La estructura de las rocas ígneas
Cristalinidad (grado de cristalinidad)
La cristalinidad se refiere a la proporción entre la parte cristalina (cristales minerales) y la parte amorfa (vidrio volcánico) en una roca.
1. Estructura totalmente cristalina
Las rocas están compuestas completamente de minerales cristalinos (Figura 3-2a) y no contienen vidrio. La estructura completamente cristalina indica que la roca se formó en un sistema de magma que se enfriaba lentamente, lo que dio a los cristales suficiente tiempo para crecer, lo que suele ser el caso de las rocas intrusivas como el granito.
2. Estructura semicristalina (estructura subcristalina/semicristalina)
Hay tanto minerales cristalinos como rocas vítreas (Figura 3-2b). Se encuentra en lava volcánica y en algunas rocas poco profundas.
Figura 3-2 Estructuras totalmente cristalinas y semicristalinas (según Williams et al., 1982)
3. Textura vítrea (textura transparente)
Casi todas las rocas están compuestas de vidrio volcánico amorfo, también conocido como estructuras totalmente de vidrio. Se encuentran estructuras vítreas en los bordes (bordes de condensación, etc.) de lavas volcánicas y algunas rocas intrusivas epi y ultraepitelosas. ), como la obsidiana.
En los ejemplares disponibles, el cuerpo vítreo tiene forma de vidrio, con una fractura en forma de concha, mostrando habitualmente diferentes colores, como negro, rojo ladrillo, marrón, gris verdoso, etc. Es de naturaleza isotrópica en secciones delgadas, sin escisión ni escisión de perlas, baja convexidad negativa a positiva y el índice de refracción depende de la composición del vidrio o roca volcánica. A medida que aumenta el contenido de SiO2, disminuye el índice de refracción del vidrio volcánico. Por lo tanto, el rango de composición de las rocas se puede juzgar de forma aproximada basándose en el índice de refracción del vidrio volcánico. El vítreo se forma por el rápido enfriamiento del magma. Debido a que la disposición de los átomos está completamente desordenada y tiene una alta energía libre, el vidrio es un material sólido muy inestable. A medida que aumenta la edad geológica, el vidrio se transformará gradualmente en cristales estables, un proceso llamado desvitrificación. En términos generales, es difícil ver vidrio en rocas volcánicas antiguas anteriores a la Era Mesozoica. La mayor parte del vidrio de las rocas volcánicas del Mesozoico ha cristalizado, y sólo el vidrio de las rocas volcánicas del Cenozoico está relativamente bien conservado.
La desvitrificación es un proceso muy lento. En la etapa inicial de la desvitrificación, crecerán algunos cristalitos extremadamente finos. Los cristales inmaduros son yemas de cristal que han comenzado a cristalizar. A menudo son peludos, con forma de varilla o esféricos. Aún no han mostrado las características de los materiales cristalinos y no tienen reacción luminosa bajo polarización ortogonal. Según la forma de los cristalitos se puede dividir en:
◎Esferulitas: cristalitos esféricos muy finos.
◎Esferulitas: cristalitos esféricos muy compactos.
◎Nácar: microcristales esféricos dispuestos en cadenas o cuentas.
◎Terry: Pelo rizado tipo rizo.
Las cristalitas pueden ser el producto de la desvitrificación inicial o el producto del enfriamiento rápido del magma. Si una roca está compuesta principalmente de microcristales, su estructura se llama estructura cristalina (Figura 3-3a). Las estructuras microcristalinas se encuentran principalmente en rocas volcánicas ácidas como la perlita, la trementina y la obsidiana.
