INTRODUCCIÓN
El siguiente trabajo asignado a los integrantes del grupo 3 trata sobre “las Rocas ígneas Intrusivas” este tema fue investigado en diferentes fuentes como libros y varias páginas de internet, con el fin de tener un buen contenido. En el presente trabajo hablaremos sobre las rocas ígneas intrusivas también llamadas plutónicas, en este queremos dar a conocer c onocer acerca sobre su origen or igen de formación, su clasificación por composición, su textura textura y profundizar en conocer acerca de estar. estar. Las rocas ígneas intrusivas o plutónicas son las que se forman a partir de un enfriamiento lento, a gran profundidad y en grandes masas del magma y tienen una textura fanerítica.
MAGMAS (Del latín magma y éste del griego μάγμα, «pasta») es el nombre que reciben las masas de rocas fundidas del interior de la Tierra u otros planetas. Suelen estar compuestos por una mezcla de líquidos, volátiles y sólidos. Cuando un magma se enfría y sus componentes cristalizan se forman las rocas ígneas, que pueden ser de dos tipos: si el magma cristaliza en el interior de la tierra se forman las rocas plutónicas o intrusivas, pero si asciende hacia la superficie, la materia fundida se denomina entonces lava, y al enfriarse forma las rocas volcánicas o efusivas (intrusivas y efusivas son términos en desuso). Mezclas de silicatos fundidos, gas, cristales y burbujas, que se generan por fusión de las rocas que constituyen la base de la corteza y del manto superior, a profundidades que oscilan entre 20 y 300 Km. Los magmas se generan en bordes continentales activos donde convergen dos placas litosféricas (zonas de subducción), en las dorsales oceánicas (zona de ro tura y divergencia de placas) y asociados a puntos calientes (volcanismo intraplaca). Para que las rocas de las que procede el magma comiencen a fundirse se necesita alcanzar una temperatura y una presión determinada (punto de solides). Los magmas ascienden hacia la superficie por flotabilidad (diferencia de de densidad con el entorno). El ascenso puede ser rápido y sin paradas, produciéndose la salida en superficie mediante una erupción volcánica caracterizada por su baja explosividad. En otras ocasiones el magma no llega a alcanzar la superficie superficie y se detiene durante un periodo de tiempo, más o menos dilatado, dando lugar a la formación de cámaras magmáticas. En ellas el magma se enfría, generándose procesos de diferenciación magmática mediante los cuales se producen cambios sustanciales en su composición química, así como en las condiciones de los gases disueltos en el líquido magmático. Nuevos aportes de magma desde las zonas de generación, desestabilizan las cámaras y pueden dar lugar a erupciones explosivas muy violentas.
ORIGEN DE LOS MAGMAS En función de las pruebas científicas disponibles, la corteza y el manto terrestres están compuestos fundamentalmente de rocas sólidas, no fundidas. Aunque el núcleo externo es fluido, está formado por un material rico en hierro, muy denso y que está situado a bastante profundidad dentro de la tierra. Así pues ¿cuál es el origen de los magmas que producen la actividad ígnea? Los Geólogos proponen que la mayor parte de los magmas se originan cuando se funden rocas esencialmente sólidas, localizadas en la corteza y el manto superior. La forma más obvia para generar magma a partir de roca sólida consiste en elevar la temperatura por encima del punto de fusión de la roca.
Los magmas más comunes responden a tres tipos principales: basálticos, andesíticos y graníticos. Magmas basálticos: pueden ser toleíticos, bajos en sílice (-50%) y producidos en las dorsales, o alcalinos, ricos en sodio y potasio, producidos en zonas del interior de las placas tectónicas. Son los más comunes. Magmas andesíticos: Contenido de sílice (-60%) y minerales hidratados, como anfíboles o biotitas. Se forman en todas las zonas de subducción, ya sean de corteza continental u oceánica. Magmas graníticos: tienen el punto de fusión más bajo y pueden formar grandes plutones. Se originan en zonas orogénicas como los andesíticos, pero a partir de magmas basálticos o andesíticos que atraviesan y funden rocas ígneas o sedimentarias metamorfizadas de la corteza que, al incorporarse al magma, alteran su composición. Por otra parte, según su composición mineral, el magma puede clasificarse en dos grandes grupos: máficos y félsicos. Básicamente, los magmas máficos contienen silicatos ricos en magnesio y hierro, mientras que los félsicos contienen silicatos ricos en sodio y potasio.
