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Fenocristal

Los granitos suelen tener grandes fenocristales feldespáticos . Este granito, procedente de la vertiente suiza del macizo del Mont Blanc , presenta grandes fenocristales blancos de plagioclasa (que , al cortarlos, adquieren forma de trapecio ). Moneda de 1 euro ( diámetro de 2,3 cm) para la escala.

Un fenocristal es un cristal relativamente grande y generalmente visible de formación temprana, claramente más grande que los granos de la masa fundamental de una roca ígnea . Estas rocas que tienen una diferencia clara en el tamaño de los cristales se denominan pórfidos , y el adjetivo porfídico se utiliza para describirlos. Los fenocristales a menudo tienen formas euédricas , ya sea debido al crecimiento temprano dentro de un magma o por recristalización posterior al emplazamiento . Normalmente, el término fenocristal no se utiliza a menos que los cristales sean directamente observables, lo que a veces se indica como mayor de 0,5 mm (0,020 pulgadas) de diámetro. [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 rocas ígneas más ligeras (con mayor contenido de sílice), como las felsitas y las andesitas , aunque se encuentran en todo el espectro ígneo, incluidas las ultramáficas . Los cristales más grandes que se encuentran en algunas pegmatitas son a menudo fenocristales, que son significativamente más grandes que los de otros minerales.

Clasificación por fenocristales

Fotomicrografía de una roca félsica porfírica-afanítica del Eoceno medio en las montañas Blue Ridge de Virginia. Los fenocristales de plagioclasa (blancos) y los fenocristales de hornblenda (oscuros; intercalados con plagioclasa) están dispuestos en una matriz fina de láminas de plagioclasa que muestran una estructura de flujo.

Las rocas se pueden clasificar según la naturaleza, el tamaño y la abundancia de fenocristales, y la presencia o ausencia de fenocristales a menudo se anota 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 (por volumen); [4] mientras que el adjetivo fírico a veces se usa en lugar del término porfírico para indicar la presencia de fenocristales. Las rocas porfíricas a menudo se nombran usando modificadores de nombre de mineral, 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 olivino porfírico o basalto olivino fírico . [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 1% de fenocristales de plagioclasa, pero 4% de microfenocristales de olivino, podría denominarse basalto fírico afírico a escasamente plagioclasa-olivino , donde la plagioclasa se enumera antes del olivino debido a sus cristales más grandes. [6] La categorización de 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 el origen 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 suelen presentar una zonificación con un núcleo más cálcico rodeado de capas progresivamente más sódicas . Esta zonificación 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 temperatura baja y alta. [9]

En los granitos rapakivi , los fenocristales de ortoclasa están envueltos dentro de cáscaras de plagioclasa sódica como la oligoclasa .

En los intrusivos poco profundos o flujos volcánicos, los fenocristales que se formaron antes de la erupción o emplazamiento poco profundo están rodeados por una matriz de grano fino a vítreo . Estos fenocristales volcánicos a menudo muestran bandas de flujo, una disposición paralela de cristales en forma de listones . Estas características proporcionan pistas sobre los orígenes de las rocas. De manera similar, las microfracturas intragranulares y cualquier intercrecimiento entre cristales proporcionan pistas adicionales. [10]

Véase también

Notas

  1. ^ 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 ese era el mínimo que se podía contar con precisión por medios ópticos. Murphy, MD; Sparks, RSJ; Barclay, J .; Carroll, MR y Brewer, TS (2000). "Removilización de magma andesítico por intrusión de magma máfico en el volcán Soufriere Hills, Montserrat, Indias Occidentales". Journal of Petrology . 41 (1): 21–42. doi : 10.1093/petrology/41.1.21 .
  2. ^ Smith, George I. (1964). Geología y petrología volcánica de las montañas de lava, condado de San Bernardino, California . Documento profesional n.° 457 del Servicio Geológico de los Estados Unidos. Washington, DC: Servicio Geológico de los Estados Unidos. pág. 39. OCLC  3598916.
  3. ^ Gill, Robin (2011). Rocas y procesos ígneos: una guía práctica . Hoboken, Nueva Jersey: Wiley. pág. 34. ISBN 978-1-4443-3065-6.
  4. ^ Algunos utilizan una condición de contorno 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. National Science Foundation (EE.UU.). pág. 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 preliminares con el depósito Kidd Creek, cinturón de rocas verdes de Abitibi, Ontario . Servicio Geológico de Canadá, Investigación actual, n.º 2008-18. Ottawa: Servicio Geológico de Canadá. pág. 19. ISBN. 978-1-100-10649-6.
  5. ^ Gill, Robin (2011). Rocas ígneas y procesos: una guía práctica . Hoboken, Nueva Jersey: Wiley. pág. 21. ISBN 978-1-4443-3065-6.
  6. ^ Byerly, Gary R. y Wright, Thomas L. (1978). "Origen de las tendencias químicas de los elementos principales en basaltos de la etapa 37 del DSDP, dorsal mesoatlántica". Revista de vulcanología e investigación geotérmica . 3 (3–4): 229–279. Código Bibliográfico :1978JVGR....3..229B. doi :10.1016/0377-0273(78)90038-0.
  7. ^ Gangopadhyay, AMITAVA; Sen, Gautam y Keshav, Shantanu (2003). "Cristalización experimental de basaltos del Deccan a baja presión: efecto de la contaminación en el equilibrio de fases" (PDF) . Indian Journal of Geology . 75 (1/4): 54.
  8. ^ Williams, Howel; Turner, Francis J. y Gilbert, Charles M. (1954). Petrografía: Una introducción al estudio de rocas en secciones delgadas . San Francisco: WH Freeman. pág. 102-103. ISBN 978-0-7167-0206-1.
  9. ^ "Zonificación de cristales". Referencia de Oxford. Consultado el 8 de agosto de 2020. https://www.oxfordreference.com/view/10.1093/oi/authority.20110803095651756.
  10. ^ Cox, SF y Etheridge, MA (1983). "Mecanismos de crecimiento de fibras selladas por grietas y su importancia en el desarrollo de microestructuras de silicato en capas orientadas". Tectonofísica . 92 (1): 147–170. Bibcode :1983Tectp..92..147C. doi :10.1016/0040-1951(83)90088-4.

Referencias