Optica mineral

José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica UNIVERSIDAD DE LOS ANDES FACULTAD DE INGENIERÍA ESCUELA DE INGENIERÍA GEOLÓGICA

Óptica Mineral MANUAL DE LABORATORIO

JOSÉ CONTRERAS-QUINTERO Junio, 2004

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica EEllíí:: iittqqaadd ddaasshh sshheem maakk!!!! aa m miiss ccoom mppaaññeerrooss eessppeerraannddoo qquuee eessttaa iinnffoorrm maacciióónn ccoonnttrriibbuuyyaa aa ffaacciilliittaarrlleess eell ccaam miinnoo hhaacciiaa llaa m meettaa qquuee ccoom mppaarrttiim mooss ccoom moo ccoolleeggaass aa PPiillaarr G Gaassccóónn,, RRaaúúll G Gaarrccííaa JJaarrppaa,, JJoosséé CCaassttrriillloo,, M Maarriioo CCaassttiillloo,, SSttéépphhaanniiee KKllaarriiccaa yy eell DDrr.. Ó Óssccaarr Ó Óddrreem maann aaggrraaddeezzccoo aall ccuurrssoo M Miinneerraallooggííaa Ó Óppttiiccaa BB--22000033 aa m miiss ccoom mppaaññeerrooss ddee llaa XXªª PPrroom moocciióónn ““TTrriibbuuttoo aa llaa VVoolluunnttaadd”” 22000044 aall PPrrooff.. EEuuggeenniioo M Moorraa yy aall PPrrooff.. PPaattxxii VViissccaarrrreett ppoorr llaa O Oppoorrttuunniiddaadd aall CCeennttrroo ddee EEssttuuddiiaanntteess ddee IInnggeenniieerrííaa

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INNTTRROODDUUCCCCIIÓÓNN El presente trabajo ha sido realizado tras haber compartido la experiencia de aprender y enseñar a identificar minerales en sección fina en el Laboratorio de Petrografía de la Escuela de Ingeniería Geológica de la Universidad de Los Andes. Consta de dos partes esenciales: las prácticas introductorias y los minerales en sección fina. En la primera de ellas el lector encontrará los procedimientos básicos para estudiar las propiedades ópticas de los cristales en el microscopio polarizante. En la segunda parte podrá acceder a una recopilación de la información que permitirá el reconocimiento de los minerales, más bien, una ficha que podría llamarse “personalizada” para cada mineral.

Anteriormente los estudiantes trabajaban en el Laboratorio valiéndose de bibliografía recomendada y de una guía diseñada para tal fin. Sin embargo, era necesario reunir material nuevo para crear una herramienta que, estando al alcance de los usuarios del Laboratorio y ofreciendo un rasgo muy particular, la presentación a color, fundamental para comprender las características de los minerales; facilitara el desarrollo de las prácticas de Mineralogía Óptica.

El objetivo entonces, es poner a disposición del estudiante un manual de procedimientos hecho por un estudiante, con el fin de manejar la información con un enfoque más sencillo, posiblemente más práctico y más perceptible. Así mismo, un objetivo indirecto sería la materialización de un ideal basado en el deseo de retribuir a la Escuela de Ingeniería Geológica, de esta manera, todo el conocimiento que se ha recibido durante los años de tránsito en esta etapa cuya culminación es muy próxima.

Las prácticas introductorias se pueden dividir en dos clases principales: la que presenta el uso del Microscopio Polarizante y la referida a las propiedades ópticas de los cristales. Estas propiedades se estudian en diez prácticas que anteceden el procedimiento para identificar minerales en sección fina. Posteriormente, se presentan las fichas de los minerales. Se han insertado tres apéndices que hablan acerca de la elaboración de secciones finas, la Serie de Reacciones de Bowen y la Clasificación de los Silicatos, esto con el fin de reforzar determinados conocimientos básicos que son imprescindibles para el mapa de conceptos que el lector debe comenzar a elaborar cuando inicia el estudio de la Óptica Mineral.

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ÍNNDDIICCEE GEENNEERRAALL PARTE I PRÁCTICAS INTRODUCTORIAS EL MICROSCOPIO PETROGRÁFICO PROPIEDADES ÓPTICAS DE LOS MINERALES o REFRINGENCIA (RELIEVE) o CLIVAJE o PLEOCROÍSMO o BIRREFRINGENCIA o TABLA DE MICHEL-LEVY o ORIENTACIÓN Y ELONGACIÓN o EXTINCIÓN o MACLAS (PLAGIOCLASAS) o MINERALES UNIÁXICOS o MINERALES BIÁXICOS

01 02 20 28 32 34 39 43 48 53 60 66

PARTE II

MINERALES EN SECCIÓN FINA IDENTIFICACIÓN DE MINERALES o CUARZO o FELDESPATOS POTÁSICOS MICROCLINO ORTOSA SANIDINO o FELDESPATOS CALCO-SÓDICOS o FELDESPATOIDES contrerasjac@pdvsa.com

73 74 76 78 80 82 84

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o MICAS

o

o

o

o

NEFELINA SODALITA LEUCITA

87 89 90

BIOTITA CLORITA MUSCOVITA (SERICITA) MINERALES ACCESORIOS APATITO RUTILO ESFENA ZIRCÓN MINERALES METAMÓRFICOS GRANATE SILLIMANITA EPÍDOTA ESTAUROLITA ANFÍBOLES HORNABLENDA RIEBECKITA GLAUCÓFANA PIROXENOS ORTOPIROXENOS ENSTATITA HIPERSTENO CLINOPIROXENOS DIÓPSIDO AUGITA contrerasjac@pdvsa.com

92 94 96 98 100 102 104 106 108 110 112 114 117 118 120 122 124 125

José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica HEDEMBERGITA EGIRINA

o OLIVINO o CARBONATOS CALCITA DOLOMITA o MINERALES DE LA ARCILLA APÉNDICE I LA SECCIÓN FINA

127 128 129 131 132 133 134

APÉNDICE II LOS SILICATOS

136

APÉNDICE III

LA SERIE DE REACCIONES DE BOWEN

APÉNDICE IV

FICHA DE IDENTIFICACIÓN

143 150

BIBLIOGRAFÍA

151

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P R Á C T IC A S I N T R O DU C T O R I A S

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ELL MIICCRROOSSCCOOPPIIOO PEETTRROOGGRRÁÁFFIICCOO

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica Lo primero que se debe hacer en el Laboratorio de Mineralogía Óptica es conocer perfectamente el Microscopio Petrográfico o Microscopio Polarizante, dado que es el instrumento esencial que conectará el conocimiento teórico con la realidad que se descubrirá en la práctica. El objetivo de esta práctica es desarrollar la destreza inicial requerida para el trabajo rutinario de identificar minerales.

El Microscopio Petrográfico está compuesto por un número importante de componentes, mas dado que en la práctica no se manipulan todos, el estudiante debe identificar los siguientes:

Oculares Lente de Amici-Bertrand Analizador (Nícol Superior) Tubo Intermedio Agujero de las Láminas Accesorias Láminas Accesorias o Lámina de Mica y Yeso o Cuña de Cuarzo Revolver y Objetivos Mordazas de Muelle Platina Giratoria Graduada Vernier Tornillo de Ajuste del Vernier Tornillo Macrométrico Tornillo Micrométrico Condensador Diafragma Anillo de Control del Diafragma Polarizador (Nícol Inferior) Filtro de la Luz Lente de Luz Botón de encendido y control de intensidad

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica El siguiente esquema identifica cada una de las partes del microscopio:

Ocular

Barra de control de la distancia inter-pupilas

Anillo de la Lente Amici-Bertrand

Analizador (Nícol Superior) Agujero de los accesorios

Revólver Mordazas sujetadoras

Objetivos Tornillo Macrométrico

Platina Rotatoria

Tornillo Micrométrico Vernier y Tornillo de Sujeción Palanca del Condensador

Anillo del Diafragma

Fuente y Filtro de Luz

Polarizador (Nícol Inferior)

Fig. 1 Vista Frontal del Microscopio Petrográfico

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Aro Graduado del Analizador

Control de Encendido e Intensidad Luminosa

Fig. 2 Vista Posterior del Microscopio Petrográfico

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica Ciertas piezas importantes se muestran con más detalle en las siguientes figuras:

Agujero de las láminas accesorias

Fig. 3 Tubo Intermedio

Palanca del Condensador

Palanca del Analizador (Nícol Superior)

Fig. 5 Tubo Intermedio

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Fig. 4 Sistema Subplatina

José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica NORMAS DE USO DEL MICROSCOPIO PETROGRÁFICO El Microscopio Petrográfico es un instrumento de alta precisión. Esto hace de su uso un gran compromiso, dado que su manipulación incorrecta puede originar fallas internas en su funcionamiento. Por esta razón, a manera de estrictas normas internas del Laboratorio, es necesario que el estudiante comprenda y siga al pie de la letra las siguientes recomendaciones: El Microscopio no debe moverse de su posición original sobre la mesa de trabajo. Si se labora en conjunto con otros estudiantes, cada uno debe ceder el espacio al otro para observar las secciones finas. El movimiento puede traer como consecuencia el desajuste de alguna de sus piezas, o como ocurre con frecuencia, que el bombillo se averíe, por la rotura de su filamento.

Los Microscopios están cubiertos por un forro especial cuya función es proteger al aparato del polvo y en cierta medida de la humedad. Así es importante que el usuario una vez culminado el trabajo con el microscopio, lo cubra con el forro.

Cuando haya finalizado el uso del microscopio, debe chequearse el retiro de la sección fina de la platina.

Así mismo debe apagarse el microscopio, ya que al dejarlo encendido se propicia el sobrecalentamiento del aparato, generando la posibilidad de un incendio.

Justo al mirar por los oculares, notará que la separación de los oculares es adaptable al usuario. Se puede modificar esta apertura, o distancia interpupilas, con la base que sujeta los oculares, según la Figura 6.

Fig. 6 Control de la distancia entre los ojos

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica El Analizador o Nícol Superior puede rotarse de su posición original, perpendicular a la dirección de vibración del Nícol Inferior, no obstante, previo el inicio del trabajo, debe revisarse que su posición sea correcta. Para ello las lecturas de las escalas graduadas que identifican sus anillos fijo y móvil, deben coincidir en el cero. Así se garantiza el funcionamiento correcto del sistema polarizante. De no tener esta posición, es posible que la muestra en estudio no presente los efectos ópticos que se requieren para la identificación.

Ver Figura 7.

Fig. 7 Ajuste del Nícol Superior

Cuando se coloca la sección fina a estudiar sobre la platina rotatoria, se debe tener en cuenta que la posición correcta implica que el cubreobjetos de la sección esté hacia arriba, como ilustra la Figura 8.

Fig. 8 Posición de la Sección Fina La Figura 8 también ilustra las mordazas que sujetan la sección fina. Es importante señalar que los microscopios del Laboratorio no usan las mordazas, dado que limitan la movilidad de la sección en estudio. Lo que para fines didácticos es complicado.

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica También es fundamental tener presente, que durante las prácticas, el usuario requerirá cambiar el objetivo con el que observa la muestra, bien sea por necesidad de un mayor o menor aumento. Esta operación debe hacerse cuidadosamente, haciendo el cambio siempre en uso del revólver y no directamente con los objetivos. Figura 9.

Fig. 9 Cambio de Objetivos

Otra observación importante es que, dado que los objetivos extienden su longitud en forma proporcional al incremento de su ampliación, lo que se conoce como « reducción de la distancia de trabajo »; el usuario debe tener presente, cuando haya seleccionado un objetivo superior a 10x, que la distancia se ha reducido, de modo que al enfocar la visión debe utilizar el tornillo micrométrico, a fin de evitar el impacto del objetivo sobre la muestra, lo que podría eventualmente romperla.

Figura 10.

