t-3 clasificación y texturas de r.igneas

7/24/2019 T-3 Clasificacin y Texturas de R.igneas

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PETROLOGIA (3 1 2 2) Prof. Sebastin Grande

Tema 3 Clasificacin y texturas de las rocas gneas

3.1 Tipos de rocas gneas

Las rocas gneas pueden formarse tanto en la superficie terrestre, como en el fondo del mar, y tambin en elinterior de la corteza, a distintas profundidades. A su vez los magmas que las originan pueden generarse en elmanto superior, en las races de la corteza inferior o a partir de corteza ocenica subducida. Por ello exhibenuna gran variedad de texturas y de composiciones. Entre los materiales que las forman, las rocas volcnicaspueden contener vidrio amorfo y/o cristales minerales (hipocristalinas); las plutnicas slo contienen cristales(holocristalinas). En ambos tipos fundamentales de rocas gneas los cristales pueden ostentar una gran gamade tamao, desde microscpicos hasta varios cm de dimetro. Entre los componentes ms comunes de lasrocas gneas se encuentran los conocidos minerales de la serie de Bowen. Sin embargo, como se ver msadelante, la serie de Bowen o calco-alcalina es slo una de tantas, siendo tambin importantes al nivelplanetario e interplanetario la serie de Fenner o tholetica, en la que cristalizan Fe-olivinos y Fe-piroxenos; y laalcalina, en la que pueden cristalizar feldespatoides, Na-piroxenos y Na-anfboles. Con esto se puede deducirque la gran mayora de las rocas gneas, volcnicas o plutnicas ms comunes, se compone de un puado deminerales, que pueden agruparse de la siguiente manera:

FLSICOS: cuarzo, feldespatos alcalinos, plagioclasas, feldespatoides, escapolitas y muscovita.

MFICOS: olivinos, piroxenos (orto y clino), anfboles, biotita, flogopita y melilita

Opacos: magnetita, hematita, ilmenita, Cu-Fe sulfuros

Otros-silicatos: allanita, circn, turmalina, berilo, titanita, granates (melanita, piropo), cordierita, andalucita;topacio; fosfatos: apatito, monacita, xenotima; xidos: espinela, cromita, rutilo, corindn, perovskita; Ca-Mg-Fe carbonatos; fluorita y otros haluros; todos ellos casi siempre presentes en menos de 5% en volumen.

En general las rocas ricas en constituyentes flsicos son de colores claros y relativa baja densidad, son lasllamadas rocas granticas (plutnicas), o lavas riolticas (volcnicas). Las rocas con partes subiguales deconstituyentes flsicos y mficos son las llamadas rocas gabroides (plutnicas) o lavas baslticas (volcnicas),de colores oscuros y mayor densidad; mientras que aquellas ricas en constituyentes mficos son las rocasultramficas, colores muy oscuros y relativa alta densidad, como las peridotitas (plutnicas) y la komatitas

(volcnicas). Dentro de estas grandes categoras se pueden distinguir diversas familias, cada una concaractersticas mineralgicas, texturales y de campo especficas. Las principales familias equivalentes de rocasplutnicas y volcnicas son (algunas familias plutnicas no tienen equivalentes volcnicos):

PLUT NICAS

Granitos y granitos alcalinosSienitas y sienitas alcalinasMonzonitasDioritasTonalitas y trondhjemitas

Gabros y gabros olivnicosAnortositasPeridotitasPiroxenitasHornblenditasSienitas feldespatidicasGabros feldespatidicosFoidolitasMelilitolitas

VOLC NICAS

Riolitas y riolitas alcalinasTraquitas y traquitas alcalinasLatitasAndesitas--------------

Basaltos y picritas-------------Komatitas peridotticasKomatitas piroxenticas-------------FonolitasTefritas y basanitasFoiditasMelilititas


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3.2 Clasificacin I.U.G.S.,de Streckeisen (1972)

Las rocas gneas muestran una amplia gama composicional y textural, sin embargo los tipos ms comunesse pueden clasificar en base a sus texturas y composicin mineralgica modal (% en volumen, o % areal enseccin fina). La clasificacin I.U.G.S.(la International Union of Geological Sciences) propuesta por Streckeisen(1972) ha sido universalmente aceptada y divide a las rocas gneas en dos grandes grupos: rocas FANERTICASy

AFANTICAS. Las primeras tienen cristales minerales visibles y reconocibles a simple vista, en esta categora seincluyen los prfidos hipoabisales, siempre que tengan una matriz fanertica visible. Las rocas afanticas estnformadas en su gran mayora por una matriz en la cual a simple vista o con lupa no es posible discernir mineralalguno, que tambin puede ser vtrea. Los prfidos subvolcnicos, con matriz afantica, pero con megacristalesfanerticos se consideran como rocas volcnicas. La clasificacin I.U.G.S. se basa en cuatro parmetrosfundamentales existentes en la mineraloga modal de la gran mayora de las rocas cuarzo-feldespticas:

A: sumatoria de porcentajes en volumen de feldespatos alcalinos: feld K, feld-(K,Na) y plag-(An5% y escapolitas

Q: porcentaje de cuarzo o de cualquiera de los polimorfos de SiO2presentes.

IC: ndice de color o sumatoria de porcentajes de los minerales mficos presentes

Los parmetros A-P-Q provisionales casi nunca suman 100% y deben ser recalculados para ser llevados aun diagrama triangular, donde Q es el vrtice superior, A el vrtice inferior izquierdo y P el vrtice inferiorderecho (Fig. 3-1). El tringulo ha sido subdividido en tipos litolgicos caracterizados por un NOMBRE RAZ. ElNDICE DE COLORICse muestra entre parntesis debajo del nombre raz como el rango estadstico ms probablepara cada tipo de roca representado: al nombre raz se le aade el prefijo leuco-(del griego, claro) si la rocatiene un ndice de colorpordebajode su rango estadstico y el prefijo melano-(del griego, oscuro) para indicarrocas con ndice de color por encima de su rango estadstico. La importancia del esquema A-P-Q ha sidotrascendental en la petrologa gnea. Rocas definidas dentro del mismo rango A-P-Q de acuerdo a variacionesen el ndice de color o en los tipos de minerales mficos presentes reciban nombres locales que haban hechollegar la lista de rocas gneas a ms de 2.000 variedades. Con este esquema se uniformiz la nomenclatura alpunto que los nombres locales quedaron obsoletos y adems se redujeron los tipos litolgicos a unas cuantasdecenas, incluyendo rocas relativamente raras. Adems, y muy importante, cada tipo litolgico A-P-Q esreconocido por los gelogos de todo el mundo, algo as como el sistema mtrico decimal universal. De estemodo un monzogranito recibe ese nombre en Amrica, Europa, China, Rusia, India, Japn o frica, cuandoantes poda llamarse adamellitaen Europa y reciba cualquier otro nombre local en otras partes del mundo. Otraventaja de este sistema es que para cada nombre plutnico existe su equivalente volcnico, as la riolita es elequivalente volcnico del granito, el basalto del gabro, la traquita de la sienita, etc. (comprese los tringulos 1 y8, 2 y 9 en la Gua de prcticas para la clasificacin I.U.G.S.de las rocas gneas).

El esquema incluye rocas subsaturadas en slice, sin cuarzo y con feldespatoides, para ello existe untringulo A-P-F adicional que tiene en comn el lado A-P con el anterior (Fig. 3-2). El parmetro Fse definecomo sigue y ambos diagramas juntos forman el rombo A-P-Q-F:

F: sumatoria de % en volumen de feldespatoides o foides(nefelina, leucita, analcima) y de sus productos dealteracin (cancrinita, hayna, sodalita, noseana, zeolitas, etc.)

Las rocas ultramficas, tan variadas, son muy abundantes en las ofiolitas y complejos estratiformes. Secaracterizan por tener IC> 90%, de modo que por su contenido total de A+P+Q < 10% no se pueden clasificarcon dicho diagrama.Las rocas ricas en plagioclasa, que se ubican cerca o en el vrtice P comprenden variostipos litolgicos que requieren ser discriminados. Las rocas anortosticas, diorticas y gabroides yacen en lasmismas reas del tringulo, donde P es muy abundante o incluso 100%. Se consideran anortositas rocasformadas por ms de 90% de plagioclasa, generalmente andesina-labradorita. La distincin entre nombres razterminados en -DIORITAo -GABROse basa en el tipo de plagioclasa presente y no en su porcentaje modal.

-DIORITA: contienen plagioclasa con %An entre 5-50%, como Ca-albita, oligoclasa y andesina

-GABRO: contienen plagioclasa con %An > 50%, como labradorita, bytownita y anortita


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Fig. 3-1. Clasificacin I.U.G.S. para rocas plutnicas y prfidos hipoabisales no-ultramficos. a) Diagrama A-P-Qpara rocas cuarzo-feldespticas; b) Diagrama A-P-F para rocas foidticas. Ambos se unen y forman el rombo APQF,pero ninguna roca plutnica puede ubicarse simultneamente en ambos tringulos, solo en uno a la vez.


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As, las rocas diorticas tienen plagioclasa con An < 50% (oligoclasa-andesina), las rocas gabroides, en vez,tienen plagioclasa An > 50% (labradorita-bytownita). Las rocas gabroides requieren un tratamiento especial.Para ello existe un desvo en el tringulo A-P-Q: si el nombre raz resulta ser GABRO o CUARZO-GABRO serequiere de otros tringulos adicionales, donde los parmetros se referirn a la mineraloga caracterstica deestas rocas, generalmente pobre o priva de cuarzo y feldespatos alcalinos, pero rica en plagioclasas clcicas:

Pl:porcentaje en volumen de plagioclasa clcica (An > 50%) y sus productos de alteracin

Ol: porcentaje en volumen de olivino y sus productos de alteracin (incluyendo serpentina o clorita)Px: sumatoriade porcentajes en volumen de clinopiroxenos clcicos (Cpx) y ortopiroxenos ferromagnesianos

(Opx) y sus productos de alteracin (clorita, biotita, epdoto),Px = Cpx + Opx.Hb: porcentaje en volumen de hornblenda o sus productos de alteracin (biotita, clorita)

Un diagrama que comprenda todos estos parmetros sera un tetraedro Pl-Ol-Px-Hb, cuya base sera eltringulo ultramfico Ol-Px-Hb, el vrtice superiorPly las caras inclinadas los diagramas:Pl-Ol-Px,Pl-Px-HbyPl-Ol-Hb(Fig. 3-2a). Este ltimo diagrama casi no se utiliza, pues es muy improbable que una roca contengaolivino y hornblenda esenciales y carezca de piroxenos. Ms comunes son las rocas gabroides y ultramficassin hornblenda, para las que el parmetroPxse escinde en Cpxy Opx, para diferenciar entre rocas gabroides ynorticas (estas ltimas son ricas en Opx). El tetraedro anhidro, con vrticesPl-Ol-Opx-Cpx, que tiene tambinuna base ultramfica Ol-Opx-Cpx, es uno de los diagramas ms importantes en petrologa gnea, pues contienetodos los tipos litolgicos presentes en el manto superior, en las ofiolitas ultramficas y en los cumulados

ultramficos de los gabros estratiformes (Fig. 3-2b). Al igual que en el tetraedro con Hb, el vrtice superiortambien es Pl, pero las caras son los tringulos Pl-Opx-Cpx, Pl-Ol-Opx y Pl-Ol-Cpx. De stos se toma elprimero, que sirve para diferenciar gabros, gabronoritas y noritas. Los otros dos casi no se utilizan y su lugar seconsidera el diagrama Ol-Pl-Px, dondePxes la sumatoria total de piroxenos. Todas las rocas gabroides con Pl> 90% se denominan anortositas. Se consideran todas aquellas rocas con Pl < 10% como ultramficas,quedando las gabroideslimitadas entre los valores 10% 90%: son las ULTRAMFICAS (zona sombreada inferior). Lasrocas conPl> 90% se denominan ANORTOSITAS (vrtice sombreado superior).