Podemos clasificar los magmas primarios atendiendo a la cantidad de síli ce en: Magma ácido o félsico: Es un magma que presenta un alto contenido en
sílice (entre un 60 y 77%). Es rico en iones de sodio y potasio. Es un magma viscoso que suele consolidar en el interior de la corteza formando granito y riolita. Está asociado a las zonas de subducción. Magma intermedio: Es un magma que posee entre el 50 y 60% de sílice. Es
menos viscoso que el magma félsico. Sus lavas originan rocas como la andesita. Si cristaliza en el interior de la litosfera forma diorita. Magma básico o máfico: Es el magma que posee menor proporción de sílice
(menos del 50%). Son ricos en iones de calcio y magnesio. Es un magma fluido que se localiza en las zonas de dorsal y forma rocas como el basalto y el gabro. Los magmas en su ascenso experimentan una evolución y rara vez alcanzan la superficie como magmas primarios. En este caso distinguimos: Magma toleítico: Se genera en las dorsales oceánicas a poca profundidad
(entre 15 y 30 km de profundidad) como consecuencia de la fusión parcial de las peridotitas del manto. El magma llega a las capas superficiales rápidamente, por lo que no hay tiempo para su evolución o diferenciación. Forma basaltos toleíticos y gabros. El porcentaje en sílice (SiO2) en este tipo de magma es del 50%. Magma Alcalino: Es un magma rico en metales alcalinos, especialmente
sodio y potasio que se genera a partir de la fusión parcial de peridotitas en
zonas profundas. Suele aparecer en ambientes de rift continental y puntos calientes a una profundidad de entre 30 y 70 Km. El ascenso de los magmas desde la profundidad en la que se generan proporciona el tiempo necesario para que se produzca su diferenciación. Origina basaltos alcalinos, traquitas, riolitas entre otras rocas. Su porcentaje en sílice es menor del 45%. Magma Calcoalcalino: Se forma por fusión a gran profundidad (100 a 150
km) de la corteza oceánica subducida. Son magmas que no ascienden a la superficie por regla general debido a la profundidad en la que se forman, existiendo bastante tiempo para su diferenciación. Este magma origina andesitas, riolitas, dioritas y granitos. Su composición en sílice es del 60%.
EVOLUCION DE LOS MAGMAS La composición de los magmas puede variar en función de varios procesos: DIFERENCIACION MAGMATICA: Se produce cuando un magma asciende a
la superficie y se enfría progresivamente. A lo largo de este enfriamiento se produce la cristalización de minerales a partir del fundido. Si por efecto de la gravedad estos minerales se separan del fundido, varía la composición del magma. Un factor que influye en el proceso de diferenciación magmática es el tiempo. A mayor tiempo transcurrido entre la formación del magma y la formación de la roca, mayor es la probabilidad de que se produzca la diferenciación. Durante el enfriamiento de un magma el orden de cristalización de los minerales depende de su punto de fusión, cristalizando primero los de punto de fusión más alto y por último los de más bajo (cristalización fraccionada). La composición del magma restante (magma residual) va variando en este proceso. En magmas basálticos este orden está definido por las denominadas series de Bowen. Si los cristales formados o el magma residual no se desplazaran, la roca resultante tendría la misma composición global que el magma inicial, pero la diferenciación se produce porque los cristales que se van formando pueden ir cayendo y acumularse en las zonas inferiores de la cámara magmática (diferenciación gravitatoria), o el magma residual puede migrar por disminución del tamaño de la cámara (filtrado por presión) o se pueden formar burbujas ricas en sodio y potasio, elementos más ligeros, que se desplazan hacia el techo de la cámara (transporte gaseoso). Ciertos minerales están asociados porque cristalizan a temperaturas similares. Cuando se produce la cristalización en un magma, los cristales formados tienden a mantener un equilibrio con el fundido restante. Esta circunstancia se puede dar cuando la temperatura desciende muy lentamente y no existen procesos de segregación. Si el equilibrio se restablece mediante soluciones sólidas continuas, se produce una serie continua de cristalización, si es mediante transformaciones minerales abruptas, se produce una serie discontinua de cristalización. Bowen fue el primero que estableció estas series de cristalización para minerales
característicos.
ASIMILACION MAGMATICA: Cuando un magma asciende, se encuentra
rocas de composición diferente a la suya (roca encajante). Entre estas rocas y el magma se producen reacciones que provocan la incorporación de material desde la roca al magma.
La incorporación puede producirse de varias formas: - Por fusión de los minerales de la roca encajante que pasan a formar parte del fundido cambiando su composición.