Fig. 10 Reducción de la Distancia de Trabajo

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica EL PRINCIPIO DEL MICROSCOPIO POLARIZANTE En 1828 William Nicol logró ensamblar el microscopio polarizante, de allí que los elementos polarizadores de la vibrando en Luz que vibra en una luz lleven el nombre alternoLuz de “Nícoles”; conPolarizador la finalidad de estudiar las rocas en un enfoque más próximo a infinitas direcciones dirección su realidad cristalina. Se puede decir entonces que fue esa la fecha del nacimiento de la Petrografía, de la que la Mineralogía Óptica es una herramienta. Los estudios de secciones finas se basan en el principio de las propiedades ópticas de los cristales1 cuando se los observa con luz polarizada. La luz sale del foco vibrando en infinitas direcciones y luego de ser conducida por reflexión en los espejos interiores, sale a través del filtro del microscopio y atraviesa el Polarizador, o Nícol Inferior, que está hecho de una sustancia que sólo deja pasar la luz que vibra limitada a una sola dirección (Véase la Figura 11).

Fig, 11 Polarización de la luz en el Nícol Inferior2

1 2

Que se estudian en los fundamentos teóricos.

Modificado de Peter Whitehead, James Cook University

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica En el microscopio ese recorrido se ilustra a continuación: La luz una vez que es polarizada por el Nícol Inferior puede o no pasar por el condensador (que determina la visión conoscópica u ortoscópica). Entonces llega a la sección fina, donde es afectada por las propiedades ópticas de los cristales, que generarán diferentes efectos de interferencia.

Sigue su marcha por el objetivo y el compensador (Cuña de Cuarzo o Láminas Accesorias), hasta pasar por el Nícol Superior, que puede o no estar insertado (para ver colores reales o colores de interferencia). Igualmente puede o no atravesar la Lente de Amici Bertrand (que es extraíble y permite ver las Figuras de Interferencia), para finalmente irse por el ocular y alcanzar la vista del usuario.

Ocular Lente Amici-Bertrand Analizador Compensador Objetivo Sección Fina Condensador Polarizador Filtro

Foco: Luz Monocromática

Fig. 12 Ruta Esquemática de la Luz

Fig. 13 Desensamblaje de las partes del Microscopio que componen el camino de la luz polarizada Condensador

Diafragma Polarizador

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica El Analizador o Nícol Superior (Figura 5) es una de las partes móviles del microscopio, es alternativa y el usuario puede retirarlo o introducirlo según la necesidad. Su posición definirá una situación óptica para la muestra en estudio. Cuando se extrae, se presenta la situación “Nícoles Paralelos”. Esta situación se verifica, observando por el ocular, sin sección fina, el campo visual entonces se observa blanco. Cuando se introduce se presenta la situación “Nícoles Cruzados”. Para verificar esta situación, una vez introducido el Analizador, el campo se observa oscuro. Eso se explica en el siguiente diagrama (Figura 14). El Nícol Inferior (polarizador) restringe la vibración de la luz a la dirección vertical (Norte-Sur) en el plano del campo de visión. El Nícol Superior (analizador), lo hace en la dirección perpendicular al Inferior, es decir, en dirección horizontal (Este-Oeste) (Figuras 30 y 31)

Fig. 14 Esquema de la luz en “Nícoles Cruzados” Esto es posible si no se tiene una sección fina en la platina que pueda generar otra situación llamada “Interferencia”. Por otra parte, también ocurre sólo si los nícoles están perfectamente perpendiculares entre sí3.

La luz viene vibrando restringida a una dirección que es perpendicular a la del Analizador, por lo cual no puede atravesarlo y es absorbida, así el campo se oscurece.

3

Véanse las recomendaciones para el usuario sobre la correcta posición del Analizador

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica Es importante que el usuario se acostumbre a trabajar sin retirar la mirada del ocular, es decir, que desarrolle destreza en la ubicación de todas las piezas, y su correcta manipulación. Esto se crea con la práctica a corto plazo, por ahora, tome algunas secciones finas y obsérvelas. Estudie las partes del microscopio y ubíquelas. Verifique las situaciones de los nícoles paralelos y los nícoles cruzados, observe los cambios de colores de los minerales.

Rote la platina giratoria con suavidad, liberando el tornillo de sujeción que se encuentra junto al vernier. Se recomienda recordar la toma de lecturas simples con el vernier, primordialmente para tomar una lectura inicial y luego una lectura final, que son datos importantes para ciertas operaciones que se basan en la posición del mineral. La Figura 15 muestra un sencillo ejemplo gráfico sobre la toma de lecturas.

Fig. 15 Ejemplo de Toma de Lecturas con la Platina Suponiendo que una posición de interés del mineral en estudio (e.g. la extinción) indique el valor 300º (lectura inicial), entonces se rota la platina en el sentido deseado hasta la nueva posición de interés (e.g. máxima iluminación, máxima absorción, etc.), y se toma la lectura final, 265º. Finalmente, la diferencia de lecturas indica el valor del ángulo (e.g. de extinción, 300 – 265 = 35º)

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica Uso de las láminas accesorias Para las operaciones de identificación de minerales el usuario utilizará dos elementos externos del microscopio que son extraíbles, las láminas de Yeso y Mica; y la Cuña de Cuarzo. La lámina de Mica se utiliza para estudiar minerales de baja birrefringencia (como el Cuarzo). La lámina de Yeso se utiliza para estudiar minerales de birrefringencia media (como la Biotita). La cuña de Cuarzo tiene múltiples aplicaciones, entre las cuales está la determinación de la birrefringencia y el orden de los colores de interferencia. Las Figuras 1 y 3 muestran la posición del agujero por donde se introducen estos accesorios.

Está de más señalar que esta operación debe realizarse con sumo cuidado. Las Figuras 16 y 17 ilustran ambas piezas.

Mica

Fig. 16 Láminas de Mica y Yeso

Yeso

Fig. 17 Cuña de Cuarzo

Normalmente los microscopios del Laboratorio tienen puesto el accesorio con las láminas de Mica y Yeso, en una posición centrada, de modo que ninguna de estas láminas forma parte de la ruta de la luz. Si no hay una sección fina en la platina y con nícoles paralelos, el campo se ve blanco.

La posición correcta se ilustra en la Figura 18.

Fig. 18 Posición neutral de las láminas accesorias

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica Para introducir o extraer la lámina accesoria tire o empuje de ella (Figura 19). Cuando se extrae suavemente, se percibe un cierto movimiento de calzada: está cuadrada la lámina de Mica (Figura 20). Cuando se introduce suavemente, se percibe cuando calza la lámina de Yeso (Figura 21)

Fig. 19 Movimiento de las láminas accesorias

Fig. 20 Posición Activa de la Lámina de Mica

Fig. 21 Posición Activa de la Lámina de Yeso

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica Cada lámina crea un efecto de retardación (Mica = 1/4 λ color blanco , Yeso = 1 λ color violeta) y su utilidad se comprenderá más adelante. Ahora retire la lámina accesoria y sustitúyala por la Cuña de Cuarzo (de 1 a 6 λ) (Figura 22). Observe como cambian los colores desde el momento en que la introduce, recorriéndola lentamente, hasta que calce su final. La lámina de cuarzo muestra todos los colores de interferencia (o irreales) que muestran los minerales en secciones finas de 3 micras de espesor.

Fig. 22 Introduciendo la Cuña de Cuarzo Algunos de los microscopios presentan un par de líneas Interiores en los oculares, perpendiculares entre sí, que se conocen como retículos (Fig. 23). La intersección de tales líneas define el centro del campo visual. El usuario debe verificar si el microscopio las presenta. Esto le será útil para centrar un mineral objetivo específico y manejar las direcciones.

Fig. 23 Líneas del Retículo Utilizando una sección fina, practique el enfoque con los tornillos macro y micrométrico (Figura 24). Cambie los objetivos según las indicaciones dadas a continuación, siguiendo las normas de uso.

Fig. 24 Enfoque con los Tornillos

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica Para trabajar con los objetivos: o Enfoque muy cuidadosamente con el tornillo macrométrico o Luego afine el enfoque con el tornillo micrométrico hasta nitidez deseada o Dado que a mayor aumento la luminosidad disminuye, es conveniente insertar el condensador abatible (Figura 25), y que mueva el sistema subplatina (Figura 26) hasta compensar la luminosidad y el enfoque de la forma más satisfactoria. o Verifique que el Diafragma tenga su máxima apertura en el sistema subplatina (Figura 27)

Fig. 25 Condensador Abatible Diafragma

Fig. 26 Movimiento Subplatina

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Fig.

27

Control

del

José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica Finalmente, el microscopio petrográfico posee una pieza especial de gran importancia para el reconocimiento de ciertos minerales: La Lente de Amici-Bertrand, que será de mucha utilidad cuando el usuario maneje el concepto de Figuras de Interferencia. Por el momento, teniendo una sección fina, gire el disco de la Lente de la posición inactiva (Figura 28) a la posición activa (Figura 29). El procedimiento para observar Figuras de Interferencia se explica más adelante.

Fig. 28 Lente Amici-Bertrand no introducida

Fig. 29 Lente Amici-Bertrand introducida

Determinación del plano de vibración del Nícol Inferior (N-S) Utilizando una sección fina que contenga cristales de alargados de Turmalina o Biotita4, bajo Nícoles Paralelos, observe un cristal de Turmalina, cuyo eje c coincide con la dirección más larga del cristal.

Observe su color y rote el cristal hasta que su eje c esté en posición horizontal, perpendicular a la dirección de vibración del Nícol Inferior, entonces se verá más oscuro, estando en su máxima absorción (bloqueando el paso de la luz polarizada) (Figura 30). Para el cristal de Biotita se utilizan sus trazas de exfoliación o clivaje, que son las líneas paralelas normalmente a su lado más largo. En la posición horizontal, la absorción será máxima (Figura 31).

4

Disponibles en el estuche de Muestras Monominerales

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Máxima Iluminación

Máxima Absorción

Fig, 30 Turmalina en sus dos posiciones

W

E

W

E

Biotita en Máxima Iluminación Biotita en Máxima Absorción Fig. 31 Verificación de la dirección del Nícol Inferior con un cristal de Biotita

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REEFFRRIINNGGEENNCCIIAA

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica Cuando la luz pasa oblicuamente de un medio a otro, donde puede moverse con una velocidad diferente, experimenta un cambio brusco en su dirección, que se conoce como refracción. Este efecto lo podemos ver en el tradicional ejemplo de un lápiz introducido en un vaso con agua. Aparentemente el lápiz se ve “roto”, por efectos ópticos de la refracción de la luz. Así comienza este interesante recorrido por las propiedades ópticas de los cristales. Se puede decir que cada mineral mostrará ilusiones ópticas diferentes debido a su composición química. Comenzando entonces se tiene la Refringencia, que es la capacidad de las sustancias de refractar la luz. Esta propiedad se expresa en un valor constante llamado índice de refracción (n), que se obtiene por la Ley de Snell, que relaciona los ángulos de incidencia y de refracción de la luz al atravesar la sustancia. Así mismo esta ley relaciona las velocidades en el aire y en el medio. Los minerales según sean Isótropos o Anisótropos, tendrán uno o dos valores extremos para su índice de refracción. Un mineral es Isótropo, si su sistema cristalino es el Isométrico (cúbico o regular), por lo que todas sus caras tienen las mismas dimensiones, así sólo tendrá una sola dirección para las propiedades físicas vectoriales. La Fluorita y el Diamante son minerales isótropos y ambos poseen un índice de refracción, se puede decir que representan los extremos de valores máximo y mínimo en los minerales. Si se utiliza el valor del índice de refracción como radio de una superficie, se puede generar una esfera, ésta se conoce como Indicatriz Óptica, y cada mineral tendrá una configuración diferente para este elemento geométrico teórico, en función de sus índices de refracción (Figura 32).