El cristal embrionario puede crecer aún más hasta adoptar forma de esqueleto, pero aún no ha formado un cristal completo, lo que se denomina cristal esquelético. El enfriamiento rápido del magma también puede formar directamente cristales esqueléticos. Una vez que el hueso cristaliza, crece hasta convertirse en un microcristal. Los microcristales tienen propiedades de sustancias cristalinas y reaccionan con la luz bajo polarización ortogonal, pero siguen siendo inidentificables. Las estructuras microcristalinas que consisten únicamente en feldespato y feldespato se denominan estructuras félsicas o estructuras félsicas. Los cristalitos con la misma forma de fibra que crecen radialmente desde un centro se llaman esferas (Figura 3-3b). La extinción cruzada a menudo ocurre cuando partículas esféricas giran en el escenario animal bajo polarización ortogonal. La composición de los gránulos puede estar compuesta de feldespato alcalino y los espacios entre las fibras se rellenan con vidrio, o puede estar compuesta de feldespato alcalino y una determinada proporción de nudos. La estructura de roca compuesta principalmente de esferulitas se llama estructura de esferulita. Las estructuras de esferulita son comunes en lavas ácidas. Cuando la composición de la esferulita está compuesta de plagioclasa y piroxeno ordinario, se llama esferulita. La estructura interna de la esferulita suele ser más gruesa que la de la esferulita. Las estructuras rocosas con características de esferulita se denominan estructuras globulares. Esta estructura aparece a menudo en rocas volcánicas básicas (basalto), piedras fundidas y meteoritos.
Figura 3-3 Estructura de cristales y cuentas (según Sun Nai y Peng, 1985)
Vale la pena señalar que existen dos tipos de estructuras totalmente cristalinas, a saber, estructura cristalina. y estructura criptocristalina. Los cristales minerales que se pueden distinguir a simple vista o con una lupa (el tamaño de las partículas minerales generalmente son superiores a 1 mm) se denominan estructuras cristalinas, que pertenecen a la estructura de las rocas minerales intrusivas (generalmente menos de 0,2 mm) que solo pueden distinguirse; que se distinguen al microscopio se denominan estructuras criptocristalinas, generalmente propiedad de rocas epigenéticas y rocas extrusivas (como las rocas félsicas). En las muestras disponibles, a veces es difícil distinguir entre textura criptocristalina y estructura vítrea, pero la textura criptocristalina no tiene el brillo del vidrio ni la fractura en forma de concha de la estructura vítrea y, a menudo, aparece como una fractura de porcelana.
(2) Tamaño de partícula (tamaño de grano o tamaño de partícula)
El tamaño de partícula se refiere al tamaño de las principales partículas minerales formadoras de roca en la roca. Existen muchas definiciones de tamaño de partícula, incluido el tamaño de partícula tridimensional y el tamaño de partícula proyectado en un plano. El tamaño de partícula proyectado se refiere al tamaño promedio de partícula en un plano. Debido a la anisotropía de las partículas y las diferencias en el tamaño de las partículas en diferentes direcciones, puede haber diferencias significativas en el tamaño de las partículas y las características de distribución observadas en diferentes perfiles. Por lo tanto, al observar y rectificar secciones delgadas en muestras manuales, se debe prestar atención a las diferencias de las secciones transversales en muchas direcciones para que la superficie observada o las secciones delgadas rectificadas sean representativas. En las estadísticas sobre el tamaño de las partículas, la atención debería centrarse en los principales minerales formadores de rocas. En la actualidad, se han logrado grandes avances en la investigación cuantitativa sobre la estructura de las rocas ígneas, pero la distribución del tamaño de las partículas cristalinas es la más conveniente para la investigación cuantitativa (Higgins, 2006). Los estudios cuantitativos de la distribución del tamaño de los cristales pueden proporcionar información sobre la historia térmica de los sistemas magmáticos, así como sobre los mecanismos de nucleación y crecimiento de los cristales.
Según el tamaño relativo de las partículas minerales, se pueden dividir en dos tipos: estructura equigranular y estructura de partículas desigual. Luego, las partículas se dividen aún más en función de su tamaño absoluto.
1. Textura isocristalina
Los tamaños de las principales partículas minerales en las rocas holopuras son aproximadamente los mismos.
Según el tamaño de las partículas minerales, la estructura cristalina se puede dividir en:
◎Estructura de grano fino: d = 0,2 ~ 2 mm
◎Estructura de grano medio: d = 2 ~ 5 mm;
◎Estructura de grano grueso: d = 5 ~ 25 mm
◎Estructura de pegmatita): d >25 mm.
La estructura criptocristalina se puede dividir en:
◎Textura microcristalina: d < 0,2 mm; este tipo de cristal solo se puede ver con un microscopio.
◎Textura criptocristalina: Los cristales son demasiado pequeños y es difícil distinguir los límites de los granos al microscopio. Esta estructura se desarrolla en rocas volcánicas y rocas afectadas por una fuerte desvitrificación.
La Figura 3-4 resume la correspondencia entre la cristalinidad de la roca, el tamaño de grano y la estructura de la roca.