En fin, la clasificacin contiene el rombo A-P-Q-F, tres tringulos para rocas gabroides y dos para rocasultramficas. A estos se le aade el rombo A-P-Q-F para rocas volcnicas, haciendo un total de nuevediagramas triangulares, todos estos diagramas aparecen con detalle en la Gua de Prcticas dePetrografagneo-Metamrfica (Grande, 2002). La clasificacin tambien toma en cuenta rocas exticas como carbonatitas,lamprofiros y melilitolitas, stas ltimas son rocas ultramficas con melilita esencial, olivino y clinopiroxenos:diagramaMel-Ol-Cpx. Las rocas que contienen feldespatoides y melilita no pueden contener ni ortopiroxenos nicuarzo.


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En las rocas volcnicas la distincin entre andesita-basalto (equivalentes de diorita-gabro, respectivamente)se basa, adems del criterio del %An de la plagioclasa (exclusivamente petrogrfico), en el del % SiO 2 total,arrojado por los anlisis qumicos. Las plagioclasas volcnicas a menudo se presentan zonadas, siendo muydifcil establecer su verdadera composicin promedio. Los basaltos, siendo las rocas volcnicas msabundantes no slo en la Tierra, sino en todo el sistema solar (mares lunares, volcanes marcianos y venusinos,meteoritos eucritas, etc.), se subdividen en varios tipos de acuerdo a su contenido en lcalis Na2O + K2O vs.SiO2total: basaltos alcalinos, de alto Al2O3, tholetas y tholetas olivinferas.

A pesar de todo, no todas las rocas de origen gneo son cubiertas por este esquema de clasificacin. Laspegmatitas se diferencian debido a su tamao de grano extremadamente grande y mineraloga extica(turmalina, berilo, etc.). Las rocas piroclsticas (tobas, brechas, aglomerados e ignimbritas) y los lamprofirosrequieren un tratamiento especial tambin. Otras rocas de indiscutible origen gneo, que se presentan muchasveces intensamente alteradas, como las serpentinitas, las espilitas, los queratofiros, se nombran de acuerdo acriterios particulares: muchas serpentinitas, que son en realidad harzburgitas o dunitas serpentinizadas, sonrocas metamrficas o metasomticas; las otras dos son basaltos o andesitas metasomatizadas.

3.3 Clasificaciones qumicas

Por conveniencia los componentes qumicos mayoritarios y minoritarios de las rocas gneas se expresancomo XIDOS CONSTITUYENTES. Los primeros comprenden aquellos presentes en ms de 0,1% en peso en la

roca, los segundos, estn presentes en menos de 0,1%. Los componentes mayoritarios de las rocas son, enorden aproximado de abundancia: SiO2,Al2O3, MgO, FeO, CaO, Na2O y K2O. Los minoritarios comprendenTiO2, ZrO2, MnO, Cr2O3, y P2O5. Ciertos elementos trazas, presentes en ppm o ppb, suelen incluirse en losanlisis qumicos con propsitos especficos. Las trazas que ms comnmente se analizan son Rb, Cs, Sr, Ba,Y, Zr, Nb, Ta, T.R., Mo, Sc, Hf, Ni, Co, Cr, Th y U. Algunos elementos como el Cr, Co y Ni son minoritarios enciertas rocas, como las ultramficas, pero son trazas en las dems. Pueden estar presentes cantidadesvariables de voltiles como Cl, F, S y CO2. El agua de hidratacin en los minerales de la roca (anfboles, micas,etc.) se reporta como H2O+, el agua proveniente de la humedad en la roca, como H2O-. A veces se combinatoda el agua y los otros voltiles bajo el trmino LOI( loss on ignition, prdida al rojo). La Tabla 3-1 muestra lacomposicin qumica de seis rocas gneas seleccionadas, mostrando las grandes variaciones que son posiblesen su composicin.

Tabla 3-1. Anlisis qumicos (% en peso) de seis rocas gneas plutnicas seleccionadas

Componente PERIDOTITA GABRO TONALITA GRANITO GRANITO ALC. FOYAITASiO2 43.54 49.34 65.00 71.98 76.25 55.22Al2O3 3.99 17.04 15.40 13.13 10.86 21.09Fe2O3 2.51 1.99 2.46 1.33 1.23 2.02FeO 9.84 6.82 2.40 1.64 0.76 2.19MnO 0.21 0.17 0.06 0.14 0.03 0.26NiO 0.18 ------- ------- ------- ------- -------MgO 34.02 7.19 2.60 0.56 0.18 0.48CaO 3.46 11.72 6.40 1.15 0.37 2.21Na2O 0.56 2.73 3.88 2.98 4.68 9.57

K2O 0.25 0.16 0.95 4.93 4.65 4.31TiO2 0.81 1.49 0.74 0.37 0.11 0.77P2O5 0.02 0.16 0.18 0.19 0.01 0.06H2O+ ------- 0.69 0.10 1.38 0.50 1.41H2O- 0.01 0.58 ------- 0.39 ------- 0.23CO2 ------- ------- ------- ------- ------- -------

S 0.05 0.12 0.06 ------- ------- -------F ------- ------- ------- ------- 0.13 0.12

Cr2O3 0.32 0.04 ------- ------- ------- -------ZrO2 ------- ------- ------- ------- 0.10 0.25


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Son evidentes las marcadas diferencias que existen entre los diversos tipos de rocas gneas. Las peridotitasson rocas muy ricas en olivino, por ello son pobres en slice y muy ricas en MgO, siendo tambin muy pobres enTi, Na, K y Al. Los gabros son muy ricos en Ca-clinopiroxeno y Ca-plagioclasa, por ende son muy ricos en Al yCa. Los granitos contienen ms de 20% de cuarzo libre, y son muy ricos en slice, Na y K debido a su granabundancia en feldespatos alcalinos y micas; los granitos alcalinos son aun ms ricos en lcalis y contienen Na-inosilicatos. Las foyaitas o sienitas nefelnicas tienen un contenido de slice algo bajo para la cantidad de lcalispresente, por ende contienen minerales subsaturados en slice, como nefelina o sodalita. Algunos componentesminoritarios se concentran en rocas particulares: el Ni y el Cr en las peridotitas, mientras que el Zr es tpico degranitos alcalinos y foyaitas.

Existen muchos criterios qumicos de clasificacin, basados en los valores de % en peso de xidosconstituyentes de las rocas, en especial si son volcnicas. Los componentes mayoritarios de las rocas gneasse reducen, tomando en cuenta diversas sustituciones inicas, a cinco grupos:SiO2;Al2O3; (FeO+MgO+MnO);CaO ; y (Na2O + K2O). Las relativas abundancias de estos cinco constituyentes se reflejan en la mineraloga delas rocas y permiten clasificarlas segn los criterios siguientes:

Contenido (% en peso) de SiO2total

Criterio de saturacin en SiO2

Criterio de saturacin en Al2O3(ASI)

Criterio del ndice agpatico

Contenido de SiO2 total: la slice total contenida en una roca gnea es la sumatoria ponderada de losporcentajes de SiO2presentes en cada uno de los silicatos que la forman y muestra una gran variabilidad,desde valores cercanos al 35% a valores superiores a 72%. Es de notar que no se refiere al contenido decuarzo o tridimita libre en la roca, sino al de toda la slice contenida en ella, que incluye la presente en lostetraedros de estructuras polimerizadas como feldespatos, feldespatoides, piroxenos, anfboles, melilita ymicas, y no-polimerizadas, como olivino, granate y circn, entre otras. Las rocas baslticas tienen un 50% deslice total, pero no tienen cuarzo libre. Slo cuando el contenido de slice total es superior al 66% existesuficiente slice en la roca para que una parte quede en forma libre, como minerales de cuarzo. En losgranitos el contenido de slice es superior al 70%, por ende pueden contener hasta 40% de cuarzo libre. Uncontenido de slice total muy bajo, inferior a 45%, se debe a la presencia de una gran proporcin de

minerales subsaturados o pobres en slice, como olivino, melilita o feldespatoides (foides). La Tabla 3-2muestra la subdivisin qumica de las rocas gneas basada en su contenido de slice total, aplicable tanto arocas plutnicas como volcnicas. Para determinar el contenido aproximado de SiO2 en una roca gnea,conocida su composicin mineralgica modal (% en volumen) se realiza el procedimiento mostrado en elEjercicio 3-1.

Tabla 3-2. Clasificacin de las rocas gneas de acuerdo a su contenido de slice total.

Tipo qumico % SiO2 Ejemplos comunesFELSICAS > 66 Riolita, granito, obsidiana

INTERMEDIAS 52-66 andesita, diorita, traquita, sienitaBASICAS 45-52 basaltos, gabro, diabasa

ULTRABASICAS < 45 peridotita, komatita peridottica

Ntese que las rocas ultramficas no se incluyen en este criterio, dado que su nombre se debe a que tienenun IC > 90%. Algunas rocas ultramficas son tambin ultrabsicas (peridotitas, dunitas), pero no todas lasultramficas son ultrabsicas, siendo frecuentes rocas ultramficas bsicas (piroxenitas).

Ejercicio 3-1: Determinar el % de SiO2total, en % en peso, de la roca cuya mineraloga modal es la siguiente:

Mineral % modalCuarzo SiO2 25%Ortosa KAlSi3O8 35%Albita NaAlSi3O8 40%


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Primero de debe determinar el % en peso de cada mineral en la roca, que depender del peso especfico decada mineral, que tiene cierta variabilidad:

Mineral y frmula % modal(en vol.)

P.E. %modal x P.E. % en peso(reclculo al 100%)

Cuarzo SiO2 25% 2,65 66,25 25,38

Ortosa KAlSi3O8 35% 2,57 89,95 34,46Albita NaAlSi3O8 40% 2,62 104,80 40,15

La multiplicacin de peso especfico por % modal da un resultado preliminar de % en peso que debe serrecalculado al 100%, tal como aparece en la ltima columna a la derecha. Una vez obtenido el % en peso seprocede a calcular el % en SiO2de cada mineral. Para ello es til el algoritmo siguiente:

Mineral Frmulaqumica

n =# moles SiO2

A: n x PMSiO2

B: PMmineral

% e.p. SiO2mineraI =A/B = C %

D :% e.p.del mineral

Contrib. al % SiO2total de la roca

C x D %

Cuarzo SiO2 1 60,086 60,086 100,00 25,38 25,38Ortosa KAlSi3O8 3 180,258 78,337 64,76 34,46 22,32Albita NaAlSi3O8

3 180,258 62,225 68,74 40,15 27,60%SiO2 total 75,30

Comentarios:

Esta roca pues contiene un 75,30%en peso de SiO2total, segn el esquema de la Tabla 3-2 corresponde a unaroca FLSICA. Su elevado % de SiO2se debe a que contiene un gran porcentaje de cuarzo libre (25%), ademsde que sus otros constituyentes son tambin feldespatos alcalinos, ricos en SiO2 (> 60% SiO2). Claro, nosiempre es tan fcil estimar este valor. La gran mayora de las rocas, incluso las flsicas, contienen mineralesmficos, cuyas frmulas no son daltnidas, es decir, son soluciones slidas. Por ejemplo no es raro que unaroca como sta contenga un 10% en volumen de biotita. El problema es: cul biotita? La biotita, como todomineral ferromagnesiano, es una solucin slida entre dos extremos: uno magnesiano, FLOGOPITAKMg3[AlSi3O10](OH)2, y otro ferroso, ANNITA KFe3[AlSi3O10](OH)2, lo que se representa generalmente como