Fig. 32 Indicatrices Ópticas de minerales isótropos

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica Un mineral es Anisótropo si pertenece a los demás sistemas cristalinos. Estos sistemas se pueden separar en dos sub-grupos cuya comprensión es fundamental de ahora en adelante. Los primeros son los sistemas prismáticos con secciones basales regulares: Trigonal, Tetragonal y Hexagonal. Los que pertenecen a estos sistemas constituyen el grupo de los minerales Uniáxicos, dado que poseen sólo un eje óptico, que coincide con el eje cristalográfico “C”, paralelo al lado más largo del cristal. Estos minerales tienen dos índices de refracción, uno máximo y uno mínimo, que se conocen como

ε

(épsilon) y

ω

(omega)5. La construcción de su superficie

geométrica o Indicatriz óptica corresponde ahora a un elipsoide de revolución (Figura 33). Estos minerales poseen, sin embargo, una dirección de isotropía, puesto que si al hacer el corte de la sección fina la dirección fuese perpendicular al lado más largo del prisma, i.e. eje “c”, se tendrían las secciones basales regulares, que por poseer dimensiones iguales presentan sólo un índice de refracción. Más adelante el estudiante escuchará expresiones como “cuarzo isótropo”, que no implican que el Cuarzo, del sistema hexagonal, sea verdaderamente isótropo, sólo que el corte de la sección fue hecho perpendicular al eje “c” (Figura 34).

óptico)

5

Fig. 33 Indicatriz Óptica Uniáxica

Fig. 34 Corte Perpendicular al Eje “c” (y al eje

determinar cuál de ellos es el máximo y cuál el mínimo es uno de los planteamientos fundamentales de la identificación de minerales.

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica Los minerales de los sistemas Ortorrómbico, Monoclínico y Triclínico, constituyen el sub-grupo de los minerales Biáxicos, a quienes corresponden dos ejes ópticos cuya posición con respecto a los ejes cristalinos no puede establecerse bajo una norma exclusiva. Estos minerales poseen tres índices de refracción: el máximo, el intermedio y el mínimo. A estos índices se les identifica con las letras griegas α (alfa), β (beta) y γ (gamma). Con ellos puede construirse una indicatriz óptica más compleja, que corresponde a un elipsoide (Figura 35). Como poseen dos ejes ópticos, los cortes podrían atravesar los ejes en conjunto (Figura 36), originando dos puntos de intersección, o eventualmente podría hacerse un corte perpendicular a uno de estos ejes, no obstante, los minerales biáxicos nunca muestran direcciones de isotropía, salvo bajo circunstancias estructurales extremas.

Fig. 35 Indicatriz Óptica Biáxica

Fig. 36 Sección Horizontal de un Cristal biáxico

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica La propiedad óptica vinculada a la refringencia del mineral se conoce como relieve y consiste en la visualización que presenta el mineral bajo nícoles paralelos, según su diferencia con respecto al índice de refracción del medio que rodea al mineral. En general, las secciones finas se preparan con una sustancia conocida como Bálsamo de Canadá, cuyo índice de refracción es 1,537. Difícilmente se puede determinar el valor exacto del índice de refracción de un mineral, pero se trata de estimar su relación con el Bálsamo y con los minerales adyacentes. Para esta determinación se utilizan dos métodos: El método de Iluminación Central y El Método de Iluminación Oblicua6.

6

Este método no será tratado en el presente Manual

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica MÉTODO DE ILUMINACIÓN CENTRAL (LÍNEA DE BECKE)

En primer lugar, verifique que el analizador esté fuera de la ruta de la luz (Nícoles Paralelos) Centre y enfoque el mineral que desea examinar.

Ahora seleccione un objetivo de gran aumento y enfoque el mineral.

Retire el condensador y cierre el diafragma del microscopio al mínimo.

Debe observarse una aureola luminosa blanca en los bordes del mineral (Figura 37) Cuando el índice de refracción del mineral es diferente al del Bálsamo o al de los minerales circundantes, la luz toma una inclinación entre ambos, y una parte de la luz se desviará hacia la sustancia de mayor índice (Figura 38). Esta desviación se convierte en una mancha de luz visible en su interior. Es una línea irregular, si se mueve la platina hacia abajo se produce la ilusión óptica que muestra que la línea parece moverse hacia el centro del mineral. Si se sube la platina el efecto es inverso y la línea parece salir (Figura 39). Este efecto se conoce como Línea de Becke.

Como se conoce el valor del Índice del Bálsamo, puede dividirse a los minerales en dos grupos: los de Índice mayor que el Bálsamo y los de índice menor.

Fig. 37 Línea de Becke Fig. 38 Desplazamiento de la Línea de Becke Si la platina se baja y la línea se desplaza hacia fuera del mineral, significa entonces que el índice del Bálsamo es mayor al del mineral.

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Nx > Nb

Nx < Nb

Fig. 39 Desplazamiento de la Línea de Becke hacia la sustancia de mayor índice de refracción

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica CLASIFICACIÓN DE LOS MINERALES SEGÚN SU RELIEVE (ESTIMACIÓN DE LA REFRINGENCIA) El relieve según se destaque en el campo visual se clasifica en: Relieve Bajo Relieve Moderado Relieve Alto (Fuerte) Las Figuras a continuación presentan ejemplos de los grados del relieve para visualizar cada concepto. (a)

(d)

(b)

(e)

Fig. 40 (a) Relieve Bajo Qz y Ot. (b) y (c) Relieve de bajo a Moderado. (d) Granate, Relieve Alto. (e) y (f) Olivino Relieve Fuerte

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(c)

(f)

José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica Compare, utilizando secciones monominerálicas y luego secciones de roca, los tipos de relieve y familiarice su visión con esta idea, que le permitirá inicialmente distinguir al Cuarzo Isótropo del Granate. Observe los contrastes de relieve entre los minerales máficos (Olivino, Piroxenos, Anfíboles) y los minerales félsicos (Cuarzo, Feldespato y Feldespatoides). Así mismo con los minerales accesorios Apatito, Zircón y Rutilo. Esto se debe a la diferencia entre los valores de sus índices de refracción, así se da inicio a la separación de minerales con el fin de aislar para cada uno de ellos, características visuales que los hagan distinguibles.

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CLLIIVVAAJJEE

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica Clivaje es un anglicismo derivado de la palabra cleavage, que equivale a exfoliación o crucero7. Como se recordará en Mineralogía Descriptiva se hablaba de la propiedad física vinculada a la tenacidad que consiste en la facilidad de separarse en láminas a través de planos de debilidad (normalmente donde hay enlaces químicos más débiles de tipo Van der Waals o Puentes de Hidrógeno). El clivaje se observa bien sea en nícoles paralelos o nícoles cruzados (lo que lo distingue de las maclas, que sólo bajo condiciones anormales se observan en nícoles paralelos). Esta propiedad es marcada en los minerales máficos a partir de los Piroxenos en la Serie de Reacciones de Bowen, y está vinculada al tipo de Silicato8 al que pertenece el mineral. El Olivino no presenta clivaje marcado, en su lugar presenta fracturas (Figura 41), lo cual es importante que el estudiante distinga.

Biotita Granate

Fig. 41 Fracturas en Olivino

7 8

Fig. 42 Comparación del Clivaje (Biotita) y las Fracturas (Granate)

Crucero se encuentra con frecuencia en textos de origen Español Véase Apéndice II

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica Mientras las fracturas son irregulares y guardan relaciones estructurales complejas entre sí, las trazas de clivaje suelen ser paralelas o pueden interceptarse en pares de familias (Figura 42). Los Piroxenos y los Anfíboles se caracterizan por la exfoliación en las direcciones de los ejes “a” y “b” o {110} según Müller. Los Piroxenos son Inosilicatos de Cadenas Sencillas, entre ellos los Ortopiroxenos (Piroxenos del Sistema Ortorrómbico) presentan un clivaje marcado en una dirección (Figura 43). En general, el clivaje visto desde el eje “c” es de 87º, i.e. casi perpendicular (Figura 44).

Fig. 43 Clivaje en marcado en una dirección (Piroxeno) Piroxenos

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Fig. 44 Clivaje en dos direcciones de los

José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica Los Anfíboles son Inosilicatos de Cadenas Dobles, presentan el grupo OH como conector, esta asociación define sus planos de exfoliación. En este caso las direcciones de clivaje vistas desde el eje “c” forman un ángulo de 56º, i.e. casi oblicuas, lo que define el clivaje rómbico. (Figuras 45 y 46).

Fig. 45 Clivaje Rómbico de los Anfíboles (Hornablenda) Anfíboles

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Fig. 46 Ángulo de la Exfoliación de los

José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica Siguiendo la Serie de Bowen viene la Mica Biotita, que junto a la Clorita y la Muscovita define el grupo más representativo de minerales con “exfoliación perfecta en c” o {001} (Figura 47). Sus trazas de exfoliación son verdaderamente perfectas, lo que sirve para distinguirlas en muchos casos. Sólo el Rutilo y la Esfena presentan ocasionalmente trazas marcadas de exfoliación, la Sillimanita suele presentar un clivaje diagonal u opuesto a la dirección del eje “c”. Fuera de ellos, los Tectosilicatos, en los que se incluyen el Cuarzo, los Feldespatos Alcalinos, las Plagioclasas y los Feldespatoides; no suelen presentar trazas de exfoliación marcadas. Con frecuencia las pocas trazas se confunden con fracturas. Las siguientes Figuras ilustran más acerca de la Exfoliación:

Fig. 47 Exfoliación perfecta en {001} o eje “c”

Fig. 49 Clivaje perfecto en Muscovita

Fig. 48 Los Anfíboles no siempre muestran clivaje rómbico

Fig. 50 Los Minerales Félsicos no suelen presentar Clivaje marcado

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PLLEEOOCCRROOÍÍSSM MO O

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica Al observar las secciones finas en nícoles paralelos se observa el color verdadero del mineral y aunque la mayoría de los minerales son incoloros, aquellos que presentan color tienen un rasgo distintivo entre los demás.

Normalmente los minerales máficos, que son coloreados en muestra de mano, presentan color en sección fina.

Así mismo, los minerales félsicos, que tienen colores pálidos en muestra de mano, se presentan transparentes en sección fina. En el caso de los minerales Isótropos, el color permanece constante al girar la platina; pero los minerales anisótropos presentan una propiedad especial y al girar la platina cambian los tonos de su color, este efecto se conoce como Pleocroísmo (Griego: πλεον, más; κρωα, color). Cada índice de refracción genera un color. Los minerales uniáxicos (Trigonal, Tetragonal y Hexagonal) son dicroicos mostrando dos tonos de color, mientras los minerales biáxicos (Ortorrómbico, Monoclínico y Triclínico) son tricroicos, con tres tonos de color. Según la luz vibre en la dirección perpendicular a los ejes definidos por los índices de refracción, presentará un color diferente. La intensidad del tono del color está controlada por la absorción de la luz, esto se ha visto en el ensayo de la Biotita y la Turmalina, para verificar la dirección del Polarizador. (a) (b) (c) Fig. 51 Minerales Pleocroicos (a) Biotita (b) Clorita (c) Glaucófana (d) Hornablenda (e) Rutilo (f) Estaurolita (d)

(e)

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(f)

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BIIRRRREEFFRRIINNGGEENNCCIIAA

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica Cuando la luz viene del Nícol Inferior, se ha dicho que vibra restringida a una dirección norte-sur (vertical), entonces atraviesa la sección fina donde pueden ocurrir muchos efectos ópticos en función del tipo de minerales que contenga y además, ahora, si el Analizador está puesto en la ruta de la luz, i.e. en nícoles cruzados, tendremos la Situación de Interferencia. Si el mineral es isótropo, como el Granate o el vidrio volcánico9, en nícoles cruzados no generará ningún efecto, sino que se observa completamente oscuro. Esta es una propiedad característica que permite determinar minerales isótropos y minerales opacos. Los primeros se ven transparentes en nícoles paralelos, los opacos se mantienen oscuros en cualquier situación óptica del microscopio. Los minerales uniáxicos pueden presentar dos situaciones en función de como hayan sido cortados al momento de hacer la sección fina: paralelamente o con un ángulo pequeño respecto al eje “c” y casi o totalmente perpendicular al eje “c”. En el primer caso se mostrarán colores de interferencia, y en el segundo, el mineral anisótropo uniáxico tendrá un comportamiento isotrópico. En el caso de los minerales biáxicos, cualquier corte origina los colores de interferencia.

