Cristal más grande que los granos de roca que lo rodean en una roca ígnea
Un fenocristal es un cristal de formación temprana, relativamente grande y generalmente conspicuo, claramente más grande que los granos de la masa rocosa de una roca ígnea . Las rocas que tienen una clara diferencia en el tamaño de los cristales se denominan pórfidos y se utiliza el adjetivo porfirítico para describirlas. Los fenocristales suelen tener formas euhédricas , ya sea debido a un crecimiento temprano dentro de un magma o por recristalización post-emplazamiento . Normalmente, el término fenocristal no se utiliza a menos que los cristales sean directamente observables, lo que a veces se indica con un diámetro superior a 0,5 mm (0,020 pulgadas). [1] Los fenocristales por debajo de este nivel, pero aún más grandes que los cristales de la masa fundamental, se denominan microfenocristales . Los fenocristales muy grandes se denominan megafenocristales . Algunas rocas contienen tanto microfenocristales como megafenocristales. [2] En las rocas metamórficas , los cristales similares a los fenocristales se denominan porfiroblastos .
Los fenocristales se encuentran con mayor frecuencia en las rocas ígneas más ligeras (con mayor contenido de sílice), como las felsitas y las andesitas , aunque se encuentran en todo el espectro ígneo, incluso en las ultramáficas . Los cristales más grandes que se encuentran en algunas pegmatitas suelen ser fenocristales que son significativamente más grandes que los otros minerales.
Clasificación por fenocristal
Las rocas se pueden clasificar según la naturaleza, el tamaño y la abundancia de los fenocristales, y la presencia o ausencia de fenocristales a menudo se observa cuando se determina el nombre de una roca. Las rocas afíricas son aquellas que no tienen fenocristales, [3] o más comúnmente donde la roca consta de menos del 1% de fenocristales (en volumen); [4] mientras que el adjetivo phyric se utiliza a veces en lugar del término porfirítico para indicar la presencia de fenocristales. Las rocas porfídicas a menudo se nombran utilizando modificadores de nombre de minerales, normalmente en orden decreciente de abundancia. Por lo tanto, cuando el olivino forma los fenocristales primarios en un basalto, el nombre puede refinarse de basalto a basalto de olivino porfídico o basalto fírico de olivino . [5] De manera similar, un basalto con olivino como fenocristales dominantes, pero con menores cantidades de fenocristales de plagioclasa , podría denominarse basalto fírico de olivino-plagioclasa .
En una nomenclatura más compleja, un basalto con aproximadamente un 1% de fenocristales de plagioclasa, pero un 4% de microfenocristales de olivino, podría denominarse basalto fírico afírico a escasamente plagioclasa-olivino , donde la plagioclasa figura antes que el olivino debido a sus cristales más grandes. [6] Categorizar una roca como afírica o escasamente fírica es a menudo una cuestión de si un número significativo de cristales excede el tamaño mínimo. [7]
Análisis mediante fenocristales.
Los geólogos utilizan fenocristales para ayudar a determinar los orígenes y las transformaciones de las rocas porque la formación de cristales depende en parte de la presión y la temperatura.
Otras características
Los fenocristales de plagioclasa a menudo exhiben zonación con un núcleo más cálcico rodeado por cortezas progresivamente más sódicas . Esta zonación refleja el cambio en la composición del magma a medida que avanza la cristalización. [8] Esto se describe como zonificación normal si el borde del cristal muestra una composición de temperatura más baja que el núcleo del cristal. La zonificación inversa describe el caso más inusual en el que el borde muestra una composición de temperatura más alta que el núcleo. La zonificación oscilatoria muestra fluctuaciones de período entre composiciones de baja y alta temperatura. [9]
^ El límite de tamaño mínimo es arbitrario y no preciso. Se basa en la observación y puede variar dependiendo de si se utilizan o no ayudas técnicas, como una lupa o un microscopio. Un analista utilizó un límite de 100 μm en el tamaño de los cristales, ya que era el mínimo que podía contarse con precisión por medios ópticos. Murphy, Doctor en Medicina; Chispas, RSJ; Barclay, J .; Carroll, MR y Brewer, TS (2000). "Removilización de magma andesita por intrusión de magma máfico en el volcán Soufriere Hills, Montserrat, Indias Occidentales". Revista de Petrología . 41 (1): 21–42. doi : 10.1093/petrología/41.1.21 .