K(Mg,Fe)3[AlSi3O10](OH)2. Las biotitas normales, halladas en granitos, tonalitas, dioritas, etc., tienenaproximadamente un 75% molar de flogopita y un 25% molar de annita, es decir, tienen frmula no-daltnidaK(Mg0,75Fe0,25)3[AlSi3O10](OH)2. DeestemodoelnmerodemolesdeSiO2en el mineral es de 3, al igual que enlos feldespatos ortosa y albita. Pero, siendo aun ms precisos, los coeficientes 1 y 3 del Al y del Si tetradricosno son tampoco tanexactos, se aproximan a estos valores, pero la verdaderabiotita tiende a tener un ligeroexceso de Al: K(Mg,Fe)3[Al1,2Si2,8O10](OH)2, sin contar que parte del K puede estar sustituida por Na, Ca, Ba oSr, y parte del (OH)-por F-. Por lo tanto para la biotita real el valor de nen la segunda columna de la tablaanterior debera ser 2,8 puesto que contiene esa cantidad de moles de SiO 2. Siendo un filosilicato, la biotita sebasa en una hoja tetradrica de extensin ilimitada, donde cada tetraedro comparte tres vrtices con tetraedrosadyacentes, en un plano. Esta configuracin resulta en un radical caracterstico [Z4O10], donde Z es cualquiercatin tetradrico, como Al3+ o Si4+. De modo que dentro del corchete la nica restriccin es que el total decationes tetradricos Z sea igual a 4, lo que da un ndice de polimerizacin de 0,40 (ver Tema 10, Mineralogapara Gelogos, Grande, 2000). En los filosilicatos normales el Al permitido en los tetraedros va de 0 - 50%. En

la biotita real existe un (1,2/4) = 30% de Al tetradrico, que est en el rango apropiado. Toda estas sustitucionesinicas son aun ms complejas en anfboles y piroxenos, siendo comunes tambin en feldespatos alcalinos(K,Na)AlSI3O8, plagioclasas NaAlSI3O8-CaAl2Si2O8, feldespatoides y escapolitas, de modo que el estimado del% de SiO2en las rocas gneas es justo eso, un estimado educado, sujeto a los criterios utilizados para asignarlos subndices no-daltnidos en las frmulas de los minerales respectivos.

Afortunadamente, hoy en da se tiene la posibilidad de obtener anlisis qumicos completos de cualquierroca por mtodos instrumentales, como fluorescencia de RX, absorcin atmica, espectrometra de plasma,etc., que arrojan los valores totales de cada elemento u xido constituyente presente, sin tomar en cuenta lacomposicin qumica de los minerales presentes. Adems, si se asla una cierta cantidad de granos de unmineral presente en una roca es posible por los mismos mtodos obtener un anlisis qumico preciso delmismo, del cual es fcil recabar una frmula no-daltnida estructural muy precisa (ver Tema 4, op.cit.).


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Criterio de saturacin en SiO2: este criterio propuesto por Shand (1950) relaciona elegantemente laqumica de la roca con su mineraloga esencial. Existen minerales que son incompatibles en rocascristalizadas bajo condiciones de equilibrio. El olivino magnesiano (forsterita-crisolito) es incompatible con elcuarzo, al igual que los feldespatoides y el corindn. Se tiene la impresin que cuando se habla deincompatibilidad se refiere a la de los cristales en la roca slida. En realidad lo que sucede es que losmagmas pobres en slice utilizan una parte de ella durante su cristalizacin para formar olivino, nefelina, etc.,mientras que la otra parte reacciona con los cristales formados generando minerales saturados, comoenstatita, feldespatos y plagioclasas sdicas, de manera que la roca final no contiene minerales de slicelibres, sino fases subsaturadas y saturadas en slice, como las mencionadas. El criterio divide las rocasgneas en tres grupos, basados en el contenido de cuarzo o de minerales subsaturados:

ROCAS SUBSATURADAS: contienen minerales subsaturados y saturados, sin cuarzo libreROCAS SATURADAS: contienen slo minerales saturados, sin fases subsaturadas ni cuarzoROCAS SOBRESATURADAS: no contienen minerales subsaturados, slo saturados y cuarzo

La siguiente tabla muestra cules minerales se consideran subsaturados y cuales sobresaturados en sliceen las rocas gneas:

Tabla 3-3 Minerales saturados y subsaturados en slice en las rocas gneas

MINERALES SATURADOS MINERALES SUBSATURADOSCuarzo, tridimita, feldespatos alcalinos,plagioclasas, ortopiroxenos, clinopiroxenos,anfboles, titanita, rutilo, circn, monacita,xenotima, olivino ferroso (fayalita-hortonolita).

Olivino magnesiano (forsterita, crisolito),feldespatoides (nefelina, analcima, leucita, sodalita,etc.), corindn, baddeleyita, melanita, perovskita,

melilita,espinela,carbonatos primarios.

De este modo las peridotitas, dunitas, komatitas y kimberlitas son rocas subsaturadas por contenerabundante olivino magnesiano; al igual que las sienitas nefelnicas, fonolitas, foidolitas lo son por contenerfoides; y las melilitolitas y carbonatitas por contener melilita o carbonatos, respectivamente. Las rocas saturadascomprenden piroxenitas, hornblenditas, sienitas, monzonitas, traquitas, dioritas y gabros, todas sin cuarzo,feldespatoides u olivino. Rocas sobresaturadas son todas aquellas con cuarzo libre, los granitos, granodioritas,tonalitas, trondhjemitas, granitos alcalinos, monzonitas cuarcferas, czo-gabros, etc. Est ms decir que lasrocas sobresaturadas granticas son las ms abundantes a nivel de la corteza continental, las saturadas

gabroides o baslticas componen la corteza ocenica, mientras que el manto superior est formadoprcticamente por rocas peridotticas subsaturadas.

Criterio de saturacin en Al2O3 o ASI (alumina saturation index): los feldespatos son los constituyentesms frecuentes de las rocas gneas, se pueden considerar como formados por la solucin slida de tresmiembros extremos: anortita CaAl2Si2O8, albita NaAlSi3O8y ortosa KAlSi3O8. Si las tres frmulas se escribencomo sigue, en trminos de xidos constituyentes: ANORTITA CaO.Al2O3.2SiO2; ALBITA

Na2O.Al2O3.3SiO2;ORTOSAK2O.Al2O3.3SiO2, es evidente que las proporciones molares de Al2O3conrespecto a CaO, Na2O y K2O son en los tres casos de 1:1. Lomismoocurretambien en los feldespatoides,NEFELINANaAlSiO4: Na2O.Al2O3.SiO2y LEUCITAKAlSi2O6: K2O.Al2O3.2SiO2. Shand (1950) propuso elconcepto de saturacin en Al2O3como una variable qumica que deba reflejarse en la mineraloga de lasrocas gneas y defini cuatro tipos de rocas segn este criterio:

ROCAS PERALUMNICAS: aquellas en que: [Al2O3] > ([Na2O] + [K2O] + [CaO])

ROCAS SUBALUMNICAS: aquellas en que: [Al2O3] (Na2O + K2O)

ROCAS METALUMNICAS: aquellas en que: ([Na2O] + [K2O] + [CaO]) > [Al2O3] > ([Na2O] + [K2O])

ROCAS PERALCALINAS: aquellas en que: [Al2O3] < ([Na2O] + [K2O])

Los valores [xido]son susproporciones molaresy se obtienen de la siguiente manera:

[xido] = (% e.p. xido)/(P.M.XIDO)

esto implica que son valores pequeos que deben determinados con al menos tres o cuatro decimales antesde calcular las relaciones que se indican en el grfico del ndice ASIde Shand, que se muestra ms abajo.


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La condicin PERALUMNICA indicara que la roca tiene un exceso de almina y podra contener dichocomponente como mineral libre, es decir, como corindn Al2O3. Algunas sienitas nefelnicas contienen este raromineral, como rub. Pero la condicin peralumnica se refleja ms frecuentemente por la presencia de unmineral muy alumnico como muscovita KAl2(AlSi3O10)(OH)2, comn en granitos y pegmatitas. Otros mineralesque indican esta condicin son la cordierita (Mg2Al3(AlSi5018), la andalucita o la sillimanita Al2(SiO4)O y elgranate almandino (Fe3Al2(SiO4)3; todas ellas son, evidentemente, fases ricas en almina.

La condicin PERALCALINA indica que la roca contiene un exceso de lcalis sobre almina y por lo tantodebera presentar fases ricas en Na, como piroxenos alcalinos (egirina, augita-egirina), anfboles alcalinos(riebeckita, arfvedsonita, edenita) o la rara enigmatita Na2Fe5TiSi6O20, una especie de piroxenoide.

Los dos trminos peralumnico y peralcalino se aplican comnmente a rocas granticas o foidticas con lasmencionadas caractersticas qumico-mineralgicas. Estos trminos se utilizan con frecuencia ya querepresentan composiciones extremas y distintivas en esos tipos de rocas, mientras que los otros dos trminos,subalumnico y metalumnico, reflejan las condiciones usuales halladas en las rocas bsicas y cidas,respectivamente. As, la mayora de los gabros son rocas subalumnicas ricas en Fe-Mg, mientras que lamayora de los granitos son metalumnicos y no contienen ni fases alminicas ni alcalinas, slo biotita y/uhornblenda. La mejor manera de determinar la saturacin en Al2O3 o ndice de Shand de una roca es pormedio del grfico siguiente, donde [xido]= (% e.p. xido)/(PMXIDO), es decir, son sus proporciones molares:

Criterio del ndice agpatico: claro est que en muchas rocas son aplicables ambos criterios de saturacina la vez: con respecto a la slice y con respecto a la almina, dado que son criterios independientes. Elndice agpaticodefine si una roca flsica a intermedia es peralcalina o no. La condicin de peralcalinidadantes expuesta puede reformularse como una relacin matemtica o ndice agpatico, del modo siguiente, noaplicable a rocas mficas o ultramficas:

ndice Agpatico (AI) = ([Na2O] + [K2O]) / [Al2O3]

Cuando este ndice es mayor que 1la roca es peralcalinay contendr inosilicatos ricos en Na, pero puede ocontener cuarzo o foides. Diversas biotitas pueden estar presentes: en las rocas peralcalinas son comunes lasTi-biotitas, con caracterstico pleocrosmo rojo ladrillo; mientras que en las no-peralcalinas se hallan biotitas

normales, b. Este criterio se aplica combinado con el de saturacin en slice a rocas flsicas a intermedias,granticas o foyaticas, definindose cuatro tipos de rocas, con mineralogas esenciales caractersticas:

Tabla 3-4. Tipos de rocas flsicas a intermedias de acuerdo al criterio agpatico

Criterios de saturacin PERALCALINA NO-PERALCALINASATURADA OSOBRESATURADA

EKERTICA(Q, Na-ino) GRANTICA (Q, b)

SUBSATURADA AGPATICA(F, Na-ino) MIASKTICA(F, b)

Minerales presentes: Q: cuarzo; F: feldespatoides; b: biotita; Na-ino: Na-cpx y/o Na-anfbol


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As, una roca agpaticacontendr feldespatoides, Na-cpx o anfboles y posiblemente Ti-biotita, siendo a su

vez subsaturada en slice y peralcalina. Una roca ekertica contendr cuarzo, Na-cpx o anfboles y posible Ti-biotita, siendo sobresaturada en slice, pero peralcalina. Las rocas miaskticas tendrn feldespatoides, perocomo mineral mfico slo presentarn biotita normal y quizs hornblenda; las rocas granticas, monzo o sieno-granticas, exhibirn cuarzo, biotita y hornblenda. Estas ltimas son, con mucho, las ms frecuentes. Determinarel ndice agpatico puede tener una gran importancia econmica al evaluar el potencial metalognico de

complejos de rocas alcalinas subsaturadas en slice. Las rocas agpaticas son las que tienen el mayor contenidode menas metlicas de Nb, T.R. y elementos radiactivos, entre otros.