La propiedad que controla la aparición de los colores de interferencia se llama Birrefringencia10, o doble refracción. La luz viene vibrando en un solo plano cuando entra en la sección fina, entonces se divide en dos series de rayos, cada una vibra en dirección perpendicular a la otra y se desplazan a velocidades diferentes dentro del mineral, debido a los índices de refracción. Cuando ambas series salen del mineral siguen vibrando mutuamente perpendiculares pero presentan un distanciamiento entre sí, debido a las diferencias de velocidad. Estas series se denominan Rayo Ordinario y Rayo Extraordinario. Cuando llegan al Nícol Superior, estos rayos se resuelven en un plano único (Este-Oeste), no obstante se conserva la diferencia de fase inicial originada por el mineral, en consecuencia, cuando los rayos ordinario y extraordinario emergen del analizador se encuentran en una Situación de Interferencia y generan el efecto óptico de los Colores de Interferencia.

La Retardación es el valor de la diferencia de fase entre las series de rayos y es función del espesor del mineral, de la orientación del corte, la naturaleza del mineral, el tipo de luz y la birrefringencia. El objetivo de esta práctica es conocer la influencia de estas tres variables en la generación de colores de interferencia en los minerales anisótropos.

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que es realmente una sustancia amorfa, considerada isótropa.

Es importante separar este concepto de aquel de la Refringencia

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica En primer lugar, estudie el efecto del espesor del mineral, a través de la cuña de cuarzo. Retire la lámina accesoria y sustitúyala por una cuña de cuarzo, obsérvela con nícoles cruzados y sin ninguna sección fina en la platina. Conviene insertarla y desplazarla lentamente, mientras se observa la variación en los colores de interferencia debido al cambio de espesor. El corte de la cuña de cuarzo es paralelo al eje “c”, que es la dirección anisótropa del cuarzo. En su longitud se generan cambios de espesor desde 0 hasta 0,1 mm, por una birrefringencia de 0,009 y al recorrerla en la posición de máxima iluminación (dada a 45º de las direcciones de polarización de los nícoles) se pueden observar todos los colores de interferencia contenidos en la Tabla de Michel-Levy (Figura 59). Los de Orden I que van de gris azulado, blanco, amarillo pálido, ocre, anaranjado y rojo. Este rojo señala la llegada del primer violeta sensible (Figura 52), que indica el Orden II, con violeta, azul, verde, amarillo, naranja y el segundo rojo. En el Orden III aparece el violeta pálido y la misma serie de colores con mayor brillo y menos intensos. El Orden IV, se caracteriza por la combinación rosa, amarillo y verde pastel. En órdenes superiores, los colores son oscurecidos como marrón y pardo rojizo. El orden de color está vinculado a la birrefringencia y al espesor de la sección fina. Como el espesor puede generar en el cuarzo esta variedad de colores (así mismo para cualquier mineral), los datos contenidos en este manual se basan en secciones finas de 3 µ de espesor. En estas condiciones el cuarzo presenta colores de orden I, de blanco a gris. En algunos casos el cuarzo puede verse amarillo, esto es por un espesor imperfecto.

Fig. 52 Paso del Iº al IIº Orden Orientación con la cuña de cuarzo

Ahora estudie el efecto de la orientación.

Para ello utilice una sección de una roca máfica con Augita. La Figura 53 ilustra los cambios en los colores de interferencia de varios cristales de un mismo mineral (Augita) según haya sido orientado el corte y a su vez según la posición que tiene el cristal en el campo visual, dado que existe una posición de oscurecimiento llamada Extinción.

Fig.

53

Variación

(Cristales de Augita)

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por

José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica Ahora estudie la variación de los colores de interferencia según la birrefringencia. Para ello utilice una sección fina de una roca máfica como el Gabro y compare las diferencias en los órdenes de los colores, por ejemplo, entre los minerales máficos y las plagioclasas. Mientras las últimas presentan colores de Orden I, blanco a gris; los máficos suelen presentar colores superiores hasta Orden II. La birrefringencia es, matemáticamente, la máxima diferencia entre los índices de refracción extremos de un mineral. Así mientras esta diferencia sea mayor, el efecto de retardación será más evidente y los colores de interferencia serán de órdenes superiores. Las Plagioclasas tienen valores de birrefringencia entre 0.008 y 0.013, mientras los máficos, e.g. Piroxenos, pueden alcanzar valores de 0.037. Las Figuras 53, 54 y 55, permiten comparar la birrefringencia entre los Máficos (Augita y Olivino) y las Plagioclasas.

Fig 54 Plagioclasas Orden I, Birrefringencia 0.008-0.013

Fig. 55 Olivino Orden II-III Birrefringencia 0.037-0.041

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica DETERMINACIÓN DEL ORDEN DE LOS COLORES DE INTERFERENCIA Para determinar el orden de los colores de interferencia de un mineral, centre el cristal según la intersección de los hilos del retículo y rótelo hasta la posición de máxima iluminación (Figura 56) (a 45º de las direcciones vertical y horizontal), esta dirección se conoce como Plano Principal.

Fig. 56 Máxima Iluminación

Fig. 57 Compensación

Fig. 58 Conteo de los Rojos

Inserte la cuña de cuarzo lentamente y observe los cambios en los colores de interferencia del mineral. Si los colores bajan de orden, llegará el momento en que el mineral estará Compensado (Figura 57), i.e. se tornará gris oscuro, dada la posición sustractiva, en la que el rayo lento del mineral es perpendicular al de la cuña.

Una vez compensado el mineral, no mueva la cuña y retire la sección.

Ahora observe la cuña, sin muestra, y retírela muy lentamente, contando el número de rojos que atraviesan el campo visual (Figura 58).

El orden de color se calcula sumando una unidad al número de rojos observados. Si el mineral es de Orden I, será imposible compensarlo, puesto que si se lograra la compensación y se contara uno o más rojos, al sumarle la unidad, nunca se obtendría el Orden I. Si al introducir la cuña los colores suben de orden, nunca se compensará el mineral, dada la posición aditiva, en la que el rayo lento del mineral es paralelo al de la cuña. Entonces se rota el mineral 90º en cualquier sentido y se procede como se ha señalado.

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TAABBLLAA MIICCHHEELL--LEEVVYY

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica La Tabla de Michel-Levy es un gráfico rectangular que relaciona el espesor del mineral (Eje Vertical Izquierdo), la birrefringencia, que recorre el eje horizontal inferior y el eje vertical derecho; y los órdenes de color expresados en medida de las longitudes de onda, en el eje horizontal superior. Aunque pueden encontrarse otras configuraciones, la Figura 59 ilustra la Tabla de uso común en el Laboratorio.

Orden I

Orden II

Orden III

Orden IV

Fig. 59 Tabla de Michel-Levy modificada (anexa al manual del usuario del Microscopio Labophot2 de Nikon) ESTIMACIÓN DEL ESPESOR DE LA SECCIÓN FINA

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica Seleccione una sección fina de roca ácida, como el granito (aunque también sirve la cuarcita de las muestras metamórficas). Busque en ella un cristal de cuarzo con color de interferencia amarillo, distinto al gris o blanco tradicionales. El Cuarzo tiene una birrefringencia de 0,009, en algunas tablas de MichelLevy aparecen los minerales en los ejes de birrefringencia (Figura 60).

Ubique el color observado en la Tabla de Michel-Levy. Ahora, partiendo del valor 0.009, o de la posición del Cuarzo en la tabla, recorra la diagonal hasta encontrarse con el color observado.

Ahora desplácese en dirección horizontal hacia la izquierda, hasta cortar el eje vertical de la tabla, donde se encuentra el espesor de la sección. Cuando el cuarzo tiene espesor mayor a 3 µ se ve usualmente amarillento.

ESTIMACIÓN DE LA BIRREFRINGENCIA En la misma sección anterior, cuyo espesor ha sido determinado, busque un cristal con colores de interferencia más intensos, como la Muscovita, que es incolora y con clivaje perfecto en {001}. La Muscovita tiene colores de Orden III. Dado el espesor, ubíquelo en el eje vertical izquierdo, y desplácese horizontalmente hasta alcanzar el color visto en nícoles cruzados.

Ahora, siga la línea diagonal más cercana, que marca la birrefringencia, y en el extremo encontrará su valor aproximado.

Observe y compare la birrefringencia de cristales de: Leucita: 0,001 Mineral pseudoisótropo, que a bajas temperaturas es ligeramente birrefringente, con leves variaciones de tonos grises.

Ortosa: 0,008 Feldespato Alcalino anisótropo, con colores gris, blanco y amarillo.

Hipersteno: 0,014 Ortopiroxeno con color máximo naranja de Orden I. Augita: 0,023 Clinopiroxeno con colores de Orden II Muscovita: 0.039 Del Grupo de las Micas, con colores de Orden III. Zircón: 0.061 Presenta los colores característicos del Orden IV. Calcita: 0,172 Birrefringencia extrema, con colores de órdenes superiores.

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Fig. 60 Tabla de Michel-Levy con indicación de ciertos minerales. Se marca el espesor de 3µ µ, estándar de las secciones estudiadas.

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ORRIIEENNTTAACCIIÓÓNN YY ELLOONNGGAACCIIÓÓNN

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica Como se ha dicho anteriormente, la Ley de Snell relaciona las velocidades de la luz en los medios con sus índices de refracción. También se ha dicho que los minerales poseen un determinado intervalo de valores para su índice de refracción: los minerales isótropos poseen sólo un valor para este índice, por lo cual no generan ningún tipo de efecto óptico en nícoles cruzados y su Indicatriz Óptica sería una esfera cuyo radio es el valor del índice (Figura 32). Por otra parte, los minerales anisótropos de los sistemas Trigonal, Tetragonal y Hexagonal, que constituyen el grupo de los minerales uniáxicos, presentan dos valores extremos para su índice de refracción: nε y nω, uno de estos índices será el mayor y otro será el menor, y su Indicatriz Óptica sería un elipsoide de revolución con secciones circulares perpendiculares al eje óptico (Figura 33) Así mismo, los minerales de los sistemas Ortorrómbico, Monoclínico y Triclínico, constituyen el grupo de los minerales biáxicos, con tres valores para el índice de refracción: nα, nβ y nγ, con valores máximo, intermedio y mínimo; la Indicatriz Óptica corresponde a un elipsoide (Figura 35).

Ahora bien, existe una relación entre el índice de refracción y la velocidad, según la cual la velocidad es igual al inverso del índice de refracción11. Es decir, con el aumento del índice de refracción la velocidad disminuye.

Dado que los índices de refracción controlan la velocidad de una de las dos series de rayos que se forman dentro del mineral, el índice mayor definirá la velocidad menor, i.e. la velocidad del «Rayo Lento». Por otro lado, el índice menor definirá la velocidad mayor, i.e. la velocidad del «Rayo Rápido». El Objetivo de esta práctica consiste en determinar cuales son las direcciones de estos rayos (Orientación) y cómo es su relación con el lado más largo del cristal, el eje “c” (Elongación) (Figura 61).

Fig. 61 Orientación de los índices de refracción de un mineral uniáxico.

Un cristal es ópticamente negativo, cuando el índice nω es mayor, por lo que el Rayo Ordinario es el Rayo Lento. Un cristal es ópticamente positivo, cuando el índice nε es mayor, por lo que el Rayo Extraordinario es el Rayo Lento. En este último caso, como el Rayo Extraordinario siempre es paralelo al eje “c” (y al eje óptico), el Rayo Lento, vibra en la dirección del lado más largo, y se dice que la Orientación es «Largo-Lento», en consecuencia la Elongación será Positiva.