-Por reacciones entre el magma y la roca encajante que producen entre ambos transformaciones minerales por intercambio de iones. -Por inclusión en el magma de fragmentos de roca en los que los minerales se conservan sin transformarse. Estos fragmentos de roca o xenolitos (como el que se muestra en la imagen 6) pueden reconocerse posteriormente en la roca magmática. Esta roca presenta un xenolito (fragmento ovalado de color gris) cuando el magma funde parte de la roca encajante y la integra en su composición, que varía proporcionalmente según la naturaleza del nuevo volumen de roca fundida incorporada.
MEZCLA DE MAGMAS: cuando se mezclan dos magmas de diferente origen
y naturaleza, aunque lo normal es la mezcla de magmas de la misma procedencia: uno ya diferenciado con otro nuevo, primario y más caliente, que lo incorpora. Temperaturas y puntos de fusión. La temperatura a la que se empiezan a formar los fundidos ricos en sílice varía entre los 700 y los 900 °C, mientras que los pobres en sílice se empiezan a formar entre los 1200 y los 1300 °C. Se denomina punto de solidos a la temperatura en la que empieza a fundirse una roca y punto de líquidos a la temperatura en la que la fusión es total. Tanto la presencia de agua como una disminución de la presión pueden bajar los puntos de sólidos y líquidos de una roca, facilitando la formación de magmas sin aumentar la temperatura. FORMACION DE MAGMAS
Situaciones de formación de magmas (en rojo) bajo corteza oceánica. El 80 % del magmatismo se produce en los bordes constructivos de las placas tectónicas, bajo las dorsales oceánicas, y el resto en zonas de
subducción y en regiones localizadas en el interior de las placas, por efecto de puntos calientes. .Magmatismo de dorsales: la fusión bajo las dorsales puede deberse a la
disminución de la presión en las rocas como consecuencia de su ascenso por los movimientos convectivos, en sólido, del manto. El ascenso a la superficie de estos magmas primarios y sin diferenciar es el origen de las inmensas masas basálticas de los fondos oceánicos. .Magmatismo en zonas de subducción: la fusión se produce por el aumento
de la temperatura por la compresión de la litosfera que subduce y fricción con las rocas del manto, a lo que se añade el agua que libera y asciende, que disminuye el punto de solidus de las rocas superiores. Se forman los magmas que darán lugar a los batolitos típicos de las zonas orogénicas. .Magmatismo intraplaca: es debido a la acción de puntos calientes, tanto bajo corteza continental como oceánica. Las grandes fracturas litosféricas intraplaca también pueden producir magmatismo por fusión de rocas del manto, como se observa por la asociación de estas fallas con la presencia de volcanes. CRISTALIZACION DE LOS MAGMAS
En ocasiones, los minerales se van separando del magma fundido según cristalizan, dando lugar a dos fracciones: una sólida formada por los cristales que se han separado del magma, y otra líquida formada por el magma residual. Ambas fracciones, con composición y propiedades diferentes, formarán rocas completamente distintas entre sí. La separación de las fases sólida y líquida puede tener lugar por distintos mecanismos: Por gravedad: Los minerales cristalizados más densos que el magma
residual, se acumulan en el fondo de la cámara magmática. Por acción de los gases: Las burbujas de gas generadas durante la
desgasificación del magma arrastran al líquido residual al escapar del magma, cristalizando en otra zona. En la solidificación de un magma podemos distinguir 3 fases delimitadas por intervalos de temperatura y con características especiales: Fase Ortomagmática: Es la fase principal de la cristalización de un magma.
Abarca desde el origen del magma hasta que éste desciende su temperatura hasta 700 °C. Se produce la cristalización de minerales estables
a altas temperaturas que aparecen en la roca como minerales accesorios. La cristalización se produce en la cámara magmática originando rocas plutónicas. Fase pegmatítico-neumatolítica: Se produce entre 400 y 700ºC a partir de
un líquido residual rico en diferentes gases volátiles que arrastran por las grietas de la cámara magmática minerales ricos en iones metálicos. La cristalización en estas grietas forma filones de rocas llamadas pegmatitas. Fase Hidrotermal: Se produce entre 400 y 100 °C a partir del residuo
magmático rico en agua, que escapa por las grietas y cavidades de l as rocas cercanas depositando a su paso minerales como pirita, cinabrio, oro, plata, etc. que forman yacimientos. Si este líquido llega a la superficie forma geiseres, fuentes termales o fumarolas.