3.4 Clasificacin normativa C.I.P.W.

Como se dijo anteriormente, las rocas volcnicas ms comunes tanto en la Tierra, como en otros cuerposplanetarios, son las baslticas. Los BASALTOS tienen una matriz afantica o vtrea mayoritaria y tienden a serafricos (sin fenocristales), por lo tanto incluso al microscopio es difcil establecer su composicin mineralgica.

Adems muy frecuentemente estn alterados por procesos hidrotermales o metasomticos que generanminerales hidratados no propios de estas rocas inicialmente anhidras, como clorita, epdoto, actinolita, zeolitas,prehnita, pumpellita, etc. Ahora que es relativamente fcil obtener anlisis qumicos de rocas por mtodosinstrumentales (fluorescencia de RX, absorcin atmica, etc.), se hace muy difcil establecer las diferencias

sutiles existentes entre las rocas analizadas solamente en trminos de copiosos datos qumicos numricos. Porconsiguiente surgi la idea de recombinar los anlisis qumicos (en % de xidos constituyentes) para formarminerales sintticamente obtenidos a partir de los componentes qumicos de la roca: estos son los mineralesnormativos oNORMAS CIPW(de Cross, Iddings, Parsons & Washington).

El procedimiento para calcular las normas es algo engorroso y debe seguirse al pi de la letra, cual si fueseuna especie de receta de cocina, siendo ideal para programarlo en PCs. Actualmente no hay ningn softwaregeolgico que no lo incluya en su men, adems de tantos otros esquemas de clasificacin, incluyendo laclasificacin I.U.G.S., por ende todo trabajo petrolgico moderno adems de los anlisis qumicos de las rocasmuestreadas incluye el listado de sus normas. Las normas son minerales artificialmente creados, por ende nosiempre coinciden con la mineraloga modal de la roca, es ms, en algunas rocas que no tienen mineralesidentificables o que son esencialmente vtreas aparecen normas que ni siquiera existen. Las normas tampocopueden coincidir con la mineraloga modal, ya que se expresan en % en peso, debido a que provienen de

relaciones estequiomtricas molares. Adems en las normas se omiten minerales hidratados o complejos comomicas y anfboles, slo se calculan porcentajes de compuestos anhidros simples; algunos de ellos, comocorindn cAl2O3,o metasilicato de sodio ns, Na2SiO3, si estn presentes en las normas, reflejan muy bien lascondiciones peralumnica o peralcalina, respectivamente.

Estas ventajas ofrecidas por las normas se aprovechan para la clasificacin de los basaltos. En efecto losnombres generalmente utilizados para nombrar diferentes tipos de basaltos provienen de su mineraloganormativa. Los basaltos tholeticos comprenden un grupo muy importante y difundido de rocas volcnicasmficas. Se caracterizan por tener siempre plagioclasa, clinopiroxeno y/u ortopiroxeno normativos: cuandocontienen cuarzo normativo se denominan tholetas cuarcferas, y si tienen olivino normativo, tholetasolivinferas. En realidad ninguna de estas tholetas contiene ni cuarzo ni olivino, pero la presencia de estosminerales normativosrefleja su condicin sobresaturada o subsaturada en slice, respectivamente. Las tholetassin cuarzo ni olivino normativos se llaman tholetas saturadas.

Otro grupo de basaltos contiene nefelina normativa, estos son los basaltos alcalinos. En realidad ningnbasalto alcalino tiene nefelina esencial, pues si la tuviese sera una tefrita o basanita, no un basalto (vertringulo A-P-F volcnico), pero su condicin subsaturada se refleja en la presencia de olivino inalterado y sinbordes de reaccin con la matriz. Debido a ello estas rocas se llamaron inicialmente basaltos olivinfero-alcalinos. Las rocas nefelnicas, como basanitas, nefelinitas y fonolitas tienen altos valores de ne, las rocascidastienenaltosvaloresdecuarzoQy pueden ser peralumnicas, con corindn normativo c. Es evidente quesi existe cuarzo normativo Q no aparecern ol, ne, lc y c en las normas. La presencia ac y ns indica lacondicin peralcalina de las fonolitas. Altos valores de olen rocas con nepueden significar olivino libre en laroca, como en las basanitas y nefelinitas, valores bajos de ol, como en los basaltos alcalinos no siempre serelacionan con olivino libre. En rocas baslticas subalcalinas (tholetas) el olnormativo casi nunca correspondecon olivino libre en la roca, igualmente, la presencia de Qnormativo no implica que exista cuarzo en la roca.


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La Tabla 35 siguiente muestra las normas de un grupo seleccionado de rocas volcnicas.

Tabla 3-5. Mineraloga normativa de rocas volcnicas seleccionadas

Normas Th-oliv Th-sat Th-cuarc Basanita Basalto alc. Fonolita Nefelinita RiolitaQ ------- ------- 4.2 ------- ------ ------ ------ 33.1c ------ ------ ------ ------ ------ ------ ------ 0.8or 3.0 2.8 4.9 5.4 3.6 31.1 ------ 19.0ab 18.0 19.1 23.8 8.1 24.3 35.6 ------ 36.3an 23.9 24.1 22.0 17.4 27.7 ----- 8.7 7.6ne ------ ------ ------ 12.8 1.9 15.6 20.1 ------lc ------ ------ ------ 1.1 ------ ------ ------ ------ns ------ ------ ------ ------ ------ 3.5 ------ ------ac ------ ------ ------ ------ ------ 6.0 ------ ------di 22.7 20.2 16.7 29.4 17.5 3.4 23.3 ------hy 18.7 25.2 17.7 ------ ------- ----- ------ 1.3ol 6.2 ------ ------ 12.1 16.2 3.1 25.7mt 2.2 3.4 2.7 3.6 3.5 8.8 1.3il 4.9 4.7 7.1 8.2 4.6 1.6 5.7 0.5

ap 0.6 0.6 1.0 1.9 0.8 0.2 2.7 0.1NORMASC.I.P.W.: Q: cuarzo; c: corindn; or: ortosa; ab: albita; an: anortita; ne: nefelina; lc: leucita; ns: Na2SiO3; ac: acmita oegirina NaFe(Si2O6); di: dipsido; hy: hipersteno; ol: Mg-olivino; mt: magnetita; il: ilmenita; ap: apatito.

Las tres primeras son rocas baslticas tholeticas propiamente dichas, las cuatro siguientes constituyenrocas alcalinas (altos valores de nenormativa) y la ltima es sobresaturada (alto valor de Q normativo).

La clasificacin ms usada para rocas volcnicas baslticas es la de Yoder y Tilley (1962). Consiste de untetraedro cuyos vrtices son las NORMAS: ne(nefelina), ol(olivino), di(dipsido) y Q(cuarzo) (Fig. 3-3). Otrosminerales normativos contenidos en el diagrama se obtienen combinando qumicamente tres de los anteriores:pl (albita o plagioclasa = ne + Q), hy (hipersteno u opx = ol + Q) (Figs. 3-5 y 3-6). El tetraedro ha sidosubdividido verticalmente en tres sectores por los planos ol-di-ply di-hy-pl.

Fig. 3-3. Tetraedro normativo de Yoder y Tilley para discriminar entre basaltos alcalinos y tholetas. Los magmasque estn del lado izquierdo de la barrera termal ol-di-pl contienen nefelina normativa y fraccionan haciacomposiciones cada vez ms alcalinas, como traquitas y fonolitas, con ne normativa. Los magmas que estn dellado derecho de la barrera termal fraccionan atravesando el plano de saturacin hacia composiciones cada vez mssilceas, como andesita o dacita, con alto Q normativo.


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El plano hy-di-pl es el plano de saturacin en SiO2 (sombreado claro), que separa las tholetassubsaturadas (a la izquierda) de las sobresaturadas (a la derecha); si una roca yace sobre este plano es unatholeta saturada. El plano ol-di-plrepresenta una barrera termal, por lo que los fundidos que se hallan a unlado del mismo no pueden originar diferenciados que se hallen al otro lado, es como una especie de divisoriade aguas termal, imposible de pasar, al menos a bajas presiones, como ocurre en las rocas volcnicas. Laexistencia de estos planos se debe al comportamiento de los minerales durante la cristalizacin del magma,

ejemplificada en los diagramas de fases, que sern tratados en un Tema posterior. Dicho sea de paso, losexperimentos con fundidos de composicin silicatada realizados por Bowen y sus colaboradores hace ms de100 aos sentaron las bases para todos los diagramas de fases involucrados en este tetraedro y en lasconocidas series de cristalizacin. Sin embargo las series de Bowen son series calco-alcalinas, las seriestholeticas fueron descritas por otro investigador, Fenner. De acuerdo a ste las tholetas olivinferas (Th-Ol)fraccionan precipitando olivino y Ca-plagioclasa, dando lugar a lquidos residuales ms silceos, como tholetasaturada o cuarcfera. Los basaltos alcalinos fraccionan precipitando olivino y clinopiroxeno, dando lugar alquidos cada vez ms subsaturados y alcalinos, como fonolitas y nefelinitas. Es evidente que el esquemapuede reducirse a un diagrama triangular equivalente a la base del tetraedro, puesto que todas estas rocastienen dinormativo y ste no ayuda a discriminarlas. Dicho tringulo se muestra a continuacin (Fig. 3-4):

Fig. 3-4. Tringulo normativo ne-ol-Q que representa la base del tetraedro normativo de Yoder y Tilley. La rectavertical gruesa ol-pl representa a la barrera termal, mientras que la recta fina inclinada hy-pl representa el plano desaturacin. Los basaltos alcalinos se hallan del lado izquierdo de la barrera termal, las tholetas, a la derecha. Todasestas rocas contienen cpx normativo, por lo cual esta norma no se utiliza para discriminarlas o clasificarlas. Lasflechas muestran las trayectorias de fraccionamiento de ambos tipos de basaltos; el lmite ol-pl es una barreratermal y no puede ser cruzado durante el fraccionamiento. Se seala la posicin aproximada de varios tiposlitolgicos volcnicos.


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Fig.3-5. Diagrama de fases binario del sistema incongruente Forsterita-Slice, a P =1 bar. Este representa el lado ol-Q del tetraedro normativo, donde el ortopiroxeno (hy) se forma por la reaccin peritctica: Ol + SiO2 = En. Loslquidos a la derecha de En finalizan su cristalizacin generando rocas subsaturadas con olivino (forsterita), loslquidos con composicin igual a En son saturados y generan rocas saturadas; los lquidos a la izquierda de Engeneran rocas sobresaturadas, algunas con slice libre. Los lquidos que caen en el campo de inmiscibilidadpueden generar una suite bimodal formada por rocas mficas y flsicas, ambas sobresaturadas en slice.

Fig.3-6. Diagrama de fases binario del sistema eutctico doble Nefelina-Albita-Slice, a P =1 bar. Este representa ellado ne-Q del tetraedro normativo, donde la plagioclasa (pl) se forma en la barrera termal B. Los lquidos a laizquierda de la barrera termal B finalizan su cristalizacin en el eutctico E 1, generando rocas alcalinassubsaturadas; los lquidos a la derecha de la barrera termal finalizan su cristalizacin en el eutctico E2generandorocas sobresaturadas con slice libre, es decir, granticas.