11

V = 1 / ni

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica ORIENTACIÓN DE LAS DIRECCIONES LENTA Y RÁPIDA DE UN MINERAL Para esta práctica se utilizan los accesorios del Microscopio: las láminas de Mica y Yeso, o la Cuña de Cuarzo, y el ensayo se hace con nícoles cruzados.

Debe estimarse la dirección del eje “c” en el cristal. Aunque generalmente corresponde a su lado más largo, esto no siempre se cumple. Por otra parte los cristales de forma granular tienen dimensiones similares (aproximadamente radiales, Figuras 62 y 63), por lo que para ello se debe buscar la posición de extinción (oscurecimiento en nícoles paralelos), y a partir de allí ubicar el cristal en máxima iluminación (Figura 56).

Fig. 62 Cuarzo granular en Máxima Iluminación

Fig. 63 Cuarzo bajo la lámina de Yeso El color pasa de Gris a Amarillo, aumentando el orden, según la Tabla de Michel-Levy

Las láminas accesorias están puestas de modo que formen un ángulo de 45º con las direcciones de polarización de los nícoles. En esta posición, las direcciones de vibración de las láminas accesorias son paralelas a las del mineral, siempre que esté en máxima iluminación (a 45º).

Fig. 64 Láminas Accesorias.

Dirección del Rayo Rápido del Accesorio

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica La lámina de Mica tiene un efecto de retardación de ¼ λ, y se usa con minerales de birrefringencia media. La lámina de Yeso, tiene una retardación de 1λ, por lo que debe usarse con minerales de birrefringencia baja. La cuña de cuarzo produce retardaciones desde 1 a 6 λ, y se usa con minerales de birrefringencia alta.

Por otra parte, la dirección de vibración del rayo lento de los accesorios es paralela a su lado más corto; mientras que el rayo rápido vibra paralelamente al lado más largo (Figura 64).

Una vez que el mineral está en máxima iluminación se introduce la correspondiente lámina accesoria. Se observa lo que sucede con los colores de interferencia, en comparación con la Tabla de Michel-Levy. Si el color sube de orden, se define la situación aditiva (adición). Como consecuencia, las direcciones de vibración del mineral son las mismas de la lámina accesoria (son paralelas). En este caso, el Rayo Lento vibra en la dirección del eje “c”, y se llama «Largo-Lento». (Figuras 62 y 62) (Véase el Esquema de la Fig. 67) Si el color baja de orden, se define la situación sustractiva (sustracción). Así, las direcciones de vibración del mineral son opuestas a las de la lámina accesoria (perpendiculares). De este modo, es el Rayo Rápido el que vibra en la dirección del eje “c”, y se define como «Largo-Rápido». (Figuras 65 y 66)

Fig. 65 Nefelina en Máxima Iluminación Mica

Fig. 66 Aparente efecto de adición hecho por la lámina de La Nefelina tiene orientación Largo-Rápido, para su estudio debe usarse la lámina de Yeso, de lo contrario puede generarse una identificación errónea, pues podría considerarse como Cuarzo.

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica La Elongación del mineral es una propiedad importante puesto que para los minerales Uniáxicos, el signo de la Elongación es el signo óptico del cristal, excepto en las secciones basales, donde la elongación es invertida. La Elongación se puede definir según: si el mineral es Largo-Lento, la elongación es Positiva, mientras que si el mineral es Largo-Rápido, la elongación es Negativa. Por lo dicho inicialmente, el Cuarzo, que es uniáxico positivo debe tener orientación Largo-Lento y Elongación positiva; así mismo, la Nefelina, que es uniáxica negativa debe tener orientación Largo-Rápido y Elongación negativa.

ESQUEMA DE ORIENTACIÓN LARGO-LENTO Y ELONGACIÓN POSITIVA (MUSCOVITA)

El color sube de orden según la Tabla Fig. 67 Esquema de Orientación y Elongación

Positiva Efecto de adición al introducir la lámina accesoria

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EXXTTIINNCCIIÓÓNN

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica Un mineral anisótropo bajo nícoles paralelos permite el paso de la luz desde un grado máximo, llamado máxima iluminación, hasta un grado mínimo, donde no hay paso de luz, puesto que el mineral genera dos rayos que emergen perpendiculares entre sí y que en este caso, son paralelos a las direcciones de vibración de los nícoles. El efecto es que la luz es absorbida y el mineral se oscurece totalmente, así se define la Extinción. El esquema de la Figura 68 muestra la relación de los rayos luminosos que salen del cristal con respecto a los nícoles, en posición de Extinción y de Máxima Iluminación.

Cristal en Posición de Extinción

Cristal en máxima Iluminación

Luz Polarizador

Cristal La Luz sale en dos direcciones

Analizador La luz no pasa

Campo Oscurecido

La Luz se resuelve en la dirección del Analizador Colores de Interferencia

La Extinción es una propiedad óptica importante, pues igualmente permite separar los minerales en nuevos grupos en función del tipo de extinción que presenten. La Extinción está referida a una dirección del cristal que generalmente está evidenciada por el lado más largo (eje “c”), las trazas de exfoliación o clivaje y las maclas.

La Extinción puede ser de tres tipos: Extinción Paralela: cuando ocurre en la dirección vertical u horizontal, paralela a la dirección de polarización de los nícoles (Figura 69) Extinción Oblicua: cuando ocurre con cierto ángulo de desviación de la dirección vertical u horizontal (Figura 70).

Extinción Simétrica: ocurre en los minerales con clivaje rómbico, cuando las diagonales de los rombos son paralelas a la dirección de los nícoles.

Fig. 68 Esquema de la Extinción

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica EXTINCIÓN PARALELA

Fig. 69 Diagrama y Ejemplo de Extinción Paralela

EXTINCIÓN OBLICUA

Fig. 70 Diagrama y Ejemplo de Extinción Oblicua

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica MEDICIÓN DEL ÁNGULO DE EXTINCIÓN OBLICUA El ángulo de extinción sólo se mide si ésta es oblicua, puesto que la extinción paralela tiene un ángulo que puede ser 0º ó 90º, en función de la dirección de referencia.

Para medir el ángulo de extinción coloque el cristal en máxima iluminación, al menos en la iluminación dada en el eje vertical.

En ese momento, tome la lectura inicial de la platina (e.g.

250º) Rote la platina en el sentido horario hasta alcanzar la extinción.

Tome la lectura final (e.g. 210º).

La diferencia de lecturas dará el ángulo de extinción: (e.g. 250- 210 = 40º).

Fig. 71 Medición del Ángulo de la Extinción Se recomienda repetir la toma del ángulo pues el paso a la extinción es gradual, y resulta difícil encontrar con exactitud el punto máximo.

Para verificar la extinción total puede insertar la lámina de yeso, que torna el color negro de extinción en un tono violeta suave.

Si la sección fina contiene varios cristales, de los que se sospecha son el mismo mineral pero con orientación distinta, se recomienda tomar el ángulo de extinción de varios de ellos, y de los valores obtenidos tomar el mayor.

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica Se puede vincular la extinción paralela a los minerales de los sistemas Trigonal, Tetragonal y Hexagonal.

Mientras la extinción oblicua está vinculada a los minerales de los sistemas Monoclínico y Triclínico. Observe la extinción de las secciones basales de los minerales biáxicos.

Otro tipo de extinción ocurre principalmente en el Cuarzo, se trata de la Extinción ondulatoria (ondulante).

La extinción no ocurre en forma uniforme, sino que barre el mineral en una especie de onda de sombras, lo cual refleja que el cristal ha estado sometido a esfuerzos. Es importante distinguir este fenómeno de la variación en el ángulo de extinción debida a la zonación de los cristales por su composición (Augita y Plagioclasa) Figuras 74 y 75.

Fig. 72 Extinción Ondulante en el Cuarzo.

Fig. 73 Extinción Entrecruzada

Finalmente se tiene la Extinción Entrecruzada. Este fenómeno se observa en algunas secciones finas, que presentan esferulitos de fibras radiales y consiste de una figura similar a las figuras de interferencia uniáxicas centradas. Consta de un círculo negro conteniendo una cruz negra, que permanece estática al movimiento de rotación de la platina. Los brazos de la cruz corresponden a las direcciones de vibración de los nícoles. Como las fibras se alinean a estas direcciones la cruz permanece estática. (Figura 73).

Fig. 74 Plagioclasa Zonada

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Fig. 75 Augita Zonada

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MAACCLLAASS ((PPLLAAGGIIOOCCLLAASSAASS))

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica Las maclas son asociaciones de cristales de la misma naturaleza regidas según leyes geométricas precisas, ligadas a los elementos de simetría del sistema cristalino considerado. Una macla se puede desarrollar por contacto de una cara definida o por interpenetración de cristales. Los Feldespatos, en sección fina, se caracterizan por presentar maclado, de hecho, dado que se observa con tanta frecuencia, se utiliza universalmente para su identificación. Entre los principales tipos de macla están: Macla Albita: se forma por una repetición sucesiva de individuos superpuestos. Si el corte pasa paralelo al plano que contiene {010} y {001} es posible que la macla no sea observada. Es característica de las Plagioclasas (Feldespatos de la Serie Calco-Sódica) (Figura 76) Macla Carlsbad: involucra la repetición simple y la interpenetración de dos individuos. Es común de la Ortosa (Feldespato Alcalino), pero puede presentarse en el Sanidino (Feldespato Alcalino) y en las Plagioclasas asociada a maclas Albita. (Figura 77) Macla Baveno: formada por la repetición simple y la interpenetración de dos individuos, el plano de composición (cuya traza se observa en sección fina) es diagonal a la longitud de los cristales.

Macla Periclina: con sucesiva repetición de individuos, representa el paso de la Macla Albita a la Macla Polisintética (de Plagioclasa a Microclino).

Macla Polisintética: esta compuesta por una sucesiva repetición de maclas tipo Albita y Periclina. Es una forma tardía en el crecimiento del cristal (Figura 78).

Fig. 76 Macla Albita

Fig. 77 Macla Carlsbad

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Fig. 78 Macla Polisintética

José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica Fig. 79 Diferentes ejemplos de Maclas en Feldespatos

(a) Macla Carlsbad-Albita

(d) Macla Polisintética con trazas de Macla Periclina

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(b) Macla Carlsbad con Zonado

(e) Macla Tartán en Microclino

La Macla Tartán es una variación de la Macla Polisintética en la que el ángulo entre las trazas es menor de 90º.

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(c) Macla Polisintética en Leucita

(f) Ausencia de Maclas en Plagioclasas

José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica De los tipos de Macla estudiados, la Polisintética es una característica distintiva del Microclino (así como de la Leucita en muchos casos). Pero la Macla Albita es una característica muy importante que se utiliza en la identificación de las Plagioclasas. El objetivo de esta práctica es conocer el procedimiento de medición del ángulo de extinción de las Plagioclasas, cuyo procedimiento se indica a continuación.

Las Plagioclasas constituyen una Serie Isomorfa13 que va desde el extremo cálcico (básica) representado por la Anortita, hasta el extremo sódico (ácida) representado por la Albita. Cristalizan en el sistema Triclínico.

MÉTODO MICHEL-LEVY Los cristales con macla Albita se caracterizan por: Presentar, en nícoles cruzados una serie de maclas alternas blancas, grises o negras, con líneas de separación bien definidas.

A 45º, el cristal se ve completamente uniforme, y las trazas de los planos de composición de las maclas desaparecen.

En la dirección vertical (0º), las maclas se colorean uniformemente, pero las trazas de los planos de composición se pueden observar perfectamente.

Para medir el ángulo de extinción se procede de la siguiente manera: Se coloca el cristal con sus trazas de maclado paralelas a la dirección vertical (Figura 81).

Se gira la platina en primer lugar hacia la derecha hasta que la serie de maclas pares se extinga, midiendo el valor del ángulo. (Lder) Luego se vuelve a la posición inicial. Se gira ahora hacia la izquierda, hasta la extinción de las maclas impares, tomando la segunda lectura (Lizq) Estas lecturas no pueden diferir en más de 5º, y con ellas se obtiene el promedio del valor de la extinción.