Figura 3-4 Cristalinidad, tamaño de grano y estructura de roca ígnea (modificada según Raymond, 1995)
2. Estructura de grano desigual
Varios tipos principales de rocas. Las partículas minerales varían en tamaño. Si existen partículas de diferentes tamaños, se formará una serie continua de tamaños de partículas, lo que se denomina textura continua no homogénea.
3. Estructura del pórfido y estructura del pórfido.
Las partículas minerales de la roca se dividen en dos grupos con tamaños obviamente diferentes, el más grande se llama pórfido y el más pequeño se llama matriz. Por tanto, esta estructura es en realidad una estructura granular bimodal. Según el uso habitual en mi país, si la matriz está compuesta por criptocristalino y vítreo, se denomina estructura de pórfido; si la matriz es cristalina, se denomina estructura de pórfido (Figura 3-5). El término pórfido rara vez se utiliza en los países europeos y americanos. En su libro de texto, independientemente del grado de cristalización de la matriz, todos los granos minerales se pueden dividir en dos grupos, denominados colectivamente estructuras porfídicas.
Según el uso tradicional chino, las estructuras de pórfido son comunes en rocas epigenéticas y rocas extrusivas. La formación de estructuras porfídicas está relacionada con cambios en las condiciones físicas y químicas durante el proceso de cristalización de la roca. Los fenocristales y la matriz se forman en diferentes generaciones. Los fenocristales generalmente cristalizan en profundidad o durante el proceso de ascenso del magma, mientras que la matriz se forma por la consolidación y rápida cristalización del magma en la superficie o cerca de ella. Cuando los fenocristales generados en las profundidades del subsuelo llegan a la superficie o cerca de la superficie, los minerales se vuelven inestables debido a cambios significativos en las condiciones físicas y químicas. El punto de fusión de los minerales disminuirá debido a la reducción de la presión, y el calor latente liberado por la cristalización en condiciones de oxidación superficial hará que los minerales cristalizados se erosionen, produciendo así estructuras disueltas en los bordes o dentro de los fenocristales.
Figura 3-5 Estructura moteada (según Williams et al., 1982)
Para minerales porfídicos (hornblenda, biotita, etc.).
) contiene sustancias volátiles. Debido a la baja presión, la alta temperatura, la oxidación, la deshidratación y otras razones, a menudo aparecen bordes opacos en los bordes de los cristales irregulares, lo que se denomina estructura de borde opaco. Por ejemplo, la formación de bordes oscuros de biotita y hornblenda puede ser causada por la siguiente reacción (Qiu Jiaxiang, 1985):
Petrología (Segunda edición)
Figura 3-6 Pórfido Estructura ( /openpedia/porphyry)
El borde oscuro está compuesto de magnetita extremadamente fina y agregados anhidros de alta temperatura, como sonidina, leucita, olivino y piroxeno. La presencia de bordes oscuros indica que los minerales volátiles como los anfíboles y la biotita son inestables a baja presión superficial. Por tanto, los minerales volátiles generalmente no aparecen en la matriz de las rocas volcánicas. Si en la matriz aparecen microcristales oscuros de anfíboles y biotita, generalmente se trata de rocas epigenéticas intrusivas.
Cuando un cristal mineral cambia de alta temperatura a baja temperatura, su tamaño se reduce. Por ejemplo, cuando el β-sintético se transforma en α-sintético a presión atmosférica, se contraerá a lo largo del eje A un 2,1% y a lo largo del eje C un 1,3%. Esta contracción desigual se produce rápidamente en lavas y rocas subvolcánicas, provocando a menudo grietas en los fenocristales. En condiciones subvolcánicas, la materia volátil se expande y se libera de una presión más alta a una presión más baja, pero no puede escapar libremente de la superficie, generando así vórtices. Los vórtices dividen aún más los fenocristales rotos durante el proceso de laminación, pero no los dispersan, formando una estructura de fenocristal triturado. . Esta es una estructura común en rocas subvolcánicas ácidas.