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3.5 Clasificaciones qumicas de rocas volcnicas

Como se dijo antes las rocas volcnicas son las que ms problemas ocasionan para clasificarlas o inclusoidentificarlas propiamente. Su naturaleza afantica, con algunos fenocristales en algunos casos, las haceproclives a ser clasificadas por su composicin qumica global, expresada en % e.p. de xidos constituyentes.Una de las ms exitosas ha sido propuesta por Le Maitre (1989), y se basa en los porcentajes e.p. de lcalis vs.

slice: Na2O + K2O vs. SiO2(Fig. 3-7).

Fig. 3-7. Clasificin de Le Maitre et al.(1989) de las rocas volcnicas, indicando las series gneas principales.

Algunos nombres de esta clasificacin se hallan en los tringulos A-P-Q volcnicos y son bastantefamiliares, pero Le Maitre et al. (1989) introdujeron nuevos trminos para designar rocas alcalinas bsicas acidas utilizando el prefijo traqui-, que indica una abundancia particular en feldespato alcalino y plagioclasasdica. Un picro-basalto o picrita es una roca de aspecto basltico pero que contiene numerosos fenocristalesde olivino. Las riolitas peralcalinas contienen minerales algo exticos, como anfboles y piroxenos alcalinos y larara enigmatita. Claro est, existen muchas otras rocas volcnicas que no aparecen en este diagrama.

Comentarios finales

Es posible deducir de lo antes expuesto que, si bien la gran mayora de rocas plutnicas pueden a menudoser clasificadas sin ambigedades, no sucede lo mismo con las volcnicas. La imposibilidad de establecer

precisos porcentajes modales en stas hace su clasificacin muy complicada. Segn el criterio utilizado unaroca con nombre raz A-P-Qde ANDESITA, puede ser una tholeta cuarcfera segn el tetraedro normativo, unaroca intermedia segn la clasificacin por contenido de SiO2 total y una roca saturada, segn el criterio desaturacin en SiO2. En las rocas alcalinas el esquema es aun ms complejo, aparecen trminos ambiguos ointermedios, como traquibasalto o traquiandesita, y otros nombres no incluidos en los tringulos A-P-Q/F, como,hawaiita, mugearita, tristanita y benmoreita, entre otros. Estas rocas provienen del fraccionamiento de basaltosalcalinos, pero algunas de ellas, como traquibasalto o traquiandesita, mantienen un alto porcentaje de mineralesmficos, que coexiste con plagioclasas demasiado sdicas y hasta feldespato potsico, siendo consideradasintermedias entre los verdaderos basaltos o andesitas y las traquitas. Estas series complejas sern tratadas condetalle en el Tema 6, ms adelante.


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Ms difcil an resulta la clasificacin de rocas gneas que han sufrido metamorfismo o metasomatismo,que, por desgracia, son bastante comunes en Venezuela. En stas la mineraloga es totalmente anmala: losminerales mficos han sido alterados a sus equivalentes hidratados de baja temperatura, como clorita, epdoto,serpentina, talco, zeolitas, actinolita, biotita, prehnita, pumpellita, estilpnomelana, etc., y la plagioclasa ha sidoinvariablemente descalcificada a albita casi pura acompaada por epdoto, sericita, calcita o clorita (proceso desaussuritizacin). Por lo tanto su clasificacin requiere de un trabajo algo imaginativo, que consiste en tratar dereconstruir la roca como era antes de su alteracin. Slo as se podr tener un estimado de qu proporcionesy cules plagioclasa o minerales mficos contena, para asignarle un nombre segn alguno de los criteriosempleados. Los criterios qumicos antes expuestos no pueden aplicarse exitosamente en rocas fuertementealteradas, puesto que se basan en el contenido de elementos mayoritarios, que puede cambiar notablemente enel curso de una actividad metasomtica o hidrotermal. Para estos casos han sido propuestos diagramas declasificacin basados en las proporciones de elementos traza inmvilespresentes (Nb, Y, Zr, Hf, La, Ba, Ti, Cr,Ni, etc.) que no varan apreciablemente durante los procesos de alteracin o metamorfismo de bajastemperaturas. Este importante tpico ser tratado al final del Tema 10.

3.5 Texturas de las rocas gneas

Las rocas gneas exhiben una gran variedad de texturas. Estas reflejan las condiciones de cristalizacin delmagma, tanto en el interior de la corteza como sobre su superficie. Las rocas plutnicas se caracterizan por una

granulometra visible a simple vista o con lupa de 10X (textura FANERTICA); las rocas volcnicas contienen,adems de algunos cristales visibles a simple vista (fenocristales o prfidos), una matriz no discernible a simplevista, sino al microscopio; a veces, es tan fina que no se pueden identificar sus constituyentes ni con granaumento: textura AFANTICA. A menudo, parte o toda la matriz afantica de las rocas volcnicas est formada porvidrio, es decir, ni siquiera tiene cristales minerales. Es evidente que las rocas volcnicas son las que exhiben elmayor nmero y variedad de texturas. En esta gua se incluyen texturas visibles a simple vista o con lupa. O almicroscopio, en seccin fina. Debido a su diferente modo de origen y emplazamiento las rocas gneas exhibenun gran nmero de texturas, algunas de ellas muy distintivas y que indican claramente la historia decristalizacin o solidificacin del magma. Por motivos obvios las texturas de las rocas volcnicas e hipoabisalesson marcadamente diferentes a las de las rocas plutnicas, de modo que se tratarn por separado. Las rocasgneas se clasifican texturalmente de acuerdo a su: granulometra, composicin, granularidad y fbrica.

1. Granulometra o tamao de grano

FANERITICA: granos o cristales visibles a simple vista o con lupa de 10x. Caracterstica de las rocas plutnicase hipoabisales. Se nombran de acuerdo a su tamao de grano promedio como sigue:

Grano muy grueso: > 30 mm (pegmattica)

Grano grueso: 5 - 30 mm

Grano medio: 1 - 5 mm

Grano fino: < 1 mm a afantica

AFANITICA: granos o cristales slo visibles al microscopio. Caracterstica de la matriz de las rocas volcnicas yprfidos subvolcnicos.

2. Composicin

Se refiere a la presencia o no de material vtreo en la roca. Las plutnicas son siempre HOLOCRISTALINAS,pues carecen de vidrio volcnico, las volcnicas pueden pertenecer a cualquiera de las tres clasescomposicionales listadas aqu abajo:

HOLOCRISTALINA: roca formada en un 100% por minerales cristalizados.

HIPOCRISTALINA: roca formada por minerales y vidrio volcnico.

HOLOHIALINA: roca formada por vidrio volcnico con escasos microcristales.


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3. Granularidad

Se refiere a la variacin en el tamao de grano de las rocas:

*Equigranular: cuando la roca muestra una distribucin restringida de tamao de grano en muestra demano. Se clasifica de acuerdo a su fbrica (ver 4).

* Inequigranular: cuando la roca muestra grandes variaciones de tamao de grano en muestra de mano.Puede ser,

SERIADA: cuando el tamao de grano vara de un mnimo a un mximo, estando presentes todos losvalores intermedios de tamao.

PORFDICA: cuando el tamao de grano de la roca tiene distribucin bimodal, se hallan grandes cristales(FENOCRISTALES) embebidos en una trama de cristales pequeos, microscpicos o vidrio (MATRIZ).

4. Fbrica

Segn el grado de euhedralidad o de perfeccin exhibido por sus cristales, una roca equigranularse puedeclasificar como:

Idiomrfica: con la mayora de los cristales euhedrales, algunos subhedralesHipidiomrfica: con la mayora de los cristales subhedrales, algunos pueden ser euhedrales oanhedrales.

Xenomrfica: con la mayora de los cristales anhedrales, pocos subhedrales euhedrales.

3.5.1 Otras texturas de las rocas plutnicas e hipoabisales

Las ms caractersticas texturas de las rocas plutnicas e hipoabisales son su GRANULARIDADfanertica y suCOMPOSICINholocristalina, donde el lento enfriamiento no permite la existencia de material vtreo, sino solo decristales minerales, ms o menos bien formados. Entre las texturas ms frecuentes de las rocas plutnicas ehipoabisales se encuentran:

Texturas intergranularesGRANTICA: es la tpica textura fanertica de las rocas granticas, ricas en cuarzo y feldespatos. El tamao degrano es bastante uniforme y los cristales no muestran ninguna orientacin preferencial, siendo mayormentesubhedrales a anhedrales. Son rocas de tamao de grano medio a grueso con ndices de color inferiores al 35%debidos generalmente a hornblenda y/o biotita.

GABROIDE: es la tpica textura de las rocas gabroides. Superficialmente se parece a la grantica, pero esevidente la ausencia casi total o total de cuarzo y feldespatos alcalinos y la gran preponderancia de plagioclasaclcica rodeada de granos de minerales mficos, como piroxenos y olivino. Los cristales mficos exhiben unhbito subhedral y a menudo parecen haber tenido sobrecrecimientos que han borrado sus contornos iniciales.Tambin tiene un tamao de grano uniforme y granulometra de media a gruesa.

GRFICA,GRANOFRICA Y MICROGRFICA: consisten de intercrecimientos de cuarzo y feldespato alcalino, donde elcuarzo se destaca oscuro sobre el feldespato blanquecino o rosado, asemejndose a caracteres de escrituracuneiforme. Es tpica de las pegmatitas granticas. Las texturas granofrica y microgrfica son similares, pero seobservan slo a nivel microscpico. La textura MIRMEQUTICA es similar en aspecto, pero ocurre entreplagioclasa y cuarzo, y su origen es post-magmtico y, posiblemente, hasta metamrfico o metasomtico.

PORFDICA: textura que consiste de cristales de tamao grueso a medio, embebidos en una matriz fanertica degano fino a medio. Los cristales grandes o fenocristales se formaron presumiblemente cuando la cmaramagmtica se hallaba en condiciones plutnicas, donde el enfriamiento fue lento; luego el magma con suscristales en suspensin fue llevado a niveles hipoabisales o subvolcnicos donde cristaliz algo msrpidamente, formando una matriz con un a un tamao de grano algo menor. Las rocas plutnicas con estatextura exhiben una distribucin marcadamente bimodal de tamao de grano y se denominan PRFIDOSHIPOABISALES.


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POIQUILTICA: los minerales de las rocas gneas frecuentemente presentan intercrecimientos en varias escalasde tamao. Textura poiquiltica es un trmino general que se aplica cuando una o varias especies mineralespuede estar parcial o totalmente rodeada por otra especie mineral. Debido a las complicaciones de nucleacin ycrecimiento de cada especie mineral, no siempre es posible decir que el mineral rodeado fue el primero encristalizar y el otro le sigui luego. A veces la interpenetracin se produce por crecimiento conjunto de ambasespecies minerales. Los cristales pequeos se denominan chadacristales, y estn rodeados o englobados porcristales grandes llamados oikocristales.

OFTICA Y SUBOFTICA: es un tipo de textura poiquiltica caracterstica de rocas de composicin gabroidedenominadas diabasas. Consiste de tabletas de plagioclasa clcica rodeadas total o parcialmente por grandesgranos anhedrales de piroxeno. Se forma cuando magmas baslticos cristalizan a profundidades relativamentesomeras en el interior de la corteza (4-7 km). En estas condiciones la tasa de nucleacin de la plagioclasa esmuy alta, mientras que la del piroxeno es muy baja; al mismo tiempo que la tasa de crecimiento del piroxeno esmuy elevada y la de la plagioclasa es muy baja. Por ende muchos ncleos de plagioclasa originan una multitudde pequeos cristales tabulares o listoneados, mientras que pocos ncleos de piroxeno crecendesmesuradamente, englobando total o parcialmente a los cristalitos de plagioclasa formados.