Los distintos minerales no sólo cristalizan a distintas temperaturas según se va enfriando el magma. Además, algunos minerales formados a determinada temperatura, pueden volverse inestables cuando se alcanzan niveles más fríos. Como consecuencia, estos minerales pueden cambiar su composición o disolverse en el magma líquido reaccionando con otros productos para dar lugar a minerales nuevos. CICLOS MAGMATICOS
A lo largo de la historia temprana del planeta se han producido al menos tres supereventos magmáticos, los episodios de mayor formación de r ocas ígneas del registro geológico. Están separados entre sí unos 800 millones de años (Ma): el más antiguo e intenso hace unos 2700 Ma, en el Neoarcaico, otro hace 1900 Ma, en el Orosírico y el tercero hace 1200 Ma, en el límite Ectásico-Esténico. En cada uno de ellos se habrían formado grandes
mesetas basálticas que habrían contribuido al aumento de las masas continentales en periodos de tiempo relativamente cortos. Para explicar estos supereventos, algunos autores, como el tectónico Kent Condie en 1998,5 han propuesto que el mecanismo habría sido producido por unas avalanchas gravitacionales gigantescas de material del manto superior y la corteza, que caerían desde el límite del manto superior con el inferior (a 670 km de profundidad) hasta el mismo límite del núcleo externo (a unos 2900 km de la superficie), atravesando todo el manto inferior (unos 2230 km de espesor). Como consecuencia se formarían numerosas perturbaciones en forma de plumas del manto que, ascendiendo hasta la corteza, darían lugar al citado magmatismo. El origen de estas avalanchas periódicas del manto estaría en los cambios físicos de los fragmentos de litosfera que han subducido hasta los 670-700 km de profundidad, cotas en las que encuentran resistencia a subducir más y se horizontalizan. La masa de litosfera que ha subducido, de hasta 100 km de espesor y más fría que el manto que la envuelve, puede tardar varios millones de años en alcanzar la temperatura que facilite, junto con la mayor presión de estos niveles, la densificación de los minerales que la componen (paso de peridotitas a eclogitas). Cuando la nueva situación de densidad de la masa litosférica subducida se vuelve inestable, se produciría el derrumbe en avalancha hasta el núcleo. Este proceso se habría repetido varias veces pero, como cada evento implica una importante pérdida de calor en el manto, cada repetición del ciclo habría sido de menor intensidad que la precedente. Se podrían explicar asimismo por este mecanismo los picos de magmatismo, de mucha menor intensidad que los anteriores, del final del Paleozoico, hace unos 300 Ma, y del Cretácico medio, hace unos 100 Ma. TIPOS DE ROCAS MAGMATICAS
ROCAS IGNEAS Roca plutónica: batolito granítico. Roca volcánica: basalto.
El resultado del enfriamiento del magma son las rocas ígneas. Dependiendo de las circunstancias del enfriamiento, las rocas pueden tener granulado fino o grueso.
Las rocas ígneas se dividen en: Rocas plutónicas o intrusivas: Son las que se han formado a partir de un
enfriamiento lento del magma, en profundidad y generalmente en grandes masas. Se denominan plutones y diques a sus yacimientos. Por ejemplo, el granito, el gabro y la sienita. Rocas volcánicas, extrusivas o efusivas: Se forman por el enfriamiento del
magma desgasificado, la lava, en la superficie terrestre. Por ejemplo, el basalto y la riolita. Rocas subvolcánicas. Son aquellas que forman diques y filones. Ej: pórfido granítico o pórfido andesítico.
Las rocas plutónicas y las rocas volcánicas se clasifican por separado, aunque cada término plutónico tiene su equivalente volcánico y viceversa. La siguiente tabla presenta las rocas plutónicas y volcánicas más comunes, clasificadas en función de sus características principales (composición mineralógica esencial y textura).
Textura y estructura Mediante la determinación de unas pocas características globales de una roca, se puede definir una textura general de la misma que por un lado ayuda a la hora de clasificarla y por otro permitirá a alguien que no haya visto la roca hacerse una idea clara del tipo de roca ígnea en cuestión. Estos son los párametros que comunmente se evalúan para hacer esta descripción: 1.
GRADO DE CRISTALINIDAD.
2.
TAMAÑO RELATIVO DE LOS CRISTALES.
3.
TAMAÑO ABSOLUTO DE GRANO.
4.
FORMA DE LOS CRISTALES.
GRADO DE CRISTALINIDAD 1. 2. 3. 4. 5.
TEXTURA HOLOCRISTALINA. TEXTURA HIPOCRISTALINA. TEXTURA VÍTREA. TEXTURA PERLÍTICA. TEXTURA ESFERULÍTICA.
