Textura (geología)

La madurez de un sedimento no solo está relacionada con la clasificación ( tamaño medio del grano y desviaciones), sino también con la esfericidad, el redondeo y la composición de los fragmentos. Las arenas compuestas únicamente de cuarzo son más maduras que las de arcosa o grauvaca .

La forma de los fragmentos proporciona información sobre la longitud del transporte de sedimentos . Cuanto más redondeados sean los clastos, mayor será la erosión causada por el agua o el viento. La forma de las partículas incluye la forma y el redondeo. La forma indica si un grano es más equidimensional (redondo, esférico) o laminar (plano, en forma de disco, oblado), así como la esfericidad.

La composición de los clastos puede dar pistas sobre el origen de los sedimentos de una roca. Por ejemplo, los fragmentos volcánicos, los fragmentos de sílex y las arenas bien redondeadas sugieren diferentes fuentes.

La matriz de una roca sedimentaria y el cemento mineral (si lo hay) que la mantiene unida son elementos diagnósticos.

Generalmente, la diagénesis produce una foliación débil en los planos de estratificación . Otros efectos pueden incluir el aplanamiento de los granos, la disolución por presión y la deformación de los subgranos. Los cambios mineralógicos pueden incluir la formación de zeolitas u otros minerales autigénicos en condiciones metamórficas de bajo grado .

En secciones delgadas y muestras del tamaño de la mano, una roca metamórfica puede presentar una textura penetrativa planar llamada foliación o clivaje . Varias foliaciones pueden estar presentes en una roca, dando lugar a una crenulación .

Identificar la foliación y su orientación es el primer paso en el análisis de rocas metamórficas foliadas. Obtener información sobre cuándo se formó la foliación es esencial para reconstruir la trayectoria P-T (presión, temperatura, tiempo) de una roca, ya que la relación de la foliación con los porfiroblastos permite determinar cuándo se formó la foliación y las condiciones de P-T existentes en ese momento.

Las estructuras lineales en una roca pueden surgir de la intersección de dos foliaciones o estructuras planares, como un plano de estratificación sedimentaria y un plano de clivaje inducido tectónicamente. El grado de lineación, comparado con el grado de foliación para ciertos marcadores de deformación en rocas deformadas, se suele representar en un diagrama de Flinn.

Se forman texturas muy distintivas como consecuencia del cizallamiento dúctil. Las microestructuras de las zonas de cizallamiento dúctil son planos S, planos C y planos C'. Los planos S o planos de esquistosidad son paralelos a la dirección de cizallamiento y generalmente están definidos por micas o minerales laminares. Definen el eje mayor aplanado de la elipse de deformación. Los planos C o planos de cissalamiento se forman oblicuamente al plano de cizallamiento. El ángulo entre los planos C y S es siempre agudo y define el sentido del cizallamiento. Generalmente, cuanto menor es el ángulo CS, mayor es la deformación. Los planos C' rara vez se observan excepto en milonitas ultradeformadas, y se forman casi perpendiculares al plano S.

Otras microestructuras que pueden dar sensación de cizallamiento incluyen:

• venas sigmoideas
• pez de mica
• porfiroblastos rotados

La microestructura ígnea es una combinación de la velocidad de enfriamiento, la velocidad de nucleación, la erupción (si se trata de lava ), la composición del magma y su relación con los minerales que se nuclearán, así como los efectos físicos de las rocas de caja, la contaminación y, especialmente, el vapor.

Según la textura de los granos, las rocas ígneas se pueden clasificar como

• pegmatítico : cristales muy grandes
• fanerítico : rocas que contienen minerales con cristales visibles a simple vista, comúnmente intrusivos.
• afanítico : enfriamiento rápido, la nucleación y el crecimiento de los cristales se ven atrofiados, formando una roca uniforme de grano fino.
• porfídico : que contiene fenocristales en una matriz fina.
• vesicular : contiene huecos causados ​​por el gas atrapado durante el enfriamiento.
• vítreo : vidrioso o hialino, sin cristales.
• piroclástico : roca formada por fragmentos de cristales, fenocristales y fragmentos de roca de origen volcánico.
• equigranular : los cristales de roca son todos del mismo tamaño.

La forma de los cristales también es un factor importante en la textura de una roca ígnea. Los cristales pueden ser euhedrales, subeuhedrales o anhedrales:

• Euhedrales o automórficas , si se conserva la forma cristalográfica.
• Subeuhedral o Subhedral , si solo se conserva una parte.
• Anhedrales o xenomorfos , si los cristales no presentan formas cristalográficas reconocibles.