KELIFTICA: consiste de bordes de reaccin que forman conchas una dentro de otra alrededor de cristalesmficos subsaturados en slice, como olivino o espinela, rodeados por plagioclasa. Los productos de reaccinson variados y dependen del mineral. Se asemeja a la textura de corona de las rocas metamrficas, pero no es

producto del metamorfismo sino de reacciones poscristalizacin dentro de rocas gneas, generalmentegabroides.

DE CMULO O CUMULATIVAS: texturas debidas al asentamiento de cristales de alta densidad en el fondo decmaras magmticas baslticas o alcalinas, formadas por un magma muy fluido. Las texturas de cmuloincluyen una gran variedad. Las ms fciles de identificar son aquellas formadas por una sola fase cumulusdecristales asentados de olivino, piroxeno o plagioclasa clcica, los cuales estuvieron rodeados por un lquidomagmtico intergranular. Este lquido a su vez cristaliz una matriz o fase intercumulus, formada por variosminerales, incluyendo piroxenos, plagioclasa y magnetita, entre otros. El lquido intercumulus puede o no formarsobrecrecimientos alrededor de los cristales cumuluso cristalizar minerales en los intersticios disponibles. Deeste modo se conoce una gama completa de texturas de cmulo:

Ortocumulados: la fase cumulus no presenta sobrecrecimientos, la fase intercumulus contiene unamineraloga diferente a la fase cumulusy rellena los espacios porosos dejados por sta.

Mesocumulados: la fase cumuluspresenta moderados sobrecrecimientos subhedrales parciales. La faseintercumulusocupa menor volumen y tiene una mineraloga que puede incluir la misma fase cumulus.

Adcumulados: la fase cumulus presenta muy gruesos sobrecrecimientos, que conllevan a una texturapoligonalizada con bordes rectos a subhedrales donde los cristales no estn zonados. La fase intercumuluses muy minoritaria y contiene, muy parcialmente la mineraloga cumulus.

Las rocas gabroides, como norita, troctolita, gabro, gabronorita y anortosita exhiben frecuentemente estostipos de textura. Tambin las rocas ultramficas como peridotitas, dunitas y piroxenitas suelen ser cumulados.

Algunas rocas nefelnicas, en complejos anulares, tambin parecen ser cumulados, pero prcticamente sedesconocen en rocas granticas, debido a la elevada viscosidad de los magmas sobresaturados en slice. Lasrocas plutnicas ofiolticas y lopolticas son, casi en totalidad, rocas cumulativas, formadas por el asentamientogravitatorio de cristales de olivino, cromita, piroxenos y plagioclasa en el fondo de enormes cmaras

magmticas, de proporciones realmente ocenicas, donde el proceso de cristalizacin gnea tena ciertasimilitud con un proceso sedimentario turbidtico. En efecto, en estos mares subterrneos de magma basltico(o alcalino) muy fluido, existieron corrientes de conveccin globales y hasta corrientes de turbidez, pues el pisode la cmara magmtica era como una especie de talud inclinado, similar al talud continental. Son frecuentes enlos cumulados estructuras tpicamente turbidticas, como estratificaciones gradada, y cruzada, estructuras decorte y relleno, y hasta discordancias angulares. Es un proceso gneo-sedimentario, la diferencia con lasedimentacin ocenica radica en que ste ocurre a varios km dentro de la corteza y que el magma es un fluidoque se halla a ms de 1.000.1.100C. Otros cumulados, sobre todo en anortositas y rocas alcalinas parecenhaber sido producidos por un fenmeno contrario, en vez de asentamiento de cristales ms densos que elmagma, se produjo flotacinde cristales menos densos que ste, sin embargo sus texturas se asemejan a lasde cmulo.


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ORBICULAR: cuando aparecen agregados esferoidales centimtricos de cristales aciculares radiados, rodeadospor una matriz de cristales no-orientados generalmente equigranular. Su origen es muy controversial, peroparece deberse a la incompleta asimilacin de xenolitos por el magma. Es frecuente en rocas diorticas ogabroides.

TRAQUITOIDE: cuando la roca se compone de cristales tabulares o columnares milimtricos a centimtricos defeldespato alcalino en disposicin subparalela. Es tpica de rocas alcalinas hipoabisales como las sienitas, tanto

cuarcferas como nefelnicas.

Texturas intragranulares

ZONACIN: cuando cristales pertenecientes a series isomorfas de solucin slida muestran cambioscomposicionales desde su centro hacia sus bordes. Es tpica de los feldespatos, clinopiroxenos y olivino.Tambin se observa en los fenocristales de las rocas volcnicas en patrones repetitivos, denominndosezonacin oscilatoria. Es difcil de observar en muestra de mano o a simple vista, a menos que los cristales seanmuy grandes (megacristales en rocas volcnicas).

EXSOLUCIONES: ocurren en minerales que forman solucin slida limitada. Una fase que antes se hallaba dentrode una fase homognea se escinde en dos fases en equilibrio generalmente debido al descenso en latemperatura. Es un fenmeno subsolidus, es decir, ocurre en cristales ya solidificados, y por supuesto es

bastante lento. Puede ocurrir en feldespatos, plagioclasas, piroxenos y anfboles, y tambin en xidos o sulfurosmetlicos. Las siguientes son texturas de exsolucin tpicas de feldespatos:

PERTTICA Y ANTIPERTTICA: son texturas de exsolucin en feldespatos alcalinos, visibles slo en cristales defeldespato muy grandes (en pegmatitas) o al microscopio. El catin en solucin slida limitad que produceesta textura es el K, que es mucho ms grande que el Na. En la textura PERTTICAel feldespato alcalino es elcristal husped mayoritario que contiene lamelas de exsolucin con variada morfologa: filiformes, en formade llamas, de parches, de gotas, etc., de plagioclasa albtica, a menudo mostrando maclado polisinttico, elNa+es exsuelto formando lamelas de composicin albtica en un feldespato mayormente potsico. Es unatextura muy frecuente en rocas granticas. En la textura ANTIPERTTICAla plagioclasa intermedia es el cristalhusped que contiene exsoluciones en parches de feldespato alcalino, siendo el K+exsuelto en forma degotas o manchones dentro de cristales de plagioclasa. Cuando ambos feldespatos estn en cantidadessubiguales la textura es MESOPERTTICA. Estas dos ltimas texturas son caractersticas de las rocas

charnockticas.EXSOLUCINES EN MFICOS: es comn en rocas gabroides o piroxenticas que se formen lamelas deexsolucin de ortopiroxeno en clinopiroxeno, y viceversa. Tambin puede suceder entre orto y clinoanfboles.El catin en solucin slida limitada que produce el fenmeno es el Ca 2+, que comparado con (Mg, Fe2+) esun ion mucho ms grande. Tambin el rutilo o la titanita pueden ser exsueltos en cristales de biotita, debidoa la diferente valencia entre Ti4+ y (Mg,Fe2+). El rutilo forma a menudo patrones aciculares hexagonalesdentro de las hojuelas de biotita: TEXTURA SAGENTICA.

TEXTURAS RAPAKIVI: son una combinacin de un tipo de textura porfdica particular con fenmenos deexsolucin en feldespatos alcalinos ternarios, es decir, potsicos, pero con cantidades importantes de Na+yCa2+ en solucin slida limitada. Es caracterstica de las rocas granticas homnimas. Los granitos rapakivison rocas generalmente de edad Proterozoico que se hallan en todos los escudos precmbricos del mundo,formando enormes plutones de forma tabular o fungiforme, de tamao batoltico, pero con un origen

enteramente diferente al de los batotilos orognicos. La textura consiste en muy grandes (2-15 cm dedimetro, promedio 3 cm) cristales de forma ovoidal de feldespato K (microlicno), rodeados por finasconchas (de 1-2 mm de espesor) de plagioclasa sdica de color blanquecino, que en cortes de roca se vencomo anillos concntricos: textura de wiborgita. En algunos ovoides se notan varios anillos intermediariosde plagioclasa entre el ncleo feldesptico y el borde externo de los mismos, y otros carecen de la conchade oligoclasa. Anteriormente se pensaba que el feldespato cristalizaba primero y la plagioclasa utilizaba loscristales de feldespato como ncleos de crecimiento, pero estudios recientes con ctodoluminiscenciaprobaron que la plagioclasa sdica fue exsuelta radialmente desde cristales husped formados a altatemperatura y que originalmente contenan un alto porcentaje de Na+ y algo de Ca2+ en solucin slida:feldespato ternario. El porqu estas exsoluciones pertticas migraron hacia la periferia de los cristales noest claro todava, pero se aboga por una alta presin parcial de HF que promovi la migracin inica del


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Na+ y el Ca2+ hacia la periferia del cristal en un sistema altamente fluidizado, pero subsolidus. Con unaulterior disminucin de temperatura, se produjo una nueva exsolucin de feldespato albtico que quedatrapado en la parte interior de la concha de oligoclasa, formando parches discontinuos. En algunos cristalesla migracin de Ca y Na durante el proceso de exsolucin llev a estos iones fuera de los ovoides,cristalizando plagioclasa en la matriz que los rodea: textura de pyterlita. En efecto, los granitos rapakivigeneralmente contienen fluorita (CaF2) y fluor-apatito como minerales accesorios, corroborando la presenciade altos porcentajes de HF en el magma inicial. Los granitos rapakivi al meteorizar dejan sueltos sus ovoidesde feldespato y forman una grava de cantos redondeados, que recibi el nombre de rapakivi, en Finlandia,donde fueron descritas estas rocas por primera vez. La textura ANTI-RAPAKIVItambin existe en estas rocas,consiste de fenocristales ovoidales a tabulares de plagioclasa sdica rodeados por conchas de feldespatoalcalino. Ejemplos de estas texturas son exhibidos por el Granito rapakivi del Parguaza, un gran plutnmesoproterozoico de tamao batoltico, expuesto extensamente en el NO de los estados Bolvar y

Amazonas, con un rea de afloramiento de ms de 10.000 km2.

3.5.1 Texturas de las rocas volcnicas y subvolcnicas

La gran variedad existente de rocas volcnicas, as como los distintos materiales cristalinos o hialinos quelas componen, permite clasificar sus texturas bajo varios criterios distintos, a saber: segn su granulometra,segn la naturaleza de la matriz afantica, o debido a la presencia de voltiles en el magma original.

Segn su granulometra

AFRICA: la exhiben rocas volcnicas que presentan muy pocos o ningn fenocristal. La gran mayora de losbasaltos son rocas africas.

PORFDICA: la textura porfdica o porfirtica en rocas volcnicas consiste tambin de FENOCRISTALESde tamaogrueso a medio, embebidos en una MATRIZ. Empero, en las rocas volcnicas la matriz es afantica o vtrea. Loscristales grandes o fenocristales se formaron presumiblemente cuando al cmara magmtica se hallaba encondiciones hipoabisales, donde el enfriamiento era lento; luego el magma con sus cristales en suspensin fuellevado a niveles subvolcnicos o superficiales, donde cristaliz mucho ms rpidamente, formando una matrizcon un tamao de grano muy fino, o hasta vtrea, si la solidificacin fue muy violenta. Las rocas volcnicas conesta textura exhiben una distribucin bimodal marcada de tamao de grano y constituyen lavas porfdicaso

prfidos subvolcnicos.

PORFDICA SERIADA: tipo de textura porfdica en la que los fenocristales muestran una variacin continua detamao, desde grandes megacristales, pasando por fenocristales normales, hasta microfenocristales, estandotodos ellos embebidos en una matriz afantica de tamao de grano menor al de los ltimos, o incluso vtrea.