TEXTURA HOLOCRISTALINA:
Cuando más del 90% en volumen de la roca está compuesta por cristales. El enfriamiento lento de las rocas plutónicas hace que normalmente el porcentaje de cristales en ellas sea del 100%. En las imágenes (nícoles paralelos a la izquierda y cruzados a la derecha) se muestra una roca granítica con 100%
cristales. Destaca el cristal de ortosa a la izquierda (teñida), varios prismas de plagioclasa variablemente alterados a sericita, biotita (arriba-derecha y abajo), mocovita (arriba) y cuarzo (arriba-izquierda).
TEXTURA HIPOCRISTALINA:
Cuando la roca está compuesta en parte por vidrio y en parte por cristales, sin que ninguno de los dos términos supere el 90% en volumen. Esta textura refleja dos ritmos de enfriamiento diferentes, uno más lento para formar los cristales y otro mucho más rápido que conlleva la formación de vidrio por solidificación del fundido sin tiempo a que los componentes químicos se ordenen en una estructura cristalina simétrica. En las imágenes (nícoles paralelos a la izquierda y cruzados a la derecha) se muestra una andesita con fenocristales de anfíbol marrón (abajo-derecha), plagioclasa (cristales claros con colores grises de interferencia) y clinopiroxeno (arriba ligeramente a la derecha con birrefringencia elevada). Observar que el vidrio se muestra incoloro y de muy bajo relieve con nícoles paralelos y negro (isótropo) con nícoles cruzados, y también que el vidrio siempre se encuentra en la matriz rodeando a los cristales por toda la roca.
TEXTURA VÍTREA (HOLOHIALINA):
Cuando la roca contiene más de un 90% de vidrio. Esta textura se produce cuando el enfriamiento es muy rápido y no hay tiempo de que crezcan cristales. Es más común en rocas con elevado contenido en sílice, ya que la mayor viscosidad de estos fundidos es otro factor que actua en contra del rápido crecimiento de los minerales. En las imágenes (nícoles paralelos a la izquierda y cruzados a la derecha) se muestra una roca vítrea (probablemente de composición próxima a una riolita) con un pequeño cristal a la derecha (probablemente cuarzo )
TEXTURA PERLÍTICA.
En rocas con un elevado contenido de vidrio éste puede hidratarse con posterioridad a la solidificación, de tal manera que se generan una serie de fracturas concoides que asemejan formas circulares o redondeadas. En las imágenes superiores (nícoles paralelos a la izquierda y cruzados a la derecha) se muestra una andesita con textura perlítica. Notar cómo la zona clara con nícoles paralelos, que posee las fracturas circulares, es isótropa con nícoles cruzados. Las rocas representadas en otras imágenes superiores (texturas hipocristalina y vítrea) también muestran textura perlítica. En la imagen derecha puede verse el aspecto de esta textura en muestra de mano. Se trata de una roca vítrea en la que las zonas más o menos circulares grises o negras corresponden con el vidrio rico en sílice, mientras que las zonas claras, que suelen seguir la linea de las fracturas, son zonas alteradas que definen la textura perlítica.
TEXTURA ESFERULÍTICA.
Debido al carácter meta estable del vidrio, en condiciones atmosféricas pueden aparecer cristalitos o micro cristalitos aciculares o dendríticos, originándose diversas texturas por procesos de desvitrificación. Las dos imágenes que se muestran (ambas con nícoles cruzados) se observan las formas típicamente circulares donde crecen minerales fibrosos. Observar el crecimiento radiado en una esférula central. Los minerales que forman estas estructuras suelen ser cuarzo y feldespato, ya que los vidrios suelen ser ricos en Si y Al. Los fenocristales que se observan son cuarzo y plagioclasa.
TAMAÑO RELATIVO DE LOS CRISTALES 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8.
TEXTURA EQUIGRANULAR. TEXTURA INEQUIGRANULAR. TEXTURA INEQUIGRANULAR SERIADA. TEXTURA PORFÍDICA. TEXTURA PORFÍDICA SERIADA. TEXTURA GLOMEROPORFÍDICA. TEXTURA POIQUILÍTICA. TEXTURA OFÍTICA.
TEXTURA EQUIGRANULAR: Cuando todos los cristales de la roca son aproximadamente del mismo tamaño, lo cual indica que la tasa de nucleación y la velocidad de enfriamiento no están descompensadas una respecto a la otra. En las imágenes (nícoles paralelos a la izquierda y cruzados a la derecha) se observa un sienogranito con abundante cuarzo (blanco con NP), feldespato potásico (incoloro parcialmente alterado con NP) así como algún cristal de turmalina (alto relieve, arriba) y moscovita(izquierda).