Debido a que la matriz de la estructura de pórfido es cristalina (Figura 3-6), se trata de una estructura de roca intrusiva. La diferencia entre pórfido y pórfido es que los cristales y la matriz del pórfido son productos de diferentes generaciones, excepto por la diferente cristalinidad de la matriz. La estructura del pórfido, los cristales de pórfido y la matriz son básicamente productos de la misma generación, pero el orden de cristalización es diferente. La evidencia de que los fenocristales en la estructura de pórfido pertenecen a la misma generación que la matriz es que son cercanos o consistentes en estado estructural y composición, y no hay fusión ni ennegrecimiento de los bordes de los fenocristales porque los fenocristales y; Los minerales en la matriz crecen al mismo tiempo, las partículas de la matriz. A menudo incrustadas en los fenocristales desde los bordes, los fenocristales pueden no tener caras cristalinas planas. Si los cristales porfídicos no difieren significativamente en tamaño de los minerales de la matriz, habrá una transición a una estructura anisogranular continua.
(3) Forma de las partículas
La forma de las partículas minerales está determinada por el hábito de cristalización, el entorno de crecimiento, la erosión y la deformación después de la cristalización. En secciones delgadas, el contorno del cristal se refleja principalmente en la integridad de la cara del cristal mineral, que se puede dividir aproximadamente en tres tipos: euhédrico, semieuédrico y heteromórfico. Los cristales eúédricos tienen caras cristalinas completas y formas regulares. Generalmente son productos de las primeras etapas de la cristalización del magma. Los cristales semiauténticos tienen sólo algunas caras cristalinas completamente desarrolladas y algunas caras cristalinas incompletamente desarrolladas. La forma de los cristales con formas especiales es irregular, por lo que no se pueden encontrar caras de cristal completas. A menudo utiliza los espacios entre los primeros minerales cristalizados en las últimas etapas de la cristalización del magma para crecer. También puede ser producto de la fusión o transformación de cristales euhédricos que cristalizaron relativamente temprano. Por ejemplo, los minerales formadores de rocas en rocas intrusivas, como el feldespato y la esfena, tienden a ser euhédricos a alomorfos, mientras que los minerales accesorios, como el circón, la apatita y la esfena, tienden a ser euhédricos. Por tanto, la estructura de las rocas intrusivas se puede describir con base en el grado de euedralidad de la mayoría de los granos que componen los minerales (Figura 3-7).
Figura 3-7 Estructura relacionada con el grado de automorfismo (según Williams et al., 1982)
1 Estructura granular automórfica
Si es grande Algunos. Los minerales son cristales autigénicos y la estructura de la roca se llama estructura granular autigénica. Las estructuras granulares euédricas son raras en las rocas naturales. La dunita mencionada en algunos libros de texto es una "estructura de mosaico cuasi isomorfa", pero en realidad debería llamarse estructura de mosaico. Las rocas con esta estructura están compuestas por cristales poligonales y son estructuras de roca metamórficas.
2. Estructura granular semiautónoma.
Las estructuras de roca compuestas principalmente por cristales semieuédricos se denominan estructuras granulares semieuédricas. Otra forma de entender la estructura granular semiautomórfica es que algunos cristales tienen un alto grado de automorfismo y otros cristales tienen un bajo grado de automorfismo. En el granito, los minerales oscuros suelen ser cristales euhédricos, y el feldespato es semieuédrico, a veces heteromórfico, y tiene una estructura granular semieuédrica típica, por lo que también se le llama estructura granítica.
3. Estructura granular de forma especial
Las rocas compuestas principalmente por cristales de forma especial tienen una estructura granular de forma especial. Las rocas de grano fino suelen tener una estructura de grano heterogéneo compuesta de feldespato y silicato heteromórficos, por lo que esta estructura también se denomina estructura de grano fino.
(4) Orientación del grano
La orientación de las partículas se refiere a la fuerza de orientación de las partículas minerales que forman la roca.