GLOMEROPORFDICA: es un tipo de textura porfdica en la que los fenocristales aparecen agrupados, formado amenudo patas de gallina. Se debe al flujo de la lava, que concentra los fenocristales hacia el interior de lascoladas, aglomerndolos. Es caracterstica de las andesitas y de basaltos porfdicos.

PANIDIOMRFICA: la exhiben rocas que contienenuna gran proporcin de fenocristales grandes y euhedrales deminerales mficos, como olivino, biotita, flogopita, hornblenda (u otros anfboles ms raros, como katoforita), Ti-clinopiroxeno o melilita, embebidos en una matriz parcialmente vtrea, con microlitos de feldespatos o foides. Escaracterstica de los lamprofiros, que son rocas volcnicas o subvolcnicas que forman diques radiales oparalelos asociados a otros cuerpos gneos, generalmente alcalinos o mfico-alcalinos.

SPINIFEX: la exhiben rocas komatticas que cristalizaron a partir de magmas de muy alta temperatura (1500-1600C) que sufrieron sobrenfriamiento en contacto con agua marina fra. Consiste en cristales alargados yesqueletales de olivino o clinopiroxeno formando agregados radiales en una matriz de clinopiroxeno con casinada de minerales flsicos. En algunos flujos komatticos se han reportado cristales de hasta 15 cm de largo,pero lo normal es que alcancen 0,5-1 cm. Recibe su nombre de una hierba que forma filamentos radiales quecrece en el SO de Australia, una regin donde abundan las rocas komatticas arqueanas. La komatitas estncasi siempre metamorfizadas o han sufrido alteracin hidrotermal submarina, de modo que el olivino estsustituido por mezclas de serpentina, clorita o talco, de acuerdo a la temperatura a la que sufri la alteracinmetasomtica o metamrfica.


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Segn la naturaleza de la matriz:

Rocas holocristalinas: su matriz es afantica, pero formada por cristales minerales muy menudos o microlitos.Dicha matriz puede presentar las siguientes texturas:

TRAQUTICA: la matriz est formada por microlitos tabulares o listoneados de feldespato K o plagioclasa endisposicin subparalela y dispuestos en torno a los fenocristales, en un patrn que evidencia el flujo de la lava.Es corriente en las traquitas y fonolitas.

PILOTXICA: similar a la anterior pero con bandeamiento fluidal menos marcado que en la textura traqutica.

AFIELTRADA: matriz formada por microlitos de feldespato no-orientados. Corriente en basaltos, andesitas ylatitas.

Rocas hipocristalinas: su matriz es afantica, pero formada en parte por cristales minerales muy menudos y enparte por vidrio volcnico.

VITROFDICA: matriz vtrea que rodea a los fenocristales. El vidrio solo se preserva en rocas volcnicas jvenes,normalmente se halla desvitrificado formando microlitos, esferulitos u palo, dependiendo de su composicin.

HIALOPTICA: matriz formada por microlitos de feldespato embebidos en vidrio volcnico. En corriente en riolitasy dacitas.

INTERGRANULAR:matriz formada por microlitos de feldespato con granos de mficos, generalmente piroxenos,

carente de material vtreo.

INTERSERTAL O INTERSTICIAL: matriz formada por microlitos de feldespato, con vidrio subordinado que aparece enintersiticios de formas triangulares a cuneiformes entre los microlitos de feldespato. En muy caracterstica de losbasaltos.

Rocas holohialinas: su matriz es afantica, formada totalmente por vidrio volcnico. Hay rocas formadasenteramente por vidrio, como obsidiana y taquilita (riolita y basalto vtreos, respectivamente)

En las rocas holohialinas, debido al proceso de desvitrificacin causado por la hidratacin o la diagnesissomera, se comienzan a formar cristales muy pequeos de minerales, que segn sus caractersticas pticas ytamao de grano se denominan como sigue:

cristalitos: cristales incipientes, muy menudos, a apenas visibles con lupa de 10X.

microlitos: cristales microscpicos de forma acicular. esferulitos: agregados radiales centimtricos de cristales aciculares embebidos en una pasta vtrea. Es

caracterstica de la cristobalita, formada por desvitrificacin del vidrio rioltico u obsidiana.

PERLTICA: cuando el vidrio volcnico contiene fracturas o microfracturas curvadas y concntricas, causadas poruna expansin desigual debida a su hidratacin posterior. Es comn en las obsidianas de edad Terciario.

VARIOLTICA: se observa en basaltos almohadillados alterados por metamorfismo de piso ocenico. La matriz senota desvitrificada y compuesta mayormente por listoncitos de albita radiales, y contiene minerales mficoshidratados a clorita, actinolita, pumpellita, leucoxeno, y olivino serpentinizado. Son frecuentes amgdalasrellenas de clorita, calcita, epdoto, y otros minerales secundarios. Es tpica de las rocas llamadas espilitas.

EUTAXTICA: matriz vtrea desvitrificada, que posee un bandeamiento fluidal. Muy frecuente en riolitas.

Segn la presencia de voltiles en el magma:

Los gases magmticos o voltiles se hallan disueltos a presin dentro del fluido magmtico mientras que stese halla a cierta profundidad. Al ascender hacia la superficie, el magma sufre despresurizacin y esos gasesson liberados, a veces violentamente en explosiones espectaculares, a veces algo ms gradualmente. En esteltimo caso se producen rocas de lava llenas de burbujas de gas o vesculas, de aspecto esponjoso o poroso, ycon una densidad tan baja que a veces pueden flotar en el agua, como ocurre con la pumita o piedra pmez. Deacuerdo a esto se conocen las texturas:

VESICULAR: cuando la roca contiene cavidades esferoidales llenas de gas o aire. La piedra pmez o pumitaesun vidrio rioltico vesicular que flota en el agua. Las vesculas pueden tener de pocos mm a varios cm o decenasde cm de dimetro. Pueden estar presentes tanto en lavas mficas como en intermedias a flsicas.


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AMIGDALOIDE: cuando un flujo de lava vesicular es soterrado debajo de otros flujos lvicos o de sedimentos,sufre actividad hidrotermal, diagnesis o metamorfismo de muy bajo grado, y las vesculas se rellenanradialmente, a manera de geodas, con cristales de minerales secundarios, a veces de gran belleza. Lasamgdalas generalmente se forman en rocas baslticas tholeticas o alcalinas y estn rellenas con toda suertede minerales hermosamente cristalizados, con hbitos aciculares o radiales, ente los que se incluyen: las msvariadas zeolitas (natrolita, estilbita, chabazita, analcima, thompsonita, escolecita, laumontita), filosilicatos comoprehnita, apofilita y otros similares, adems de cuarzo en variedades coloreadas como citrino, hematoideo oamatista, calcita en varios colores y hbitos (incluyendo el famoso Espato de Islandia, incoloro, transparente ysin imperfecciones), epdoto-clinozoisita, y hasta cobre nativo. Son famosas por su belleza las amgdalas de lasmesetas baslticas del Paran (cuarzo amatista o citrino en enormes geodas de hasta 3 m de dimetro, juntocon calcita, apofilita y natrolita) y las de la meseta del Deccan (NW de la India), con estupendas cristalizacionesde apofilita verde, prehnita, estilbita rosada, otros minerales secundarios de hbito capilar o acicular y enormescristales de powellita (CaMoO4), de color amarillo canario. Las amgdalas de los basaltos de Keweenawan, enMichigan, contenan masas de cobre y plata nativas con zeolitas que pesaban varias decenas de tm.

A continuacin, para mayor claridad, se presenta un Atlas petrogrfico de texturas gneas vistas almicroscopio.


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ATLAS PETROGRFICO DE TEXTURAS GNEAS

(a) (b) (c)

a) TEXTURA FANERTICA GRANULAR en granodiorita del condado Mono, California. Diam. 3 mm. Cristaleseuhedrales y subhedrales de hornblenda verde (con clivaje rmbico) y biotita marrn, la ltima con menudasinclusiones de apatito y alterada a titanita. Plagioclasa subhedral con maclado polisinttico y cristalesanhedrales de ortosa parcialmente alterada., con parches de cuarzo incoloro anhedral.

b) TEXTURA PORFDICA PANIDIOMRFICA en lamprofiro biottico, Boundary Butte, Reservacin Navajo en Utah,USA. Diam. 2 mm. Prismas euhedrales de dipsido y hojuelas de biotita zonada (ms oscura) en una matriz demicrolitos de sanidina alterada, opacos y calcita.

c) TEXTURA XENOMRFICA GRANULARen una aplita grantica. Cerca de Wellington, Nevada. Diam. 3 mm. Granosanhedrales interpenetrados de cuarzo, microclino y albita, con hornblenda y magnetita accesorias.

(d) (e) (f)d) TEXTURA POIQUILTICA en peridotita hornblndica. Odenwald, Alemania. Diam. 3 mm. Un solo cristal dehornblenda engloba granos redondeados de olivino serpentinizado y oxidado, y prismas subhedrales dedipsido (incoloro y con clivaje marcado).

e) TEXTURA OFTICA en basalto. Kauai, islas Hawai, USA. Diam. 3 mm. Tabletas grandes de pigeonita querodean parcialmente a listoncitos de labradorita incolora, y granos de olivino oxidados en los bordes.

f) TEXTURA SUBOFTICA en basalto. Lago Medicine, California, USA. Diam. 2 mm. Cristales de augitaparcialmente rodeando algunos microlitos de plagioclasa incoloros y parcialmente intersticiales entre ellos. Unfenocristal grande euhedral (borde izquierdo) y muchos microfenocristales de olivino dispersos.


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(h) (i) (j)

h) TEXTURA MICROGRFICA O GRANOFRICAen un granofiro. Rosskopft, montes Vosgos, Alemania. Diam. 2 mm.Intercrecimientos cuneiformes de cuarzo con ortosa alterada. En la parte inferior hay grnulos de magnetita yalgunas hojuelas de mica de Li.

i) TEXTURA KELIFTICA. Quebec, Canad. Diam. 2 mm. Bordes kelifticos alrededor de espinela verde (oscura) entroctolita. En la parte superior la espinela (oscura) est incluida dentro de granate piropo, en la parte inferior laespinela est rodeada por un borde de antofilita y flogopita, todo el conjunto a su vez est rodeado por unintrercrecimiento fibroso de tremolita-actinolita. Estos bordes se generaron por reaccin entre la espinela y lalabradorita (incolora y con clivaje marcado) que conforma el resto de la seccin.

j) TEXTURA KELIFTICA. Quebec, Canad. Diam. 2 mm. Bordes kelifticos alrededor de olivino en un gabroolivnico. El olivino est encerrado en una concha radiaxial de hipersteno prismtico, que a su vez est rodeadopor una segunda concha formada por actinolita y espinela verde (oscura). El resto de la seccin es labradorita(incolora con clivaje marcado). Esta reaccin se produjo entre el olivino y la plagioclasa.

(k) (l) (m)

k) TEXTURA INTERGRANULAR en basalto picrtico. Kilauea, isla Hawai, USA. Diam. 2,5 mm. Fenocristalescorrodos de olivino rodeados de hematita y magnetita (opacas) en una matriz intergranular formada por listonesde plagioclasa y granos intersticiales de augita y pigeonita, sin vidrio.

l) TEXTURA INTERSERTALen diabasa tholetica, Northumberland, Inglaterra. Diam. 2 mm. Augita y pigeonita enintercrecimientos ofticos, entre ellas hay parches poligonales de vidrio mfico marrn oscuro.

m) TEXTURA HIALOPTICAen basalto, Pedregal, Mxico. Diam. 2 mm. Olivino, augita diopssica verde y listonesde labradorita embebidos en una matriz vtrea oscura y rica en Fe.