Con este valor se busca en el gráfico de la Figura 80, entrando por el eje vertical, horizontalmente hasta interceptar la curva y entonces bajar verticalmente hasta hallar el tipo de Plagioclasa.

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Una Serie Isomorfa es una familia de minerales que varían entre sí por ligeros cambios en su composición química.

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Fig. 80 Curva de los ángulos de las maclas Albita cortadas medición normalmente a {010} para las Plagioclasas (Método Michelmaclas Levy).14

Fig. 81 Método Michel-Levy para la del máximo ángulo de extinción de las de las Plagioclasas con Macla Albita

Si el ángulo obtenido está entre 12 y 20º, según el gráfico se tendría que la Plagioclasa puede ser Albita o Andesina. Para ello se deben tomar en cuenta las siguientes diferencias: El índice de la Albita es menor al del Bálsamo (relieve bajo) y es ópticamente positiva. La Andesina tiene relieve más fuerte y es ópticamente negativa.

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Modificado de Kerr, Paul. 1965

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica MEDICIÓN DE LA EXTINCIÓN EN LA ASOCIACIÓN CARLSBAD-ALBITA Las Plagioclasas que presentan esta asociación se distinguen porque a 45º de la dirección vertical las maclas Albita desaparecen, mostrando sólo la macla Carlsbad (Figura 82).

Para la medición de su ángulo de extinción se procede de la manera siguiente:

Fig. 82 Plagioclasa con Maclas Carlsbad-Albita a 45º

Se coloca el cristal en la posición vertical, donde sólo se observen las trazas de los planos de composición de las maclas, coloreadas uniformemente (Figura 83) Se rota inicialmente hacia la izquierda, hasta lograr la extinción de la familia de maclas Albita pares del lado izquierdo de Carlsbad.

Supóngase un valor de 20º.

Se sigue rotando hacia la izquierda, hasta que las maclas Albita pares del lado derecho de Carlsbad se extingan. Supóngase un valor de 22º.

Ahora se devuelve a la posición vertical. Y se rota entonces a la derecha, hasta que las maclas opuestas impares de Albita se extingan, en el lado izquierdo de Carlsbad. Supóngase un valor de 35º.

Finalmente, se sigue rotando a la derecha hasta que las maclas impares Albita se extingan en el lado derecho de Carlsbad.

Supóngase un valor de 38º.

Se promedian los valores obtenidos en cada medición: (20 + 22) / 2 = 21º

(35 + 38) / 2 = 37º

Ahora se busca la Figura 84. En el eje vertical se busca el menor valor obtenido (21º) y en las curvas el mayor valor (37º). A partir del punto de intersección de estos valores se baja verticalmente hasta la Plagioclasa.

Según los valores supuestos, la Plagioclasa es Bytownita. Las lecturas tomadas no deben diferir más de 3º para que sean tomadas en cuenta para el cálculo del promedio.

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Fig. 83 Método para medir la Extinción de Maclas Carlsbad-Albita

Fig. 84 Gráfica de estimación de Plagioclasas con maclas Carlsbad-Albita

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica Ahora se añadirán un par de componentes nuevos a la ruta de la luz: El Condensador (Figura 25) y la Lente de Amici-Bertrand (Figuras 28 y 29). El condensador permite obtener luz convergente, que crea un efecto denominado Figura de Interferencia que es visible al utilizar la Lente de Amici-Bertrand.

FIGURA UNIÁXICA Consiste en una cruz negra. La línea negra vertical (isogira) es generada por el Nícol Inferior y la isogira horizontal se genera por el Nícol Superior, ambas marcan las posiciones de extinción. El centro de la cruz (melatopo) es el punto de emergencia del eje óptico (por donde emerge). El efecto de retardación varía desde cero en el centro hasta un máximo en los bordes coloridos. Las líneas a 45º de la cruz uniáxica representan las trazas de los planos principales por donde viajan los rayos rápido y lento del mineral y la zona de máxima iluminación. Podemos obtener figuras de interferencia uniáxicas en cristales cuyo corte haya sido hecho en forma paralela o perpendicular al eje óptico.

Fig. 85 Figura de Interferencia Uniáxica

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica En minerales uniáxicos el eje óptico coincide con el eje C del cristal. Si el corte fue perpendicular al eje óptico (Figura 86a), se formará una cruz negra, que en casos excepcionales presentará anillos concéntricos de colores (isocromas) (Figura 86c) y sólo en minerales de alta birrefringencia. La figura es inmutable al girar la platina y su centro es el punto de emergencia del eje óptico.

(a)

(b)

(c)

Fig. 86 (a) Corte perpendicular al eje “c”. (b) Secciones obtenidas en los Sistemas Tetragonal, Hexagonal y Trigonal. (c) Figura Uniáxica centrada típica de secciones basales.

Si el eje óptico del mineral está inclinado respecto al eje del microscopio entonces el centro de la cruz no coincidirá con el centro del campo visual sino que se sale de él, lo único que se observa son partes de las isogiras que aparecen en el campo visual bien sea en forma paralela o barriendo el campo de la forma en que lo hace una línea atada a un punto.

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Fig. 87 Figura Uniáxica Excéntrica al rotar la platina (centro visible) Es posible que el punto de emergencia permanezca dentro o fuera del campo visual. En ese caso al rotar la platina el punto de emergencia trazará un círculo cuyo centro es el centro del campo visual (Figura 87).

También es posible que sólo se vea una parte de la isogira que barre el campo en forma paralela (Figura 88) o que la parte de la isogira recorra el campo atada a cada uno de los puntos de intersección de los retículos y los límites del campo visual.

º

Fig. 88 Figura Uniáxica excéntrica (centro fuera del campo)

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica SIGNO ÓPTICO EN FIGURAS UNIÁXICAS En primer lugar se hará costumbre identificar los cuadrantes de la Figura Uniáxica ideal en el sentido horario según:

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1

3

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Fig. 89 División en Cuadrantes dela Figura Uniáxica Entonces se debe aprender a reconocer el cuadrante que está siendo mostrado en el campo visual, si la figura es excéntrica, según la Figura 88.

El giro de la platina inicialmente es en sentido horario, pero las isogiras se mueven en sentido antihorario. Por lo que para ubicarse en el primer cuadrante primero se girará hasta ver que una isogira horizontal sube (la que separa al primer cuadrante del segundo). Entonces se gira en sentido antihorario hasta ver que una isogira vertical se desplaza de izquierda a derecha (la que separa al primer cuadrante del cuarto) entonces se vuelve al espacio en blanco: el primer cuadrante.

Para determinar el signo óptico se utilizan las láminas accesorias según la birrefringencia del mineral, usualmente la lámina de yeso. Al insertar la lámina de yeso se presentarán algunos colores entre los cuales serán determinantes el azul y el amarillo. El azul marca la adición y el amarillo marca la sustracción. Si los cuadrantes impares (1 y 3) muestran el azul, entonces el rayo lento del mineral es paralelo al lento del accesorio y el signo es positivo. (Figura 90) Si la figura uniáxica es negativa, ocurre entonces que los cuadrantes impares muestran amarillo. La dirección de sustracción (dada por el amarillo) es paralela al rayo lento del accesorio. Por tanto, las direcciones del mineral son perpendiculares a las del accesorio y el signo es negativo. (Figura 91)

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Fig. 90 Signo Positivo de la Figura Uniáxica Uniáxica

Fig. 91 Signo Negativo de la Figura

Finalmente se debe decir que cristales formados bajo presión pueden hacer que minerales uniáxicos muestren figuras biáxicas.

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica En el caso de los minerales biáxicos, el carácter de la figura de interferencia es gobernado por la birrefringencia, la orientación y el espesor de la sección fina. Las figuras biáxicas pueden presentarse en algunos casos como una cruz, igualmente, y en ese caso se llama Figura Biáxica a 90º (Figura 92), sin embargo una de las isogiras será más gruesa, el centro de la cruz ya no será el punto de emergencia del eje óptico puesto que en este caso se tienen dos ejes ópticos y no uno (biáxica), los cuales se hallan sobre la otra isogira que por tal razón será de trazo irregular. Normalmente el estudio se hace en Figuras Biáxicas a 45º o Bisectriz Aguda (Figura 93).

Fig. 92 Figura Biáxica a 90º

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Fig. 93 Figura Biáxica a 45º

José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica La bisectriz aguda presenta una hipérbola que puede resolverse como una cruz al girar la platina (Figura 94).

Según la dirección del corte, igualmente, es posible que la hipérbola no sea observada, y que sólo se observen pasar sus curvas en las direcciones de los planos principales (esto ocurre cuando el corte fue hecho perpendicular a uno solo de los ejes ópticos) y se llama Figura del Eje Óptico (Figura 95); o en el extremo, que sólo veamos una parte de tales curvas, que podría confundirse con las isogiras de la cruz uniáxica. Pero deben distinguirse ambas puesto que las isogiras biáxicas pueden disponerse en forma paralela cuando están centradas, pero al girar la platina hacen un ángulo de salida o entrada que no es común en las isogiras uniáxicas de las que ya se ha dicho que presentan un barrido paralelo del campo (vertical u horizontal).

Fig. 94 Figura Biáxica resuelta en cruz

Fig. 95 Figura Biáxica del Eje Óptico

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica Si la dispersión del mineral es fuerte las curvas serán poco definidas, pero si la dispersión es débil, las curvas serán oscuras y nítidas. Los puntos de emergencia de los dos ejes ópticos se encuentran en los “vértices” de las isogiras. El plano que contiene a los dos ejes ópticos está a 45º de la dirección vertical del Nícol Inferior y contiene a las bisectrices aguda (Z) y obtusa (X). La normal óptica (Y) es perpendicular a este plano, y tiene la dirección de las láminas accesorias. En el caso de las Figuras Biáxicas con isogiras rectas el ángulo 2V es próximo a 90º. (Figura 96)

Isogira biáxica

Traza del plano de los ejes ópticos Punto de emergencia de uno de los ejes ópticos

Punto de emergencia de otro de los ejes ópticos

Dirección de la bisectriz aguda (Z) Dirección de la bisectriz obtusa (X)

Dirección de la Normal Óptica (Y), perpendicular al plano del eje óptico

Fig. 96 Partes de la Figura Biáxica de Bisectriz Aguda

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica SIGNO ÓPTICO DE LAS FIGURAS BIÁXICAS Si la Figura es a 90º se aplican los mismos criterios de la Figura Uniáxica.

Si la Figura es del tipo Bisectriz Aguda, y la normal óptica es paralela a la posición de las láminas accesorias, la zona entre ambas isogiras deberá mostrarse amarilla, así el signo es positivo.

Fig. 97 Figura Biáxica a 45º Positiva

Fig. 98 Figura Biáxica a 45º Negativa

Si la Figura es del tipo Bisectriz Aguda, y la normal óptica es perpendicular a la posición de las láminas accesorias, la zona entre ambas isogiras deberá mostrarse azul, así el signo es positivo.

Fig. 99 Figura Biáxica a 45º Positiva Fig. 100 Figura Biáxica a 45º Negativa Si se trata de la Figura del Eje Óptico, y la dirección de desplazamiento de la curva es a lo largo de las láminas accesorias, el lado convexo (parte exterior) debe verse azul y el lado cóncavo (o interior) amarillo.

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Fig, 101 Figura del Eje Óptico en la Negativa dirección de las láminas accesorias

Fig. 102 Figura del Eje Óptico Positiva

Fig. 103 Figura del Eje Óptico

Si se trata de la Figura del Eje Óptico, y la dirección de desplazamiento de la curva es perpendicular a las láminas accesorias, el lado convexo (parte exterior) debe verse amarillo y el lado cóncavo (o interior) azul.