^ Smith, George I. (1964). Geología y petrología volcánica de las montañas de lava, condado de San Bernardino, California . Documento profesional 457 del Servicio Geológico de los Estados Unidos. Washington, DC: Servicio Geológico de los Estados Unidos. pag. 39. OCLC 3598916.
^ Gill, Robin (2011). Procesos y rocas ígneas: una guía práctica . Hoboken, Nueva Jersey: Wiley. pag. 34.ISBN978-1-4443-3065-6.
^ Algunos utilizan una condición límite del 1%, Sen, Bibhas; Sabale, AB y Sukumaran, PV (2012). "Canal de lava de la presa Khedrai, al noreste de Nasik en la provincia volcánica occidental de Deccan: morfología detallada y evidencias de reactivación del canal". Revista de la Sociedad Geológica de la India . 80 (3): 314–328. doi :10.1007/s12594-012-0150-8. S2CID 128608511.y Programa de Perforación Oceánica, Universidad Texas A & M (1991). Actas del Programa de Perforación Oceánica. Parte A, Informe inicial . vol. 140. Fundación Nacional de Ciencias (EE.UU.). pag. 52., mientras que otros sugieren un límite del 5%. Piccirillo, EM y Melford, AJ (1988). El vulcanismo de inundación mesozoico de la cuenca del Paraná: aspectos petrogenéticos y geofísicos . São Paulo, Brasil: Universidade de São Paulo, Instituto Astronômico e Geofísico. pag. 49.ISBN 978-85-85047-04-7.y Moulton, BJA; et al. (2008). Vulcanología de las rocas volcánicas félsicas del conjunto Kidd-Munro en los municipios de Prosser y Muro y correlaciones premininarias con el depósito Kidd Creek, Abitibi Greenstone Belt, Ontario . Servicio Geológico de Canadá, Investigación actual, No. 2008-18. Ottawa: Servicio Geológico de Canadá. pag. 19.ISBN 978-1-100-10649-6.
^ Gill, Robin (2011). Procesos y rocas ígneas: una guía práctica . Hoboken, Nueva Jersey: Wiley. pag. 21.ISBN978-1-4443-3065-6.
^ Byerly, Gary R. y Wright, Thomas L. (1978). "Origen de las principales tendencias químicas de elementos en los basaltos del tramo 37 del DSDP, Cordillera del Atlántico Medio". Revista de Vulcanología e Investigación Geotérmica . 3 (3–4): 229–279. Código bibliográfico : 1978JVGR....3..229B. doi :10.1016/0377-0273(78)90038-0.
^ Gangopadhyay, AMITAVA; Sen, Gautam y Keshav, Shantanu (2003). "Cristalización experimental de basaltos de Deccan a baja presión: efecto de la contaminación en el equilibrio de fases" (PDF) . Revista India de Geología . 75 (1/4): 54.
^ Williams, Howel; Turner, Francis J. y Gilbert, Charles M. (1954). Petrografía: una introducción al estudio de rocas en secciones delgadas . San Francisco: WH Freeman. pag. 102–103. ISBN978-0-7167-0206-1.
^ "Zonificación de cristal". Referencia de Oxford. Consultado el 8 de agosto de 2020. https://www.oxfordreference.com/view/10.1093/oi/authority.20110803095651756.
^ Cox, SF y Etheridge, MA (1983). "Mecanismos de crecimiento de fibras de sellado de grietas y su importancia en el desarrollo de microestructuras de silicato de capas orientadas". Tectonofísica . 92 (1): 147-170. Código Bib : 1983Tectp..92..147C. doi :10.1016/0040-1951(83)90088-4.
Referencias
Mejor, Myron (2002). Petrología ígnea y metamórfica (segunda ed.). Oxford, Inglaterra: Blackwell Publishing. ISBN 978-1-4051-0588-0.
Williams, Howell; Turner, Francis J. y Gilbert, Charlse M. (1954). Petrografía: una introducción al estudio de rocas en secciones delgadas . San Francisco: WH Freeman. ISBN 978-0-7167-0206-1.
El Programa Integrado de Perforación Oceánica (IODP). (2001) Actas del Programa de Perforación Oceánica, vol. 187 Informes Iniciales.[1]