En las rocas magmáticas, la orientación de las partículas refleja principalmente la dirección del flujo y el mecanismo de flujo de los flujos de lava y las paredes de roca (Nicolas, 1992; Simith, 2002), así como los mecanismos de asentamiento y emplazamiento de cristales del magma. Las estructuras parcialmente orientadas son producto de la deformación tectónica (flujo de sólidos) después de la consolidación del magma, por lo que determinar la orientación de las partículas es de gran importancia para el estudio de la vulcanología y la dinámica del magma. Johannnsen (1939) describió más de una docena de términos estructurales relacionados con el flujo en rocas ígneas. Textura fluida, textura en capas, textura lineal paralela, textura plana paralela, textura puntual lineal, estructura escalonada, etc. , pero algunos términos se clasifican actualmente en la categoría de descripción estructural y algunos tienen un significado genético obvio y no son adecuados para su uso como términos descriptivos. Las estructuras relacionadas con la deformación tectónica ya pertenecen a la categoría de estructuras metamórficas y se discutirán en rocas metamórficas. En la actualidad, las estructuras típicas de las rocas ígneas relacionadas con la orientación de los granos se presentan a continuación:
1. Textura rugosa
La disposición direccional casi paralela de los cristalitos de feldespato se denomina estructura de superficie rugosa (Figura 3-8a). Cabe señalar que algunos libros de texto, especialmente los nacionales, definen la estructura superficial rugosa como la disposición direccional de los cristalitos de feldespato potásico. Esta estructura refleja el flujo y la compactación del magma durante la cristalización. Debido a que solo la lava con más flujos de microcristales puede mostrar fácilmente la direccionalidad de los microcristales, existe una mayor probabilidad de que la traquita tenga una textura rugosa.
2. Estructura tubular
Se refiere a la disposición casi paralela de cristales distintos del feldespato en rocas extrusivas o cualquier mineral en rocas intrusivas (Johannsen, 1939; Philpotts, 1989).
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3. Estructura principal
A nivel internacional, generalmente se refiere a una estructura con distribución desordenada de cristalitos, sin orientación obvia o solo con orientación débil (Figura 3-8b), que a menudo aparece en la andesita. . Si además de los cristalitos de feldespato existen sustancias vítreas, la estructura de esta matriz se denomina estructura vítrea (Figura 3-8c).
Figura 3-8 Estructura de superficie rugosa, estructura entretejida y estructura entretejida de vidrio y cristal (según Williams et al., 1982)
Los estudios de dinámica del magma muestran que la orientación de las partículas del magma origen Aparece en la etapa temprana de la cristalización del magma, es decir, cuando el contenido de cristales sólidos es inferior al 70%. En este momento, el magma está cerca de las propiedades del fluido newtoniano, y los primeros minerales rígidos cristalizados rotarán y se organizarán de manera óptima debido al movimiento del magma (Ma Changqian et al., 1994). Sin embargo, cuando el contenido de cristales en el magma es superior al 70%, tiene límite elástico, exhibe el comportamiento reológico del cuerpo de Bingham y puede sufrir deformación plástica. Por lo tanto, los tejidos direccionales derivados del magma no tienen deformación plástica y tienen características obvias como absorción de ondas, fragmentación y rotura de rodillas. La distribución de los tejidos direccionales a menudo está relacionada con la posición de la muestra en el flujo de lava o en la pared de roca. tiempo (Figura 3-9). A medida que el magma fluye, los cristales originalmente distribuidos aleatoriamente cambian su disposición. La orientación de los cristales es obvia cerca de las dos paredes de la pared de roca, pero las orientaciones de los cristales en el centro de la pared de roca todavía están distribuidas aleatoriamente.
Figura 3-9 El flujo de magma y la orientación óptima de los cristales en las paredes de roca
(Según Higgins, 2006)
(5) Relación mutua .
Incluyendo la relación entre minerales y la relación entre partículas minerales y componentes vítreos o criptocristalinos. Estas estructuras a menudo registran la secuencia del crecimiento mineral o reflejan el proceso de difusión de elementos, ajuste de materiales, diferenciación, reacción y equilibrio entre componentes.
1. Estructura simbiótica
Estos dos minerales están entrelazados y se cruzan regularmente, lo que se denomina estructura cruzada. Según las formas de intersección de los minerales, también se puede dividir en:
◎ textura pertítica: caracterizada por la intersección regular de feldespato potásico y albita. El feldespato con estructura rayada se llama pertita (Figura 3-10). Las estructuras rayadas se presentan en diferentes escalas, desde los rayos X hasta el ojo desnudo. Las estructuras de franjas se pueden dividir en estructuras de franjas positivas, estructuras de franjas intermedias y estructuras de franjas inversas. En la estructura de franjas regulares, la albita invitada se distribuye en franjas en el feldespato potásico cristalino principal; la estructura de franjas inversa es opuesta a la estructura de franjas delanteras, los contenidos de feldespato potásico y albita en la estructura de franjas intermedia son similares; Hay dos razones para la estructura rayada: disolución de solución sólida y metasomatismo. Las rayas de descomposición formadas por la disolución (descomposición) de soluciones sólidas son las más comunes. A altas temperaturas, el feldespato potásico y la albita son soluciones sólidas completas con una composición uniforme. A medida que el magma se enfría, la solución sólida completa se vuelve inestable y se disuelve, produciendo feldespato potásico y albita, formando estructuras en forma de bandas. Después del período magmático, el metasomatismo sódico del feldespato potásico también puede formar una estructura rayada.