Las rocas compuestas enteramente de cristales euhedrales se denominan panidiomórficas , y las rocas compuestas enteramente de cristales subhedrales se denominan subidiomórficas .

La estructura porfídica se produce por la nucleación de sitios cristalinos y el crecimiento de cristales en un magma líquido. A menudo, un magma solo puede generar un mineral a la vez, especialmente si se enfría lentamente. Por eso, la mayoría de las rocas ígneas presentan un solo tipo de mineral fenocristalino. Las capas acumuladas rítmicas en las intrusiones ultramáficas son el resultado de un enfriamiento lento e ininterrumpido.

Cuando una roca se enfría demasiado rápido, el líquido se congela formando un vidrio sólido o una matriz cristalina. A menudo, la pérdida de vapor de una cámara magmática produce una textura porfídica.

Las hendiduras o márgenes corroídos en los fenocristales sugieren que estaban siendo reabsorbidos por el magma y pueden implicar la adición de magma fresco y más caliente. La maduración de Ostwald también se utiliza para explicar algunas texturas ígneas porfídicas, especialmente los granitos megacristalinos de ortoclasa .

Un cristal que crece en un magma adopta un hábito (véase cristalografía ) que refleja mejor su entorno y velocidad de enfriamiento. El hábito fenocristalino habitual es el que se observa comúnmente. Esto podría implicar una velocidad de enfriamiento «normal».

En los magmas subenfriados , especialmente en las lavas de komatiita , se producen velocidades de enfriamiento anómalas . En estos casos, la baja tasa de nucleación debida a la superfluidez impide la nucleación hasta que el líquido se encuentra muy por debajo de la curva de crecimiento mineral. El crecimiento se produce entonces a velocidades extremas, favoreciendo la formación de cristales largos y delgados. Además, en los vértices y terminaciones de los cristales, pueden formarse espículas y estructuras esqueléticas, ya que el crecimiento se ve favorecido en los bordes. La textura espinifex o dendrítica es un ejemplo de este fenómeno. Por lo tanto, la forma de los fenocristales puede proporcionar información valiosa sobre la velocidad de enfriamiento y la temperatura inicial del magma.

La textura esferulítica es el resultado del enfriamiento y la nucleación de material en una lava que ha alcanzado la sobresaturación en su componente cristalino. Por lo tanto, suele ser un proceso subsolidus en rocas félsicas superenfriadas. A menudo, dos minerales crecen juntos en la esferulita. La textura axiolítica se produce por el crecimiento esferulítico a lo largo de fracturas en el vidrio volcánico, generalmente debido a la invasión de agua.

Las intercrecimientos de dos o más minerales pueden formarse de diversas maneras, y su interpretación resulta fundamental para comprender tanto la historia magmática como la de enfriamiento de las rocas ígneas. A continuación, se presentan algunos ejemplos de las numerosas texturas importantes.

Las texturas gráficas , micrográficas y granofíricas son ejemplos de intercrecimientos formados durante la cristalización magmática. Se trata de intercrecimientos angulares de cuarzo y feldespato alcalino . Cuando están bien desarrollados, estos intercrecimientos pueden asemejarse a la antigua escritura cuneiforme, de ahí su nombre. Son característicos de la pegmatita y el granófiro , y se han interpretado como evidencia de la cristalización simultánea de los minerales intercrecidos en presencia de una masa fundida de silicatos junto con una fase rica en agua.

Los intercrecimientos que se forman por exsolución ayudan a interpretar las historias de enfriamiento de las rocas. La pertita es un intercrecimiento de feldespato potásico con feldespato albita , formado por exsolución de un feldespato alcalino de composición intermedia: el tamaño de grano de los intercrecimientos pertíticos está relacionado con la velocidad de enfriamiento. La pertita es típica de muchos granitos . La mirmekita es un intercrecimiento microscópico y vermicular (en forma de gusano) de cuarzo y plagioclasa rica en sodio, común en el granito; la mirmekita puede formarse cuando el feldespato alcalino se descompone por exsolución y el silicio es transportado por fluidos en las rocas en enfriamiento.

Los óxidos de hierro y titanio son de suma importancia, ya que portan las características magnéticas predominantes de muchas rocas, y por ello han desempeñado un papel fundamental en nuestra comprensión de la tectónica de placas . Estos óxidos suelen presentar texturas complejas relacionadas tanto con la exsolución como con la oxidación. Por ejemplo, la ulvospinela en rocas ígneas como el basalto y el gabro se oxida comúnmente durante el enfriamiento subsolidus, produciendo intercrecimientos regulares de magnetita e ilmenita . Este proceso puede determinar el registro magnético heredado por la roca.