En geología , la textura o microestructura de una roca [1] se refiere a la relación entre los materiales que componen una roca . [2] Las clases de textura más amplias son la cristalina (en la que los componentes son cristales intercrecidos y entrelazados), la fragmentaria (en la que hay una acumulación de fragmentos por algún proceso físico), la afanítica (en la que los cristales no son visibles a simple vista) y la vítrea (en la que las partículas son demasiado pequeñas para ser vistas y están dispuestas de forma amorfa). [2] Los aspectos geométricos y las relaciones entre las partículas o cristales componentes se conocen como textura cristalográfica u orientación preferida . Las texturas se pueden cuantificar de muchas formas. [3] Un parámetro común es la distribución del tamaño de los cristales. Esto crea la apariencia física o el carácter de una roca, como el tamaño del grano, la forma, la disposición y otras propiedades, tanto a escala visible como microscópica.
Las texturas son estructuras penetrantes de las rocas; se presentan en toda la masa rocosa en muestras microscópicas del tamaño de una mano y, a menudo, en escalas de afloramiento . Esto es similar en muchos aspectos a las foliaciones , excepto que una textura no necesariamente contiene información estructural en términos de eventos de deformación e información de orientación. Las estructuras se presentan en muestras del tamaño de una mano y superiores.
El análisis de microestructura [4] describe las características texturales de la roca y puede proporcionar información sobre las condiciones de formación, petrogénesis y eventos posteriores de deformación, plegamiento o alteración. [5]
Las texturas cristalinas incluyen faneríticas , foliadas y porfídicas . [2] Las texturas faneríticas son aquellas en las que los cristales entrelazados de roca ígnea son visibles a simple vista. La textura foliada es aquella en la que la roca metamórfica está formada por capas de materiales. [2] La textura porfídica es aquella en la que piezas más grandes ( fenocristales ) están incrustadas en una masa de fondo formada por granos mucho más finos. [2]
Las texturas fragmentarias incluyen clásticas , bioclásticas y piroclásticas . [2]
Una orientación mineral preferida es la textura de roca metamórfica en la que sus granos tienen una forma aplanada (inecuántica), y sus planos tienden a estar orientados en la misma dirección. [6]
La microestructura de una roca incluye la textura y las estructuras a pequeña escala de una roca . Los términos textura y microestructura son intercambiables, siendo esta última la preferida en la literatura geológica moderna. Sin embargo, la textura sigue siendo aceptable porque es un medio útil para identificar el origen de las rocas, cómo se formaron y su apariencia.
La descripción de la microestructura de las rocas sedimentarias tiene como objetivo proporcionar información sobre las condiciones de deposición del sedimento , el paleoambiente y la procedencia del material sedimentario.
Los métodos implican la descripción del tamaño de los clastos, su clasificación, composición, redondez o angularidad, esfericidad y descripción de la matriz. Las microestructuras sedimentarias, en particular, pueden incluir análogos microscópicos de características estructurales sedimentarias más grandes, como estratificación cruzada , fallas sinsedimentarias, desprendimiento de sedimentos, estratificación cruzada, etc.
La madurez de un sedimento está relacionada no sólo con la clasificación ( tamaño medio del grano y desviaciones), sino también con la esfericidad, redondez y composición de los fragmentos. Las arenas que contienen sólo cuarzo son más maduras que las arcosas o las grauvacas .
La forma de los fragmentos proporciona información sobre la longitud del transporte de sedimentos . Cuanto más redondeados sean los clastos, más agua o viento los desgastarán. La forma de las partículas incluye la forma y la redondez. La forma indica si un grano es más equilátero (redondo, esférico) o laminar (plano, en forma de disco, achatado); así como la esfericidad.
La redondez se refiere al grado de nitidez de las esquinas y los bordes de un grano. La textura de la superficie de los granos puede estar pulida, esmerilada o marcada por pequeños hoyos y rasguños. Esta información generalmente se puede ver mejor con un microscopio binocular, no en una sección delgada .
La composición de los clastos puede dar pistas sobre el origen de los sedimentos de una roca. Por ejemplo, fragmentos volcánicos, fragmentos de sílex y arenas bien redondeadas indican que proceden de diferentes fuentes.
La matriz de una roca sedimentaria y el cemento mineral (si lo hay) que la mantiene unida son todos diagnósticos.
Por lo general, la diagénesis da como resultado una foliación débil del plano de estratificación . Otros efectos pueden incluir el aplanamiento de los granos, la disolución por presión y la deformación de los subgranos. Los cambios mineralógicos pueden incluir la formación de zeolita u otros minerales autógenos en condiciones metamórficas de bajo grado .