TEXTURA EQUIGRANULAR: Cuando todos los cristales de la roca son aproximadamente del mismo tamaño, lo cual indica que la tasa de nucleación y la velocidad de enfriamiento no están descompensadas una respecto a la otra. En las imágenes (nícoles paralelos a la izquierda y cruzados a la derecha) se observa una roca básica de tipo gabroideo con tamaños relativamente similares de plagioclasa (incoloro), augita (marrón claro) y opacos.
TEXTURA INEQUIGRANULAR: Cuando hay una marcada diferencia de tamaño entre los cristales de la roca, dado que ha habido una diferencia entre tasa de nucleación y velocidad de crecimiento entre las distintas fases minerales. En las imágenes (nícoles paralelos a la izquierda y cruzados a la derecha) se puede apreciar un sector rico en plagioclasa de una roca granítica. El carácter inequigranular se deja notar no sólo al comparar distintos minerales (biotita abajo frente a plagioclasas a la derecha) sino dentro de un mismo tipo de mineral (comparar plagioclasas con colores de interferencia amarillos abajo-izquierda, con cristales de mayor tamaño de plagioclasa a la izquierda de las imágenes).
TEXTURA INEQUIGRANULAR SERIADA: Cuando en una textura inequigranular existe una gradación más o menos paulatina en el tamaño de los minerales. En las imágenes (nícoles paralelos a la izquierda y cruzados a la derecha) se puede apreciar una roca granítica con abundantes cristales de plagioclasa con tamaños mayores en la parte inferiorderecha, tamaños notablemente menores en la parte izquierda de la imagen e intermedios por ejemplo en la parte inferior-central.
TEXTURA PORFÍDICA: Cuando la roca ígnea posee dos tamaños (más raramente tres) de grano marcadamente distintos. Los cristales de mayor tamaño reciben el nombre de fenocristales y los cristales considerablemente menores que los engloban se denominan matriz. Dicha matriz puede incluir una parte vítrea. En las imágenes (nícoles paralelos a la izquierda y cruzados a la derecha) se aprecia una traquita en la que tanto los fenocristales como la matriz está fundamentalmente constituido a por sanidina. Observar cómo en la textura porfídica no existe gradación entre el tamaño más grande y el más pequeño de mineral.
TEXTURA PORFÍDICA. En estas imágenes de campo se aprecian dos texturas porfídicas. La imagen izquierda corresponde con un granito porfídico. En estas rocas los fenocristales son frecuentemente de feldespato potásico y su tamaño en ocasiones es considerablemente grande (varios centímetros de largo). La imagen derecha muestra una roca porfídica con abundantes fenocristales de feldespato en una
matriz grisácea (en este caso se trata de una sienita). Las rocas oscuras (abajoderecha y arriba-izquierda) son dos diques basálticos.
TEXTURA PORFÍDICA SERIADA. En algunas rocas con textura porfídica, pese a que la mayoría de los fenocristales son claramente diferenciables por su tamaño de la matriz, pueden tener tamaños variables hasta algún fenocristal cuyo tamaño se aproxime mucho a los de la matriz. En las imágenes (nícoles paralelos a la izquierda y cruzados a la derecha) se puede ver una roca básica (nefelinita olivínica) en la que los fenocristales de olivino poseen tamaños variables (comparar cristal arribaizquierda, cristales menores en centro y derecha y finalmente pequeños olivino abajo-centro. El olivino se diferencia bien en esta roca por la presencia de un borde de alteración (iddingsita)
TEXTURA GLOMEROPORFÍDICA: Cuando los fenocristales en una roca han crecido formando grupos o “islas”, unos en contacto con otros, después rodeados por la matriz. En las imágenes (nícoles paralelos a la izquierda y cruzados a la derecha) se observa una andesita con matriz vítrea y en la parte central varios cristales de anfíbol con diferente disposición espacial creciendo con varias caras en
contacto. Estos grupos de fenocristales pueden ser de una misma especie mineral o de varias.
TEXTURA POIQUILÍTICA: Esta textura suele afectar a una parte localizada de una roca y, por lo tanto, no tiene carácter general. Es un tipo de textura inequigranular en la que un cristal de gran tamaño incluye otros minerales principales de menor tamaño. Esta textura puede reflejar diferencias en la densidad de nucleación y velocidad de crecimiento o distintos momentos de cristalización. En las imágenes (nícoles paralelos a la izquierda y cruzados a la derecha) se puede ver un gran cristal de ortosa en cuyo interior hay multitud de cristales de menor tamaño, todos ellos constituyentes principales de la roca: biotita (alterada aclorita, abajoizquierda), cuarzo (abajo) y plagioclasa (centro y arriba).