Fig. 104 Figura del Eje Óptico en la dirección perpendicular a las láminas accesorias (positiva)

Fig. 105 Figura del Eje Óptico Negativa

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica Si la Figura Biáxica es excéntrica, se aplican las mismas reglas que para las Figuras Uniáxicas Excéntricas, haciendo la correcta distinción entre la naturaleza de las Isogiras, para reconocer cada Figura. (Figura 106).

Fig. 106 Isogiras de una Figura Biáxica Excéntrica

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M IN E R A L E S E N S E C C I Ó N FI N A

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IDDEENNTTIIFFIICCAACCIIÓÓNN Para dar inicio a la identificación de minerales se deben tener bien claros los procedimientos de laboratorio que se han dado en la parte introductoria, dado que será a través de ellos que el estudiante podrá descubrir las pistas que lo guiarán hasta la definición del mineral. Para la identificación se sigue el siguiente esquema: NÍCOLES PARALELOS RELIEVE ÍNDICE DE REFRACCIÓN < / > BÁLSAMO COLOR VERDADERO PLEOCROÍSMO FORMA CLIVAJE / FRACTURAS

NÍCOLES CRUZADOS ISÓTROPO? BIRREFRINGENCIA COLORES DE INTERFERENCIA (ORDEN) EXTINCIÓN (Maclas) ORIENTACIÓN ELONGACIÓN FIGURA DE INTERFERENCIA Y SIGNO

Se buscará determinar todas las propiedades ópticas que el mineral exhiba. Esta información puede volcarse en un formato como el anexado en el Apéndice IV, y se compara con las Tablas de Minerales que se encuentran igualmente a continuación.

Es importante hacer descripciones generales sobre el mineral en relación a la forma de sus cristales (anhédricos, subhédricos o euhédricos), además de plantear inferencias sobre el carácter ácido o básico de la roca y las relaciones que guardan entre sí los minerales según la Serie de Reacciones de Bowen. Finalmente debe dominarse la estimación de porcentajes en sección fina, cuyo tratamiento escapa del alcance de este manual.

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FIICCHHAASS MIINNEERRAALLEESS Las Fichas Minerales fueron diseñadas con el propósito de transmitir información de una forma más concreta, sencilla y menos rebuscada. Así se presentan 30 minerales que son comúnmente encontrados en las rocas y son los impartidos en el curso de Mineralogía Óptica. Salvo por la Pigeonita, la Tremolita-Actinolita, la Cordierita y la Wollastonita; todos los minerales principales, incluyendo los Carbonatos y las Arcillas, se describen en este manual.

Las Fichas Minerales presentan la siguiente información: Naturaleza del Mineral (Isótropo / Anisótropo) Grupo al que pertenece (Sílice, Feldespatos, Feldespatoides, Micas, Accesorios, Metamórficos, Máficos, etc.)

Nombre (con sus variantes en Español, Inglés, Italiano, Francés y Alemán) Fórmula química y clase de compuesto Imagen exempli gratia (En nícoles paralelos y nícoles cruzados) para todos los minerales salvo la Sodalita.

Propiedades Ópticas en general.

En Datos Especiales se encuentran los rasgos característicos que distinguen el mineral de otros posibles.

Ejemplos Complementarios (imágenes adicionales para mostrar otros aspectos o rasgos importantes) El aprovechamiento de esta información, dando el uso correcto tanto al Microscopio, al formato de llenado y a las Fichas Minerales; permitirá al Estudiante disfrutar de la Óptica Mineral y obtener un mayor rendimiento en el trabajo de identificación.

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APPÉÉNNDDIICCEE I

LA SECCIÓN FINA

“Una sección delgada consiste en una laminilla de roca (algunas veces de un solo mineral, entonces se le llama “monomineral”), que ha sido reducida hasta un espesor de tres micras, que es la dimensión apropiada para observar las propiedades ópticas según lo establecido en manuales estándar. El método de preparación es determinado por el tipo de microscopio en el que se ha de analizar la muestra. El microscopio a utilizar depende de la naturaleza de los minerales que se desean observar, así, para estudios someros, en ocasiones la muestra no requiere una preparación tan compleja, simplemente la reducción a polvo de la muestra es suficiente, pero en los casos más comunes, los de la Petrografía elemental, el estudio se dirige a los minerales tanto transparentes como opacos (éstos últimos generalmente son accesorios).

Los minerales opacos se estudian con el Microscopio de Reflexión, aunque también puede utilizarse una lámpara auxiliar con un microscopio común. De ser así, la muestra se corta para obtener una superficie plana y pulida. Los minerales transparentes se preparan con un portaobjetos haciendo uso del Bálsamo de Canadá.

Los estudios de la Óptica Mineral no están restringidos sólo a las rocas (de cualquier clase) además pueden analizarse otros materiales no consolidados como arcillas, arenas, suelos, etc. Es importante orientar la muestra al momento de tomarla del afloramiento, pues, en muchos casos los minerales pueden mostrar cierta orientación que representa importante información para el estudio.

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica Las técnicas de preparación varían con la clase de material. Para rocas compactas se usa el Esmerilado y para material suelto se usa la Cementación. El primer problema que se presenta a la hora de preparar la muestra es la elección de la correcta dirección del corte ya que de esto dependerá que la muestra sea eficaz en cuanto a exhibir las propiedades ópticas de mayor provecho, así como estructuras y otras características secundarias.

Al preparar una muestra lo primero que se obtiene es la “Esquirla”, que es una lámina de 1 cm de ancho por 2 cm de largo, que tiene un espesor por el orden de los milímetros. La esquirla se corta con una sierra mineralógica y posteriormente se pule haciendo uso de abrasivos como el Corindón. La parte inferior, no pulida, se llama “superficie de fondo”. La esquirla una vez reducida a 3 micras, es una sección fina, y finalmente se procede a montarla en el portaobjetos, utilizando el Bálsamo de Canadá. Este proceso, que implica el calentamiento de ambos, muestra y bálsamo, es bastante delicado, pues podría excederse la temperatura y ocurrir que el bálsamo se coloree de pardo. Es bueno memorizar que el Bálsamo de Canadá tiene un índice de refracción de 1.537.”

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APPÉÉNNDDIICCEE II SSIILLIICCAATTO OSS Los elementos químicos más abundantes de la corteza Terrestre son el Oxígeno, el Silicio y el Aluminio; le siguen el Hierro, Sodio, Potasio, Calcio y Magnesio; de allí que los minerales más abundantes sean los silicatos. Esto determina por qué han sido el grupo de minerales con el mayor interés de estudio. Aunque tuvo que esperarse hasta la aparición de técnicas avanzadas de análisis para poder impulsar su estudio debido a que son casi insolubles en los ácidos y poseen fórmulas químicas muy complejas. Su fórmula general es:

Xm Yn (Zp Oq)Wn Donde X es un ión débil, Y puede ser un ión di o tetravalente, Z es un ión pequeño y W es un anión.

La dureza de los Silicatos es variada (Talco, Ortosa, Cuarzo, Topacio), pero muestran una tendencia a durezas altas. El brillo por lo general es vítreo. La mayoría de ellos se componen de tetraedros SiO4 unidos por enlaces covalente-iónicos y como no todas las cargas de los oxígenos pueden ser compensadas por el Silicio la molécula no es eléctricamente neutra. Los tetraedros se unen para formar estructuras mayores en lo que se conoce como Polimerización. Las cargas excedentes permiten la entrada de Cationes compensadores que viene a ser los siguientes elementos de la lista de abundancia (Fe, Mg, Ca, Na, K) que así compensan la carga y a su vez permiten la formación de las estructuras mayores, sirviendo como conectores. Es posible que algunos de los átomos de Si sean sustituidos por Al, de radio atómico similar, teniendo entonces Aluminosilicatos.

Por estas razones hay tantas posibilidades de combinación y los silicatos son un grupo tan extenso. Tienen aplicaciones industriales de importancia en construcción, óptica, aislantes, cerámicas, entre otras. Los minerales esenciales de las rocas son todos Silicatos (Cuarzo, Feldespatos, Micas, Piroxenos, Anfíboles y Olivino) y los minerales accesorios son en parte Silicatos, junto a los minerales mostrados en la Tabla15. Su química tan delicada y dependiente de tantas condiciones, bien específicas en cada caso, permite inferir a partir del contenido de ciertos minerales el ambiente de formación de la roca. Esto se expresa claramente en el esquema de la SERIE DE REACCIÓN DE BOWEN16.

La clasificación actual de los silicatos ha sido desarrollada atendiendo a la estructura que presenta su arreglo atómico:

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Manual de Mineralogía Descriptiva, T.M. José Contreras-Quintero 2001 Apéndice III

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica NESOSILICATOS Del griego “νεσοσ”, silicatos aislados, pues los tetraedros son independientes y se unen entre sí por cationes.

Con proporción 1:4, peso específico, densidad e índice de refracción altos.

OLIVINO: serie isomorfa que va desde la Forsterita (Mg) hasta la Fayalita (Fe) en (A2SiO4) Ortorrómbicos GRANATE: suele ser cúbico de colores fuertes y sin exfoliación. Con fórmula (A3 B2 (SiO4)3). Podría agruparse en dos series: SERIE PIRALSPITA (B = Al) : Piropo (Mg), Almandino (Fe) y Espesartita (Mn).

SERIE UGRANDITA (B = Ca): Uvarovita (Cr), Grosularia (Al) y Andradita (Fe) ZIRCÓN ESFENA SiO5Al (Sillimanita, Topacio, Andalucita, Cianita y Estaurolita)

SOROSILICATOS Del griego “σοροσ”, silicatos en pareja, pues los tetraedros comparten un Oxígeno y así se unen. De proporción 2:7, en su mayoría son monoclínicos y alargados en el eje b. Para X2 Y3 (SiO4 )(Si2O7 )(OH). X puede ser Ca o Na; Y puede ser Al, Mn o Fe. HEMIMORFITA MELLITA IDOCRASA (VESUBIANA) GRUPO EPIDOTA: contienen Ca, Al, Fe y Mn. Algunas ortorrómbicas otras monoclínicas Piamontita Allanita Zoicita Epídota

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica CICLOSILICATOS De la voz griega “κυκλοσ” o anillo, pues los tetraedros se unen por sus vértices con tres posibles configuraciones cíclicas cerradas de 3, 4 y 6 unidades. Con proporción 1:3.