La clasificación se utiliza para describir la uniformidad de los tamaños de grano dentro de una roca sedimentaria. Comprender la clasificación es fundamental para realizar inferencias sobre el grado de madurez y la duración del transporte de un sedimento. Los sedimentos se clasifican en función de la densidad, debido a la energía del medio de transporte. Las corrientes de alta energía pueden transportar fragmentos más grandes. A medida que la energía disminuye, se depositan partículas más pesadas y se siguen transportando fragmentos más ligeros. [7] Esto da como resultado una clasificación debido a la densidad. La clasificación se puede expresar matemáticamente mediante la desviación estándar de la curva de frecuencia del tamaño de grano de una muestra de sedimento, expresada como valores de φ (phi). Los valores varían de <0,35φ (muy bien clasificado) a >4,00φ (extremadamente mal clasificado).
El estudio de las microestructuras de rocas metamórficas tiene como objetivo determinar el momento, la secuencia y las condiciones de las deformaciones, el crecimiento mineral y la sobreimpresión de eventos de deformación posteriores.
Las microestructuras metamórficas incluyen texturas formadas por el desarrollo de la foliación y la sobreimpresión de foliaciones que causan crenulaciones . La relación de los porfiroblastos con las foliaciones y con otros porfiroblastos puede brindar información sobre el orden de formación de los conjuntos metamórficos o las facies de los minerales.
Las texturas de cizallamiento son particularmente adecuadas para el análisis mediante investigaciones microestructurales, especialmente en milonitas y otras rocas altamente perturbadas y deformadas.
En una sección delgada y en una muestra del tamaño de una mano, una roca metamórfica puede presentar una estructura penetrante plana denominada foliación o clivaje . En una roca pueden estar presentes varias foliaciones, lo que da lugar a una crenulación .
Identificar una foliación y su orientación es el primer paso en el análisis de rocas metamórficas foliadas. Obtener información sobre cuándo se formó la foliación es esencial para reconstruir una trayectoria de presión, temperatura y tiempo (PTt) para una roca, ya que la relación de una foliación con los porfiroblastos es un diagnóstico de cuándo se formó la foliación y las condiciones de PT que existían en ese momento.
Las estructuras lineales en una roca pueden surgir de la intersección de dos foliaciones o estructuras planares, como un plano de estratificación sedimentaria y un plano de clivaje inducido tectónicamente. El grado de lineación comparado con el grado de foliación para ciertos marcadores de deformación en rocas deformadas se representa comúnmente en un diagrama de Flinn.
Como consecuencia de la cizalladura dúctil se forman texturas muy distintivas. Las microestructuras de las zonas de cizalladura dúctil son los planos S, C y C'. Los planos S o planos de esquistosidad son paralelos a la dirección de cizalladura y generalmente están definidos por micas o minerales laminares. Definen el eje largo aplanado de la elipse de deformación. Los planos C o planos de cissalamiento se forman oblicuos al plano de cizalladura. El ángulo entre los planos C y S es siempre agudo y define el sentido de cizalladura. Generalmente, cuanto menor sea el ángulo CS, mayor será la deformación. Los planos C' rara vez se observan, excepto en milonitas ultradeformadas, y se forman casi perpendiculares al plano S.
Otras microestructuras que pueden dar sensación de cizallamiento incluyen
El análisis de la microestructura de las rocas ígneas puede complementar las descripciones de muestras de tamaño manual y de afloramientos. Esto es especialmente vital para describir fenocristales y texturas fragmentarias de tobas , ya que a menudo las relaciones entre el magma y la morfología de los fenocristales son fundamentales para analizar el enfriamiento, la cristalización fraccionada y el emplazamiento.
El análisis de las microestructuras de las rocas intrusivas puede proporcionar información sobre el origen y la génesis, incluida la contaminación de las rocas ígneas por rocas de pared y la identificación de cristales que pueden haberse acumulado o desprendido del material fundido. Esto es especialmente crítico para las lavas de komatiita y las rocas intrusivas ultramáficas .
La microestructura ígnea es una combinación de la tasa de enfriamiento, la tasa de nucleación, la erupción (si es lava ), la composición del magma y sus relaciones con los minerales que se nuclearán, así como los efectos físicos de las rocas de la pared, la contaminación y especialmente el vapor.
Según la textura de los granos, las rocas ígneas pueden clasificarse como
La forma del cristal también es un factor importante en la textura de una roca ígnea. Los cristales pueden ser euédricos, subeúdricos o anédricos:
Las rocas compuestas enteramente de cristales euédricos se denominan panidiomórficas , y las rocas compuestas enteramente de cristales subédricos se denominan subidiomórficas .
