estructura se refiere a rasgos en gran escala reconocibles en

el campo o en muestras de mano, dados por la distribucin y ordenamiento de


los minerales. Es decir, si la roca es homognea o si presenta ciertas caracters-ticas que le dan una heterogeneidad segn la escala de observacin.

Si la roca es homognea hablamos de una estructura maciza. La hete-rogeneidad puede estar dada por bandeamiento, foliacin o lineacin, comopor ejemplo ocurre en los bordes de algunos plutones en que los minerales tabu-lares se orientan paralelos a las lneas de flujo. El trmino fbrica puede serutilizado para designar tanto una estructura como una textura, cuando no pode-mos establecer un limite definido entre ambas o cuando no hacemos referenciaa la escala de observacin.

Fig. 41: (b) textura suboftica. Cristales de plagioclasa incluidos total y parcialmente en cristales de augita (doleritaolivnica Nx y N//, x 27); (c) textura hialoftica. Cristales de plagioclasa rodeados por vidrio desvitrificado decolor pardo oscuro (basalto ocenico N//, x65).

Fig. 42: diagrama del sistema albita - anortita - dipsido (traducido de Hibbard, 1995).


Es importante, por otro lado, reconocer cuales estructuras son de carc-ter primario, es decir, aquellas originadas bajo condiciones magmticas, desa-rrolladas durante la formacin de la roca y por los procesos y mecanismos rela-cionadas a su consolidacin y emplazamiento, y cuales son estructuras de ndo-le secundaria, o sea las que se originaron con posterioridad a la consolidacin yemplazamiento. Ejemplos de las primeras son las lineaciones minerales ofoliaciones magmticas que se reconocen en las fases de bordes de los cuerposgranticos, que se forman como consecuencia de la interaccin mecnica entreel magma, en parte lquido y en parte cristalizado y las paredes de la roca decaja. Este flujo laminar del magma orienta feldespatos inequidimensionales ymicas con un ngulo pequeo respecto al plano de flujo y con el eje mayor maso menos paralelo a la direccin del flujo. La velocidad diferencial del flujo,como por ejemplo la originada por la resistencia contra las paredes de la cma-

Fig. 43: Textura de flujo (riolita, N// y Nx).

ra magmtica, produce una imbricacin de cristales tabulares. Tales alinea-mientos de cristales definen una foliacin visible en cortes delgados y en mues-tras de mano. Por otra parte, ejemplos de estructuras secundarias son laslineaciones o foliaciones originadas por metamorfismo dinmico.Otros tipos de estructuras primarias son:

a) Estructura miaroltica: est dada por cavidades angulares, a veces rellenaspor cristales de minerales como turmalina, cuarzo o fluorita, generadas en lasrocas plutnicas debidas a la contraccin que ocurre durante la congelacin delmagma o por emisin tarda de gas al final de la cristalizacin, indicando unemplazamiento somero (Fig. 44).

b) Estructura orbicular: las orbculas son segregaciones de forma esfricaque constan de un ncleo de feldespato potsico rodeado por un bordefibroradiado de oligoclasa. Se formaran al estar el fundido, en donde existencristales de feldespato, sometido a un movimiento turbulento (Fig. 45).


c) Estructura Vescular y Amigdaloidea: al expandirse los gases en las lavas,generalmente se forman cavidades o vesculas de formas esfricas, ovoides oirregulares. Subsecuentemente pueden ser rellenadas por minerales deutricos osecundarios, tales como palo, calcedonia, clorita, calcita y zeolitas, para for-mar amgdalas (Fig. 46).

Productos de Alteracin o Reemplazo MineralUna secuencia normal de los eventos geolgicos es que las condiciones

de P y T y la presencia de un magma o determinados fluidos cambien continua-mente en el espacio y el tiempo. En el caso de que asociaciones sedimentariasde baja T sufran un profundo metamorfismo progresivo, el incremento de T dacomo resultado una fuerte reconstitucin de la roca. Las texturas y las formasde los granos originales son destruidas como respuesta a reacc

texturas y extructuras de las rocas ígneas

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