Las rayas metasomáticas tienden a ser texturas dendríticas y reticulares frescas, en su mayoría irregulares, sin una direccionalidad obvia, y a menudo se distribuyen a lo largo de fisuras, hendiduras y bordes.
Figura 3-10 Estructura de franja normal (polarización ortogonal). El cristal principal es feldespato potásico y el cristal invitado es albita.
◎Textura parecida a un gusano: se caracteriza por muchas piedras diminutas con forma de gusano (llamadas vermiculita) intercaladas con feldespato, y el nivel de extinción es constante (Figura 3-11). Esta estructura es común en el granito. La estructura del gusano incluye principalmente gusanos nudosos y gusanos metasomáticos. * * *Los gusanos artrículos son comunes en la exposición a minerales. Hay gusanos estacionales en el feldespato potásico y también puede haber gusanos de feldespato potásico en los cristales de feldespato potásico. Son productos del feldespato potásico y del feldespato potásico en cierta proporción. Los gusanos metasomáticos se producen cuando los minerales tempranos son metasomatizados por nuevos minerales, y los componentes restantes se precipitan en gusanos durante el proceso metasomático, que aparecen en las partes restantes de los minerales metasomáticos. Por supuesto, las estructuras de los gusanos no se limitan a sólo dos minerales: cuarzo y feldespato. Por ejemplo, los gusanos ferruginosos también pueden aparecer en el piroxeno bajo en hierro.
◎Textura gráfica: Tiene ciertas formas (como bordes afilados y jeroglíficos) en temporada, y regularmente está incrustada en feldespato potásico (Figura 3-12). Las incrustaciones sensibles al tiempo se apagan simultáneamente bajo polarizaciones ortogonales. Esta estructura está formada por magma con una composición equivalente a la proporción del feldespato con respecto al sistema binario * * *. Cuando la temperatura desciende a ** nudos, el feldespato cristalizará al mismo tiempo. Lo que es visible a simple vista se llama textura gráfica y lo que es visible bajo un microscopio se llama textura gráfica microscópica (Figura 3-14a). En rocas con estructura de pórfido, si la matriz tiene un patrón microscópico, se denomina estructura de pórfido granítico. Las estructuras gráficas son comunes en pegmatitas y algunos granitos.
Figura 3-11 Estructura del gusano
Figura 3-12 Textura gráfica (polarización ortogonal) (basado en Chang Lihua et al., 2009)
2. Textura cubriente
Se refiere al fenómeno de que otro mineral es envuelto por el manto terrestre alrededor de un núcleo mineral de mayor tamaño. La fase mineral del manto puede ser un monocristal o un agregado policristalino, puede crecer sobre minerales con la misma estructura cristalina (cruces continuos, como feldespato alcalino y plagioclasa), o puede crecer sobre minerales con estructuras completamente diferentes (discontinuos); Cruz, como la cruz anfíbol de Yingshi) (Figura 3-13). Además de la estructura de borde oscuro mencionada anteriormente, la estructura de borde de reacción y la estructura de mancha anular pertenecen todas a la estructura del manto.
Figura 3-13 Algunas estructuras típicas del manto (según Hibbard, 1995)
◎Estructura de la corona (estructura del borde de reacción): minerales o xenolitos generados tempranamente y reacción del cuerpo de lodo fundido. Cuando la reacción es incompleta, se forma otro nuevo mineral con una composición completamente diferente alrededor del mineral formado en la etapa inicial, que rodea total o parcialmente al mineral que cristalizó en la etapa inicial. Esta estructura se llama estructura de borde de reacción (Figura 3-14c). El olivino común tiene el borde de reacción de la enstatita y el clinopiroxeno tiene el borde de reacción del anfíbol. También pueden aparecer múltiples capas de bordes de reacción, como bordes de reacción de piroxeno fuera del olivino y bordes de reacción de biotita fuera del anfíbol. Cabe señalar que la estructura del borde secundario es completamente similar a la estructura del borde de reacción, pero el borde secundario es un "borde" producido por minerales secundarios. Por ejemplo, el olivino tiene iddingsita con bordes secundarios y la espinela tiene penetración en el borde secundario. y actinolita (Figura 3-14b, c). Los bordes de transformación secundarios son bordes de reacción secundarios, que son particularmente comunes en rocas máficas y ultramáficas.