La estructura porfídica es causada por la nucleación de sitios cristalinos y el crecimiento de cristales en un magma líquido. A menudo, un magma solo puede desarrollar un mineral a la vez, especialmente si se enfría lentamente. Esta es la razón por la que la mayoría de las rocas ígneas tienen solo un tipo de mineral fenocristalino. Las capas acumuladas rítmicas en intrusiones ultramáficas son el resultado de un enfriamiento lento e ininterrumpido.
Cuando una roca se enfría demasiado rápido, el líquido se congela y forma un vidrio sólido o una masa cristalina. A menudo, la pérdida de vapor de una cámara de magma provocará una textura porfídica.
Las ensenadas o los márgenes "corroídos" de los fenocristales indican que estaban siendo reabsorbidos por el magma y pueden implicar la adición de magma fresco y más caliente. La maduración de Ostwald también se utiliza para explicar algunas texturas ígneas porfídicas, especialmente los granitos megacristalinos de ortoclasa .
Un cristal que crece en un magma adopta un hábito (ver cristalografía ) que refleja mejor su entorno y su velocidad de enfriamiento. El hábito habitual de los fenocristales es el que se observa comúnmente. Esto puede implicar una velocidad de enfriamiento "normal".
En los magmas superenfriados , en particular en las lavas de komatita , se producen velocidades de enfriamiento anormales . En estos casos, las bajas tasas de nucleación debidas a la superfluidez impiden la nucleación hasta que el líquido se encuentra muy por debajo de la curva de crecimiento mineral. El crecimiento se produce entonces a velocidades extremas, lo que favorece la formación de cristales delgados y largos. Además, en los vértices y terminaciones de los cristales, pueden formarse picos y formas esqueléticas porque el crecimiento se ve favorecido en los bordes de los cristales. La textura spinifex o dendrítica es un ejemplo de este resultado. Por lo tanto, la forma de los fenocristales puede proporcionar información valiosa sobre la velocidad de enfriamiento y la temperatura inicial del magma.
La textura esferulítica es el resultado del enfriamiento y la nucleación del material en un magma que ha alcanzado la sobresaturación en el componente cristalino. Por lo tanto, a menudo se trata de un proceso de subsolidus en rocas félsicas superenfriadas. A menudo, dos minerales crecerán juntos en la esferulita. La textura axiolítica resulta del crecimiento esferulítico a lo largo de fracturas en el vidrio volcánico, a menudo por invasión de agua.
Los intercrecimientos de dos o más minerales pueden formarse de diversas maneras, y las interpretaciones de estos intercrecimientos pueden ser fundamentales para comprender tanto la historia magmática como la historia de enfriamiento de las rocas ígneas. Aquí se presentan algunas de las muchas texturas importantes como ejemplos.
Las texturas gráficas , micrográficas y granofíricas son ejemplos de intercrecimientos formados durante la cristalización magmática. Son intercrecimientos angulares de cuarzo y feldespato alcalino . Cuando están bien desarrollados, los intercrecimientos pueden parecerse a la escritura cuneiforme antigua, de ahí el nombre. Estos intercrecimientos son típicos de la pegmatita y la granofira , y se han interpretado como documentación de la cristalización simultánea de los minerales intercrecidos en presencia de un silicato fundido junto con una fase rica en agua.
Los intercrecimientos que se forman por exsolución son de ayuda para interpretar las historias de enfriamiento de las rocas. La pertita es un intercrecimiento de feldespato potásico con feldespato albita , formado por exsolución de un feldespato alcalino de composición intermedia: la tosquedad de los intercrecimientos pertíticos está relacionada con la velocidad de enfriamiento. La pertita es típica de muchos granitos . La mirmekita es un intercrecimiento microscópico, vermicular (similar a un gusano) de cuarzo y plagioclasa rica en sodio común en el granito; la mirmekita puede formarse cuando el feldespato alcalino se descompone por exsolución y el silicio es transportado por fluidos en rocas en enfriamiento.
Los óxidos de hierro y titanio son extremadamente importantes, ya que llevan las firmas magnéticas predominantes de muchas rocas, por lo que han desempeñado un papel importante en nuestra comprensión de la tectónica de placas . Estos óxidos suelen tener texturas complejas relacionadas tanto con la exsolución como con la oxidación. Por ejemplo, la ulvoespinela en rocas ígneas como el basalto y el gabro se oxida comúnmente durante el enfriamiento del subsólido para producir intercrecimientos regulares de magnetita e ilmenita . El proceso puede determinar qué registro magnético hereda la roca.