TEXTURA OFÍTICA: Esta es una textura de tendencia inequigranular similar a la poiquilítica, ya que se da cuando grandes cristales de piroxeno incluyen otros de menor tamaño de plagioclasa. Normalmente transita en otras partes de la roca a texturas intergranulares (de tendencia equigranular ). Por la mineralogía que participa, esta textura está definida para rocas básicas. El término subofítico se usa cuando el tamaño del piroxeno y la plagioclasa es relativamente próximo, de tal manera que la inclusión de la última dentro del piroxeno suele ser sólo parcial.
En las imágenes (nícoles paralelos a la izquierda y cruzados a la derecha) se puede ver una textura ofítica, con clinopiroxeno de tipo augita incluyendo cristales tabulares de plagioclasa de mucho menor tamaño.
TAMAÑO ABSOLUTO DE GRANO 1. 2. 3. 4.
TAMAÑO DE GRANO FINO. TAMAÑO DE GRANO MEDIO. TAMAÑO DE GRANO GRUESO Y MUY GRUESO. TEXTURA CRIPTOCRISTALINA.
GRANO FINO: Cuando el tamaño medio de grano o cristal es inferior a 1 mm. En las imágenes (nícoles paralelos a la izquierda y cruzados a la derecha) se aprecia un sienogranito con cristales muy pequeños (ver escala en imágen derecha). Las rocas de tamaño de grano fino muchas veces poseen minerales que no pueden apreciarse a simple vista. En estos casos se habla de textura afanítica. Esta textura se debe a una tasa de nucleación muy alta respecto a la velocidad de crecimiento, y se produce cuando el enfriamiento del fundido es rápido. Las texturas afaníticas pueden ser holocristalinas, hipocristalinas o vítreas.
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GRANO MEDIO: Cuando el tamaño medio de grano o cristal es superior a 1 mm e inferior a 5 mm. En las imágenes (nícoles paralelos a la izquierda y cruzados a la derecha) se aprecia un monzogranito con cristales claramente por encima de 1 mm (ver escala en imágen derecha). Las rocas de tamaño de grano medio en adelante siempre poseen minerales que pueden apreciarse a simple vista. En estos casos se habla de textura fanerítica. Esta textura es propia de rocas plutónicas y se debe a una tasa de crecimiento mineral relativamente alta frente a una menor densidad nucleación, cuando el enfriamiento del fundido es lento.
GRANO GRUESO Y MUY GRUESO: Cuando el tamaño medio de grano o cristal es superior a 5 mm e inferior a 3 cm se dice que es grueso. Al tamaño de cristal mayor de 3 cm se le denomina muy grueso. En las imágenes (nícoles paralelos a la izquierda y cruzados a la derecha) se aprecia unos cristales de nefelina en una sientia nefelínica. Prácticamente toda la imagen está ocupada por un cristal central de más de 6-7 mm de tamaño (ver la escala en imágen derecha). Al igual que en el grano medio, aquí también hablaríamos de textura fanerítica.
TEXTURA CRIPTOCRISTALINA. Las texturas afaníticas pueden ser microcristalinas (un ejemplo puede verse en las imágenes de arriba que representan el grano fino), cuando los minerales no se distinguen en muestra de mano pero sí al microscopio, o criptocristalinas, cuando ni siquiera al microscopio se distingue qué minerales son (aunque se vean). En las imágenes (nícoles paralelos a la izquierda y cruzados a la derecha) se aprecia una dacita o riolita con fenocristales de biotita (centro-arriba) y cuarzo (abajo-derecha) y una matriz criptocristalina. Hay que destacar que, pese al aspecto oscuro de esta matriz, no hay que confundirla con una matriz vítrea. En la matriz criptocristalina al mover la platina del microscopio con NC veremos que en la matriz los pequeños granos varían sus propiedades ópticas, extinguiéndose por momentos; en una matriz vítrea observaríamos que una parte de la matriz permanecería completamente negra al mover la platina, aunque incluida en ella haya algunos microcristales.
TEXTURAS DE TENDENCIA EQUIGRANULAR 1. 2. 3. 4. 5.
TEXTURA GRANULAR. TEXTURA APLÍTICA. TEXTURA FELSÍTICA. TEXTURA INTERGRANULAR. TEXTURAS DE ACUMULADO.