Figura 3-14 Textura micrográfica, estructura de borde reactiva y estructura de borde variable secundaria (según Williams et al., 1982).
Además, existen bordes de reacción de anfíboles distintos del clinopiroxeno, bordes de reacción de mica distintos del anfíbol, etc. Esto se debe a que los minerales que cristalizan en las primeras etapas suelen ser anhidros. A medida que avanza la reacción, el contenido de agua en el sistema aumenta gradualmente, produciendo minerales hidratados como la hornblenda y la biotita, lo que refleja el aumento de la fugacidad del agua en el sistema. El mineral en el lado de la reacción no suele ser un solo cristal, sino una colección de múltiples cristales.
◎Estructura de pórfido anular: los fenocristales alcalinos del pórfido son en su mayoría ovalados, con una fina capa de feldespato-andesina en el exterior. El feldespato alcalino y el feldespato de la roca son generalmente productos sustitutos (. Figura 3-15).
Si la parte interior es feldespato y la exterior es feldespato alcalino, se denomina estructura de Lapakivi.
3. Textura de zonificación
Figura 3-15 La foto de un espécimen de estructura de mancha anular de Wiborgita finlandesa muestra que los guijarros de feldespato alcalino están envueltos por feldespato y los guijarros de feldespato alcalino están en contacto con la matriz Los elementos que contiene se cruzan con la biotita, formando una imagen o forma de gusano.
Se desarrolla en determinados minerales de la serie de la solución sólida y se distribuye formando un anillo desde el centro del grano hasta el borde, pero muestra diferentes posiciones de extinción.
Muchos minerales pueden formar estructuras en bandas, pero la estructura en bandas de la plagioclasa (especialmente la mesoclasa) es la más común. El núcleo de la plagioclasa es alcalino y cuando se vuelve ácido hacia los bordes, se denomina estructura de zonificación positiva. Por el contrario, se denomina anticinta; los cambios periódicos y repetidos de los componentes se denominan bandas de oscilación.
4. Estructura de inclusión (estructura policristalina)
Muchas partículas minerales más pequeñas están incrustadas en partículas minerales más grandes. Esta estructura suele reflejar el hecho de que el mineral encapsulado cristalizó antes que el mineral que lo contiene. En el piroxeno de olivino, a menudo se ve que los cristales grandes de piroxeno contienen muchas partículas pequeñas de olivino redondas erosionadas, que se denominan estructuras de inclusión de olivino. En el piroxeno más grande, hay muchos cristales de plagioclasa columnares superiores euhédricos, que se denominan estructuras de feldespato (incrustadas). Las estructuras de inclusión son comunes en rocas ultrabásicas y rocas intrusivas básicas.
5. Estructura intersticial
En la matriz de roca ígnea de fase superficial o fase extrusiva, en el espacio intergranular se rellenan minerales oscuros como piroxeno, criptocristalino y vítreo. de la piedra. Los materiales de relleno son todos minerales granulares, que se denominan estructuras intergranulares, y los materiales de relleno son criptocristalinos-vítreos, que se denominan estructuras intersticiales. El tipo de transición entre ellos se denomina estructura intergranular. A veces, la estructura intersticial se considera una estructura en la que minerales no granulares como la zeolita y la clorita se rellenan entre cristalitos de plagioclasa. Es probable que los minerales posmagmáticos como la zeolita y la clorita sean productos de la desvitrificación vítrea.
Cabe destacar que la formación de rocas ígneas requiere de una larga y compleja historia de condensación y cristalización del magma, e incluso existen otros efectos (deformación, alteración, meteorización, etc.) que se superpondrán tras se forma la roca. Aunque todas las estructuras mencionadas anteriormente se denominan colectivamente estructuras de rocas ígneas, de hecho, las características estructurales y las combinaciones minerales de las rocas ígneas que vemos en secciones delgadas son los productos finales de complejos procesos diagenéticos y cambios posdiagenéticos.