En geología , 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 cristalinas (en las que los componentes son cristales entrelazados y entrelazados), fragmentarias (en las que hay una acumulación de fragmentos mediante algún proceso físico), afaníticas (en las que los cristales no son visibles a simple vista) y vítreo (en el 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 denominan textura cristalográfica u orientación preferida . Las texturas se pueden cuantificar de muchas formas. [3] El parámetro más común [ cita necesaria ] 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 tejidos penetrantes de rocas; Ocurren en toda la masa rocosa en muestras microscópicas del tamaño de una mano y, a menudo, afloran en escamas. 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 una escala de muestra 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 donde los cristales entrelazados de roca ígnea son visibles a simple vista. La textura foliada es donde la roca metamórfica está hecha de 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 clástica , bioclástica y piroclástica . [2]
Una orientación mineral preferida , es la textura de la roca metamórfica en la que sus granos tienen forma aplanada (inecuantes), y sus planos tienden a orientarse en la misma dirección. [6]
La microestructura de la roca incluye la textura y las estructuras a pequeña escala de una roca . Las palabras 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, la clasificación, la composición, el redondeo o la angularidad, la esfericidad y la descripción de la matriz. Las microestructuras sedimentarias, específicamente, pueden incluir análogos microscópicos de características estructurales sedimentarias más grandes, como estratificación cruzada , fallas sinsedimentarias, hundimiento de sedimentos, estratificación cruzada, etc.
La madurez de un sedimento está relacionada no sólo con la clasificación ( tamaño medio de grano y desviaciones), sino también con la esfericidad, el redondeo y la composición del fragmento. Las arenas exclusivamente de cuarzo son más maduras que la arcosa o la grauvaca .
La forma del fragmento proporciona información sobre la duración del transporte de sedimentos . Cuanto más redondeados son los clastos, más desgastados están por el agua o el viento. La forma de las partículas incluye forma y redondeo. La forma indica si un grano es más ecuánime (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 bordes de un grano. La textura de la superficie de los granos puede estar pulida, esmerilada o marcada por pequeños hoyos y rayones. Por lo general, esta información se puede ver mejor con un microscopio binocular, no en una sección delgada .
La composición de los clastos puede dar pistas sobre la derivación de los sedimentos de una roca. Por ejemplo, los fragmentos volcánicos, los fragmentos de pedernal y las arenas bien redondeadas implican fuentes diferentes.
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 resulta en una foliación débil en el plano de lecho . Otros efectos pueden incluir el aplanamiento de los granos, la disolución por presión y la deformación del subgrano. Los cambios mineralógicos pueden incluir zeolita u otros minerales autigénicos que se forman en condiciones metamórficas de bajo grado .
La clasificación se utiliza para describir la uniformidad del tamaño de los granos dentro de una roca sedimentaria. Comprender la clasificación es fundamental para hacer inferencias sobre el grado de madurez y la duración del transporte de un sedimento. Los sedimentos se clasifican según su 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 oscilan entre <0,35φ (muy bien clasificados) y >4,00φ (extremadamente mal clasificados).
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 provocan crenulaciones . La relación de los porfiroblastos con las foliaciones y con otros porfiroblastos puede proporcionar información sobre el orden de formación de conjuntos metamórficos o facies de minerales.
Las texturas de corte son particularmente adecuadas para el análisis mediante investigaciones microestructurales, especialmente en milonitas y otras rocas altamente perturbadas y deformadas.
En la sección delgada y en la escala del espécimen del tamaño de una mano, una roca metamórfica puede manifestar un tejido penetrante plano llamado foliación o escisión . En una roca pueden estar presentes varias foliaciones, dando 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 la trayectoria PTt (presión, temperatura, tiempo) de una roca, ya que la relación de una foliación con los porfiroblastos es un diagnóstico de cuándo se formó la foliación y las condiciones PT que existían en ese momento. .
Las estructuras lineales en una roca pueden surgir de la intersección de dos foliaciones o estructuras planas, como un plano de lecho sedimentario y un plano de división tectónicamente inducido. El grado de lineación comparado con el grado de foliación para ciertos marcadores de deformación en rocas deformadas comúnmente se representa en un diagrama de Flinn.