TEXTURA GRANULAR O GRANUDA: Se define por el carácter equidimensional de los granos minerales. En las imágenes (nícoles paralelos a la izquierda y cruzados a la derecha) se puede ver una roca tonalítica con cristales de biotita (marrón), plagioclasa (prismáticos maclados) y cuarzo (centro). Poseyendo estos formas variadas (tabulares, prismáticas o irregulares) el carácter equigranular y le aporta el aspecto granudo. Esta textura implica un único ritmo de enfriamiento relativamente lento.
TEXTURA GRANULAR O GRANUDA: Por su génesis, las rocas plutónicas son proclives a desarrollar estas texturas granulares. Un ejemplo típico es el que se observa en las imágenes (nícoles paralelos a la izquierda y cruzados a la derecha) donde se puede ver una roca granítica con varios cristales de cuarzo (centro y arriba-derecha) y feldespatos (abajo-derecha).
TEXTURA APLÍTICA: Otro tipo de textura granuda es la aplítica, que se observa en las imágenes superiores (izquierda con nícoles paralelos y derecha con nícoles cruzados). Las aplitas son rocas de grano fino cuya composición modal es equivalente a la de un sienogranito. En las imágenes se pueden distinguir perfectamente los dos minerales más abundantes: feldespato potásico (de color amarillo por tinción en la imagen izquierda) y el cuarzo. La textura aplítica refleja una tasa de nucleación muy alta en el fundido, que en este caso suele ser el resultado de una pérdida de vólatiles rápida, lo cual conlleva que la temperatura sólidus del sistema ascienda brúscamente y se produzca la cristalización. La migración y concentración de los volátiles puede favorecer la formación de segregados pegmatíticos junto al fundido que se empobrece en dichos elementos, con lo que no son raras las texturas aplopegmatíticas.
TEXTURA FELSÍTICA: También se considera textura granuda la felsítica, que se observa en las imágenes superiores (izquierda con nícoles paralelos y derecha con nícoles cruzados). Es característica de rocas ígneas ácidas o intermedias volcánicas o hipoabisales, en las que se forma una matriz criptocristalina de la que participan minerales como el cuarzo, los feldespatos y algún máfico acompañante (biotita en el ejemplo que se presenta). En las imágenes se
aprecia la textura porfídica de la roca, con un fenocristal de biotita en la parte inferior izquierda y cuarzo abajo.
TEXTURA INTERGRANULAR: Cuando la roca presenta un entramado de cristales tabulares de plagioclasa entre los cuales ha cristalizado olivino y/o piroxeno. Esta textura es típica de rocas básicas y puede transitar a otras de tipo ofítico o subofítico, que son de caracter inequigranular. El origen de esta textura puede estar ligado a una baja tasa de nucleación pero rápido crecimiento de la plagioclasa, frente a las otras fases minerales. En las imágenes (nícoles paralelos a la izquierda y cruzados a la derecha) se puede ver una roca gabroidea (norita) con listones de plagioclasa (incolora con bajo relieve) que deja huecos donde ha cristalizado olivino (alto relieve y birrefringencia elevada) y ortopiroxeno (inoloro de alto relieve con colores de birrefringencia en tonos grises). También se aprecia anfíbol intersticial de color marrón.
TEXTURA DE ACUMULADO (MESOACUMULADO). La baja viscosidad de los fundidos básicos o ultrabásicos permite la separación efectiva de los minerales y que se formen capas de roca con dos o tres fases minerales en las que los cristales en contacto mutuo forman un entramado y otros (postcúmulos) crecen en los espacios que dejan los otros. En función del porcentaje de minerales postcúmulos se usa el término ortoacumulados (2550%), mesoacumulados (7-25%) o adcumulados (0-7%). En las imágenes (nícoles paralelos a la izquierda y cruzados a la derecha) se aprecia un detalle de una roca mesoacumulada, siendo el clinopiroxeno (alto relieve) el mineral cúmulo y la plagioclasa (maclado polisintético) la fase postcúmulo.
TEXTURA DE ACUMULADO (ADCUMULADO). Los adcumulados poseen un entramado denso de cristales que sólo deja de 0 a 7% de espacio para fases postcúmulo. En las imágenes (nícoles paralelos a la izquierda y cruzados a la derecha) se aprecia una roca adcumulada, siendo plagioclasa (maclado polisintético) el mineral cúmulo y la el clinopiroxeno (fuerte birrefringencia) la fase postcúmulo.