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(n) (o) (p)

n) TEXTURA TRAQUTICAen traquita. Castillo de Ischia, Italia. Diam. 2 mm. Fenocristales de sanidina y de egirina-augita amarillo-dorado levemente oxidados en una matriz fluidal de microlitos de sanidina con egirina-augita,egirina y opacos, intergranulares, con apatito y titanita accesorios. Muchos espacios intergranulares de forma

triangular o polidrica estn ocupados por analcima o sodalita.o) TEXTURA PILOTXICAen andesita hiperstnica. Monte Rainier, Washington, USA. Diam. 2 mm. Fenocristalesde hipersteno y labradorita en una matriz de andesina con material intersticial criptocristalino y cristalitos deaugita y opacos. El bandeamiento fluidal es menos pronunciado que en rocas con textura traqutica.

p) TEXTURA HIALOPTICA en dacita piroxnica. Weisenberg, norte de Alemania. Diam. 2 mm. Fenocristales delabradorita junto con microlitos de andesina sdica y largos prismas pequeos de pigeonita orientados al azaren una matriz de vidrio marrn traslcido.

(q) (r) (s)

q) PEGMATITA GRANATFERAde grano fino. Pala, Califoria, USA. Diam 2 mm. Granate espesartina naranja (conmuy alto relieve), hojuelas de lepidolita con clivaje micceo, con albita, cuarzo, microclino y un poco deturmalina trigonal de color azul intenso en la parte inferior.

r) PEGMATITA TURMALINFERA. Pala, California. Diam. 2 mm. Grandes cristales prismticos de turmalina elbataincolora dispersos en una matriz de lepidolita plumosa, albita y cuarzo.

s) PEGMATITA TURMALINIZADA. Caon Toulumne, parque Yosemite, California. Diam. 2 mm. Gran cristal ditrigonalde turmalina zonada concntricamente en matriz granulada de cuarzo fino, microclino deformado, conmuscovita y espesartina accesorias.


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Texturas mesoscpicas en rocas granticas

Texturas microscpicas en rocas cuarzo-feldespticas

(a) (b)

(c) (d)

Texturas de exsolucin perttica: a) Textura perttica en un cristal de feldespato alcalino con macla de Carlsbad. NX. Lasvenillas de pertita son de plagioclasa albtica y se destacan por su color blanco de interferencia en el fondo de feldespatocon color gris de interferencia. La roca es un granito porfdico; b) Exsoluciones pertticas en parches dentro de un cristal demicroclino con macla en rejilla, que a su vez tienen maclado tipo Albita. La roca es una pegmatita grantica; c) Texturamesoperttica: cantidades subiguales de feldespato alcalino y plagioclasa. La roca es una sienita charnocktica; d) Texturaantiperttica: exsoluciones en parches de feldespato alcalino en plagioclasa con macla de Carlsbad (parte superior izquierdade la figura). El feldespato alcalino se ve gris oscuro debido a que su birrefringencia es ms baja que la de la plagioclasa,que se ve blancuzca. La roca es un gabro charnocktico.

Textura rapakivi: fenocristales de feldespatoalcalino centimtricos con formas ovoidales,recubiertos por una o ms conchas externas de

oligoclasa blanquecina, en una matriz fanerticade plagioclasa, cuarzo, hornblenda y biotita.

Textura grfica, en pegmatita grantica.Intercrecimientos cuneiformes de cuarzogrisceo en microclino, que se asemejan a la

antigua escritura cuneiforme de Babilonia.


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Texturas de cmulo en rocas gabroides

(a) (b)

(c) (d)Ortocumulados: a) Condicin inicial con cristales asentados en el fondo de la cmara magmtica rodeados de lquidointersticial. b) El lquido ha cristalizado varias fases cumulusrodeando a los cristales cumuluseuhedrales iniciales, pero casisin reaccionar con ellos. c) Ortocumulado de olivino y plagioclasa (troctolita), las fases cumulus son olivino euhedral yplagioclasa listoneada, las fases intercumulusson cristales de augita, magnetita y plagioclasa tarda. d) Ortocumulado declinopiroxeno y plagioclasa (gabro), las fases cumulusson plagioclasa clcica y augita euhedrales a subhedrales, las fasesintercumulusson esos mismos minerales, pero rellenando espacios porosos.

(a) (b)

(c) (d)

Otros cumulados: a) Adcumulado: Los cristales cumulus no estn zonados tienen sobrecrecimientos que poco a pocorellenan casi la totalidad de los espacios porosos, quedando poco espacio para fases intercumulus, es frecuente lapoligonalizacin con numerosos puntos triples; b) Heteradcumulado poiquiltico: los cristales cumuluseuhedrales han sidorodeados por grandes cristales intercumulussin reaccionar con ellos. c) Adcumulado de plagioclasa: Los cristales cumulusde plagioclasa tienen sobrecremientos que han llenado por completo los espacios porosos, no estn zonados y las fasesintercumulus son muy escasas. NX. La roca es una anortosita; d) Heteradcumulado de plagioclasa: Los cristales cumulusdeplagioclasa muestran poco sobrecrecimiento y el lquido residual ha formado oikocristales de clinopiroxeno que englobanpoquilticamente a la plagioclasa. NX. Uno de ellos se observa en la parte inferior derecha de la figura. La roca es unleucogabro.


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Texturas de rocas volcnicas e hipabisales

(a) (b)

(c) (d)Textura spinifex.a) olivino acicular y esqueletal, con complejos intercrecimientos paralelos. SN. Esta textura se genera porsobrenfriamiento de estas lavas muy calientes en contacto con agua marina fra abisal. La roca es una metakomatitaperidottica, donde el olivino ha sido sustituido por serpentina y talco. b) Textura spinifex en metakomatita basltica, loscristales aciculares esqueletales de olivino estn pseudomorfizados por serpentina, clorita y talco, la matriz es rica enclinopiroxeno acicular poco alterado; c) Detalle de la anterior, el clinopiroxeno de la matriz forma cristales curvos dendrticoscon aspecto de lirios. Textura oftica: d) listones de plagioclasa embebidos y rodeados por un gran cristal de clinopiroxeno.La plagioclasa tuvo una gran capacidad de nucleacin, pero no de crecimiento, form chadacristales; mientras que elclinopiroxeno tuvo poca capacidad de nucleacin y mucha rata de crecimiento, por eso englob a los cristales de plagioclasa

formando oikocristales. La roca es una diabasa.

(a) (b)a) Textura vesicular: cavidades vacas V dentro de lava basltica dejadas por gases que abandonaron el magma almomento de la erupcin. b) Textura amigdaloide: cuando las lavas baslticas se apilan flujo sobre flujo, como en lasgrandes mesetas baslticas o volcanes de escudo, las vesculas se rellenan por efecto de circulacin de fluidoshidrotermales de baja temperatura y se denominan amgdalas. Se muestra una amgdala grande rellena de epdoto, calcita yclorita, y otras ms pequeas rellenas de clorita radial. Tambin se pueden generar por metamorfismo incipiente.


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(a) (b)

Zonacin oscilatoria en plagioclasa. a) cristales euhedrales de plagioclasa zonados concntricamente en basalto, laspartes centrales de los cristales, ms clcicas, estn alteradas a calcita y clinozoisita; b) cristal de plagioclasa en andesitazonado concntricamente y a su vez maclado segn la ley Carlsbad. Este tipo de zonacin se denomina oscilatoria, debidoa los constantes cambios en composicin (%An) del cristal durante su crecimiento.

(a) (b)

(c) (d)Texturas de desvitrificacin en lavas. a)Textura perltica: grietas de expansin que forman perlas en lava riolticarica en vidrio desvitrificado por la accin de fluidos. b) Textura hialoclstica: las hialoclastitas se forman por ruptura delvidrio volcnico mfico en contacto con agua fra en ambientes marinos someros. En esta roca los fragmentosangulosos de vidrio mfico estn alterados a coloridos xidos de Fe marrones y rojizos. Un fragmento de lava baslticainalterada, con un borde de reaccin de clorita se observa en la parte centro-izquierda de la fotomicrografa; Texturavarioltica: vidrio mfico desvitrificado a agregados radiales aciculares de plagioclasa albtica rodeando un cristalalterado de olivino; d) Combinacin de textura varioltica (agregados radiales en el lado derecho de la figura) contexturaintersertal(lado izquierdo) en un basalto alterado.


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(a) (b) (c)

(d) (e) (f)

(h) (i) (j)

Texturas porfdicas: se muestran fenocristales de minerales flsicos (feldespatos, cuarzo y feldespatoides) y mficos(anfbol, clinopiroxeno y olivino) en diversos tipos de lavas: a) Textura glomeroporfdica en plagioclasa en un basalto. NX.Varios fenocristales se agrupan debido al efecto del flujo en la lava. b) Fenocristales de cuarzo beta en riolita, invertidos acuarzo alfa, con delgado borde de reaccin clortico en una matriz silcea desvitrificada con esferulitos de cristobalita. SN. Elcristal grande euhedral muestra bahas de resorcin y vacuolas de matriz desvitrificada. En la parte superior derecha seobserva un fenocristal alterado de sanidina. c) Fenocristal de sanidina en riolita, algo corrodo con maclado tipo Carlsbad enuna matriz vtrea con microlitos (hialoptica). NX; d) Fenocristales de nefelina euhedrales, algunos hexagonales, en unfragmento redondeado de lava mfica porfdica oscura dentro de otra lava nefelnica africa con vesculas (mezclamagmtica). SN. e) Fenocristales de noseana con hbito dodecadrico y tpicos bordes oscurecidos, junto con fenocristales

trapezodricos de leucita (incolora). SN. f) Detalle de la anterior con NX mostrando cristales de leucita con muy bajabirrefringencia y caracterstico maclado polisinttico por sectores. Este maclado se debe a la transformacin de leucitaisomtrica de alta temperatura a un polimorfo tetragonal de baja temperatura. h) Fenocristales de hornblenda marrneuhedrales en dacita. SN. En la parte superior derecha se observan dos fenocristales euhedrales incoloros de cuarzo betainvertido a cuarzo alfa. i) Fenocristal euhedral zonado, algo corrodo y alterado de clinopiroxeno en un lamprofiro. NX. Lamatriz mfica es en parte vtrea e isotrpica. La textura es hialoptica; j) Fenocristales de olivino en basalto alcalino,mostrando una zonacin desde ncleos magnesianos a bordes ferrosos, visible en los colores de interferencia. La matriz dela roca tiene textura afieltrada.


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(a) (b)

(c) (d)

Texturas de rocas piroclsticas: a) Ignimbrita, formada por fragmentos de pumita con estructura fluidal, con numerosasvesculas. SN. Se evidencia que el material estaba fluido y caliente, de modo que los fragmentos se soldaron entre s, es loque se denomina una toba soldada. Ocurre en la parte basal de un flujo piroclstico. b) Toba rioltica: se observanfragmentos angulosos de cristales rotos de cuarzo beta, plagioclasa, sanidina y mficos, embebidos en una matriz vtreasilcea e isotrpica. NX. Esta roca se produjo debido a una erupcin violenta de lava rioltica. c) Fragmento de ignimbrita enuna metatoba de lapilli precmbrica donde el vidrio silceo ha recristalizado a esferulitos de cristobalita radial, con aspecto

de ruedas dentadas, la cual a su vez est recristalizando a cuarzo metamrfico. NX; d) Fragmento de ignimbrita en unametatoba de lapilli precmbrica donde el vidrio silceo ha formado numerosos esferulitos de calcedonia radial, dentro de loscuales se observan figuras de interferencia con forma de cruces uniaxiales. Se observa algo de recristalizacin a cuarzometamrfico.

t-3 clasificación y texturas de r.igneas

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