Se forman texturas muy distintivas como consecuencia del corte dúctil. Las microestructuras de las zonas de corte dúctil son planos S, planos C y planos C'. Los planos S o planos de esquistosidad son paralelos a la dirección de corte y generalmente están definidos por micas o minerales laminares. Defina el eje largo aplanado de la elipse de deformación. Los planos C o planos de cimentación se forman oblicuos al plano de corte. El ángulo entre los planos C y S es siempre agudo y define el sentido de corte. Generalmente, cuanto menor sea el ángulo CS, mayor será la tensión. 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 corte incluyen
El análisis de la microestructura de las rocas ígneas puede complementar las descripciones en muestras de tamaño manual y en escala de afloramiento. 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 críticas para analizar el enfriamiento, la cristalización fraccionada y el emplazamiento.
El análisis de microestructuras de rocas intrusivas puede proporcionar información sobre su origen y génesis, incluida la contaminación de rocas ígneas por rocas de pared y la identificación de cristales que pueden haberse acumulado o caído del fundido. Esto es especialmente crítico para las lavas de komatiita y las rocas intrusivas ultramáficas .
La microestructura ígnea es una combinación de velocidad de enfriamiento, velocidad de nucleación, erupción (si es lava ), 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 se pueden clasificar en
La forma del cristal también es un factor importante en la textura de una roca ígnea. Los cristales pueden ser euhédricos, subeuhédricos o anédricos:
Las rocas compuestas enteramente de cristales euhédricos se denominan panidiomorfas , y las rocas compuestas enteramente de cristales subédricos se denominan subidiomorfas .
La estructura porfirítica es causada por la nucleación de sitios cristalinos y el crecimiento de cristales en un magma líquido. A menudo, un magma sólo 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 un solo tipo de mineral fenocristal. 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 formando un vidrio sólido o una masa cristalina. A menudo, la pérdida de vapor de una cámara de magma provocará una textura porfirítica.
Las bahías o márgenes "corroídos" de los fenocristales infieren 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 megacrísticos ortoclasos .
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".
Se producen tasas de enfriamiento anormales en magmas sobreenfriados , particularmente en lavas de komatiita . Aquí, las bajas tasas de nucleación debido a la superfluidez impiden la nucleación hasta que el líquido está muy por debajo de la curva de crecimiento mineral. Entonces el crecimiento se produce a un ritmo extremo, favoreciendo los cristales largos y delgados. Además, en los vértices y terminaciones de los cristales, se pueden formar espigas y formas esqueléticas porque el crecimiento se favorece en los bordes de los cristales. Spinifex o textura dendrítica es un ejemplo de este resultado. Por 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 nucleación del material en un magma que ha alcanzado la sobresaturación en el componente cristalino. Por lo tanto, suele ser un proceso subsólido en rocas félsicas superenfriadoras. A menudo, dos minerales crecen 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 los intercrecimientos pueden ser fundamentales para comprender la historia magmática y de enfriamiento de las rocas ígneas. Algunas de las muchas texturas importantes se presentan aquí 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 crecimientos intercalados pueden parecerse a la escritura cuneiforme antigua, de ahí el nombre. Estos intercrecimientos son típicos de pegmatita y granofiro , y se ha interpretado que documentan la cristalización simultánea de los minerales intercrecidos en presencia de una masa fundida de silicato junto con una fase rica en agua.
Los intercrecimientos que se forman por exsolución ayudan a interpretar las historias de enfriamiento de las rocas. La pertita es un intercrecimiento de feldespato potásico con feldespato de albita , formado por exsolución de un feldespato alcalino de composición intermedia: la aspereza de los intercrecimientos pertíticos está relacionada con la velocidad de enfriamiento. La pertita es típica de muchos granitos . La mirmekita es un crecimiento microscópico vermicular (parecido a un gusano) de cuarzo y plagioclasa rica en sodio común en el granito; La mirmekita se puede formar cuando el feldespato alcalino se descompone por exsolución y el silicio es transportado por fluidos en rocas que se enfrían.
Los óxidos de hierro y titanio son extremadamente importantes, ya que llevan las firmas magnéticas predominantes de muchas rocas y, por lo tanto, han desempeñado un papel importante en nuestra comprensión de la tectónica de placas . Estos óxidos comúnmente tienen texturas complejas relacionadas tanto con la exsolución como con la oxidación. Por ejemplo, el ulvospinel en rocas ígneas como el basalto y el gabro comúnmente se oxida durante el enfriamiento subsolidus para producir intercrecimientos regulares de magnetita e ilmenita . El proceso puede determinar qué registro magnético hereda la roca.