AXINITA TURMALINA CRISOCOLA GRUPO DEL BERILO: BERILO CORDIERITA WOLLASTONITA

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica INOSILICATOS Del griego “ινοσ”, cadenas. Los tetraedros pueden estar enlazados formando cadenas al compartir oxígenos con los tetraedros adyacentes. Se forman inicialmente cadenas sencillas que pueden unirse para formar cadenas dobles. En cada caso son Piroxenos y Anfíboles. Las relaciones son 1:3 en cadenas sencillas y 4:11 en cadenas dobles. La propiedad característica de ambos es la exfoliación {110}. Vista desde el eje c, para los piroxenos es de 88º y para los anfíboles 56º, esta diferencia permite diferenciarlos. Son generalmente monoclínicos u ortorrómbicos. Los anfíboles se caracterizan además por el grupo OH, que se presenta en ellos. Otra diferencia es que los anfíboles tienen G e índice de refracción menores de los piroxenos. Para los piroxenos se tiene X Y (Si2O6). X puede ser Na o Ca y Y puede ser Al, Fe y Mg. El cristal es monoclínico para una composición mixta; ortorrómbico si X = Y Fe, Al o Mg; triclínico si X = Y, Na o Ca. GRUPO PIROXENO SERIE ENSTATITA ENSTATITA HIPERSTENA SERIE DIÓPSIDO DIÓPSIDO AUGITA SERIE ESPODUMENA JADEÍTA ESPODUMENA GRUPO PIROXENOIDE RODONITA GRUPO ANFÍBOLES ANTOFILITA SERIE TREMOLITA TREMOLITA ACTINOLITA SERIE HORNBLENDA SERIE RIEBECKITA GLAUCÓFANA RIEBECKITA

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica FILOSILICATOS Derivado del Griego “φιλοσ” para hojas, todos tienen hábito hojoso o escamoso y exfoliación perfecta. Por lo general blandos y ligeros en peso específico y las laminillas pueden ser elásticas. La relación es 2: 5. A veces se llama a la estructura elemental “Siloxano”. Los iones hidroxilo juegan un papel importante como coordinadores dentro de la estructura. Los hidroxilos pueden formar dos clases de estructura: las coordinadas por el Mg, que dan lugar a la Brucita Mg3(OH)6, estructura octaédrica que se dispone en hexágonos que se unen a los Siloxanos. La otra clase es la coordinada por el Al en la Gibbsita Al2(OH)6, de estructura igualmente octaédrica. Si se llama a las láminas de hidróxido (h) y a la Siloxano (s) se tiene: Para la combinación: S – H: CAOLÍN, ANTIGORITA. S – H – S: TALCO, PIROFILITA S – H – S + Cationes: MICAS S – H – S + H2O: MONTMORILLONITA GRUPO DE LAS MICAS MUSCOVITA KAl FLOGOPITA KMg MARGARITA CaAl XANTOFILITA CaMg BIOTITA (Mg, Al, Fe) LEPIDOLITA (ROSA) (Li, K, Al) GRUPO SERPENTINA ANTIGORITA CRISOTILO GRUPO ARCILLA CAOLÍN (FELDESPATOS) ILLITA (PIZARRA) MONTMORILLONITA (CENIZA) GRUPO CLORITA

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica TECTOSILICATOS Casi tres cuartas partes de la corteza terrestre son constituidas por esta familia de minerales. Su etimología se refiere al griego “τεκτοσ” de estructura, por ser los silicatos que alcanzaron la tridimensionalidad. Todos los oxígenos son compartidos con relación 1:2.

GRUPO SÍLICE: CUARZO FENOCRISTALINO: CRISTAL DE ROCA AMATISTA ROSA LECHOSO MORIÓN AHUMADO JACINTO CITRINO PRASIO OJO DE GATO VENTURINA INCLUSIONES FIBROSAS: CALCEDONIA CRISOPRASA ÁGATA ÓNIX (SARDÓNICE) HELIOTROPO GRANULARES: SÍLEX PEDERNAL JASPE PLASMA TRIDIMITA CRISTOBALITA ÓPALO

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica GRUPO FELDESPATOS Son monoclínicos o triclínicos, de exfoliación buena en dos direcciones, durezas de 6 y G entre 2,5 y 2,7.

ALCALINOS K(AlSi3O8) MICROCLINO ORTOSA SANIDINO ADULARIA PLAGIOCLASAS Ca(Al2Si2O8) Na(AlSi3O8) ANORTITA BYTOWNITA LABRADORITA ANDESITA OLIGOCLASA ALBITA GRUPO FELDESPATOIDES LEUCITA (K) NEFELINA (Na, K) SODALITA (Na, Cl) LAZURITA (SO4 S Cl) SERIE ESCAPOLITAS MARIALITA (Na, Cl, CO3, SO4) MEIONITA (Ca, Cl, CO3, SO4) GRUPO ZEOLITAS ALUMINOSILICATOS HIDRATADOS DE Na Y Ca.

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APPÉÉNNDDIICCEE III SERIE DE REACCIONES DE BOWEN El magma se puede definir como una mezcla de componentes químicos formadores de silicatos de alta temperatura, normalmente incluye sustancias en estado sólido, líquido y gaseoso debido a que su temperatura está por encima de los puntos de fusión de muchos de sus componentes. En esta mezcla fundida los iones metálicos se mueven más o menos libremente. En la mayoría de los magmas algunos cristales formadores durante las fases previas de enfriamiento se encuentran suspendidos en la mezcla fundida. Una porción alta de cristales suspendidos y material líquido imprime al magma algunas de las propiedades físicas de un sólido. Además de líquidos y sólidos el magma contiene diversos gases disueltos.

El punto de fusión del magma se ubica en profundidades entre 100 y 200 Km, es decir en el manto superior. Se supone que sólo una porción pequeña del material del manto está fundida, lo demás se encuentra en estado sólido. Este estado se llama Fusión Parcial. La porción fundida es un líquido menos denso en comparación con la porción sólida, por consiguiente tiende a ascender a la corteza concentrándose allí en bolsas y cámaras magmáticas. Por ejemplo, el magma máfico, que asciende continuamente a lo largo de los bordes de expansión en los océanos se reúne en cámaras magmáticas cerca de la base de la corteza oceánica en profundidades entre 4 y 6 Km. por debajo del fondo oceánico.

El magma emplazado en gran profundidad en la corteza enfría lentamente. En la formación del magma la presión juega un papel importante. A alta presión las temperaturas de cristalización de los minerales son altas también. Una disminución de la presión tiene en consecuencia una disminución en la temperatura de fusión o cristalización de los minerales. De este modo a grandes profundidades de la corteza y en el manto superior puede producirse el magma a partir de material sólido.

Se compara el material sólido rocoso situado en grandes profundidades, i.e. en el manto superior, con un volumen de agua encerrado en una olla de presión hirviendo, por ejemplo a una temperatura de 120°C. Cómo el agua se convierte en vapor? Cómo el material rocoso se convierte en un magma?

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica Hay dos posibilidades: 1. Se puede intensificar el calor hasta que el agua esté en ebullición.

2. Se puede abrir la olla para disminuir la presión, el agua saldrá de la olla en forma explosiva y gaseosa.

En el caso del material rocoso situado en el manto superior la disminución de la presión es la más probable para la fundición del material rocoso y la generación del magma.

Los Volátiles son sustancias químicas líquidas y gaseosas que mantienen el estado líquido o gaseoso a una temperatura (temperatura de fusión o de condensación respectivamente) más baja que la de los silicatos caracterizados por temperaturas de fusión relativamente altas. El magma contiene entre otros los componentes volátiles siguientes: Agua como gas disuelto: 0,5 - 8% del magma 90% de todos los volátiles: Carbono en forma de CO2, Azufre S2, Nitrógeno N2, Argón Ar, Cloruro Cl2, Flúor F2 e Hidrógeno H2.

Durante la cristalización del magma los volátiles son separados en consecuencia de su temperatura de fusión o condensación respectivamente mucho más baja que la de los silicatos. Los volátiles se liberan junto con el magma emitido por un volcán por ejemplo. La liberación de los volátiles es responsable de la formación de la atmósfera y de la hidrosfera.

El gradiente geotérmico en la corteza es el aumento de la temperatura con la profundidad. En promedio 1° cada 30 m o 30°/1Km. En una zona de subducción a lo largo de la placa hundida el gradiente geotérmico es menor, aproximadamente 5°C a 10°C/1Km. En un arco magmático el gradiente geotérmico es mayor y puede alcanzar de 90 a 100º por Km. Cada mineral tiene su propia temperatura de fusión para definidas condiciones (como presión, composición y composición química).

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En ausencia de agua un aumento en la presión tiene un aumento en la temperatura de fusión como consecuencia una baja de la presión resulta en una disminución de la temperatura de fusión de una sustancia.

La temperatura de fusión de una roca seca es mayor en comparación a la temperatura de fusión de la misma roca con la presencia substancial de agua.

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica Por consiguiente la presencia de agua disminuye la temperatura de fusión de los silicatos en el magma. Un magma ascendente, que contiene agua y que está expuesto a una disminución progresiva de la temperatura al subir desde la corteza puede llegar a profundidades someras e incluso a la superficie antes de solidificarse.

A partir del magma los cristales de silicatos se forman sucesivamente cuando la temperatura llega a la temperatura de fusión típica para cada tipo de cristal. Los primeros cristales formados a altas temperaturas después pueden cambiar su composición o pueden disolverse nuevamente. De tal modo los cristales ya formados contribuyen con sus iones, moléculas y átomos al magma y se combinan nuevamente formando nuevos cristales cuya temperatura de fusión es más baja que la de los primeros cristales formados. Se dice que los nuevos cristales son estables a las temperaturas más bajas establecidas ahora. Estos procesos de cambio se llaman REACCIONES. Como ocurren varias reacciones sucesivas conforme disminuye la temperatura del magma la serie ordenada de reacciones se llama LA SERIE DE BOWEN en honor al científico estadounidense que formuló este concepto.

Se distinguen dos tipos de reacciones, la reacción continua y la reacción discontinua. Por Reacción Continua, llamada así porque los minerales que le componen forman una serie isomorfa (triclínica), un cristal formado a altas temperaturas como una plagioclasa rica en el componente Ca2 varía gradualmente su composición reemplazando una porción de los iones de Ca2 por los iones de Na y una porción de los iones Al3 por los iones de Si4. Para mantener su neutralidad el reemplazo de Ca2 por Na está acoplado con el reemplazo de Al3 por Si4. La serie de reacción continua parte de la plagioclasa rica en Calcio, pasa por varias plagioclasas de composición intermedia hacia la plagioclasa rica en Sodio.

Por Reacción Discontinua, debido a los cambios de sistema de cristalización, un cristal máfico formado a alta temperatura reacciona con el liquido restante, una porción de los cristales formados a alta temperatura se disuelve y sus iones constituyen juntos con otros iones del magma otro mineral más rico en Si y estable a una temperatura más baja que la del primer mineral cristalizado. La serie de reacción discontinua inicia con la cristalización de olivino pasa hacia el piroxeno seguido por el anfíbol y por la mica Biotita.

La serie de BOWEN incluye las dos ramas convergentes de las series continua y discontinua. La plagioclasa rica en Sodio cristaliza casi simultáneamente con la Biotita. Ambos siguen el feldespato alcalino, la moscovita y el cuarzo en el orden en que disminuye la Temperatura. Considerando la estructura cristalina de los minerales máficos de la serie de reacción discontinua, se observa a altas temperaturas la cristalización de las estructuras

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica sencillas de tetraedros (SiO4)4 - y con la disminución sucesiva de la temperatura las estructuras de tetraedros de (SiO4)4 - se vuelven más complejas.

El Olivino, cuya estructura se constituye de los tetraedros de (SiO4)4- independientes cristaliza primero a temperaturas más altas, seguido por el piroxeno con cadenas simples de tetraedros de (SiO4)4-, luego el anfíbol con cadenas dobles de tetraedros de (SiO4)4 - y al final se forma la Biotita con su estructura compleja de láminas de tetraedros de (SiO4)4 -.

Entre otras causas la diferenciación magmática se debe al descenso de los cristales precipitados primero y de mayor densidad en comparación con el magma restante, tales minerales como olivino, piroxeno y espínela. El descenso de estos cristales es en gran parte un efecto de la gravitación. Por esto se habla de una diferenciación gravitatoria.

Los cristales precipitados primero se acumulan en el fondo de la cámara magmática. La acumulación de los cristales se denomina cúmulos. Los cúmulos son ricos en los elementos Mg, Fe, Cr y Ni. El magma restante es rico en los elementos Si, Al, Na y K. Ocasionalmente algunos minerales relativamente livianos precipitados primero se separan del magma restante más denso y ascienden. Este proceso se ha observado en la chimenea del Vesubio, donde los cristales menos densos de Leucita se precipitaron primero, se separaron del magma más denso y ascendieron. Durante un enfriamiento paulatino del magma el proceso de la diferenciación gravitatoria entre el cúmulo de cristales y el magma restante puede ocurrir varias veces supuesto que los cristales sean separados del magma restante.

Las fábricas de cúmulo se hallan principalmente en los cuerpos plutónicos máficos y ultramáficos y se las llaman 'layered intrusions' o es decir intrusiones estratificadas.

N.L Bowen fue el primer geólogo en reconocer la importancia de la diferenciación magmática por la cristalización fraccionada. Ha sugerido que los magmas basálticos son los magmas primarios por su abundancia y que los otros magmas pueden haber sido derivados del basalto por diferenciación magmática.

Hoy se sabe que esos procesos de diferenciación extrema raramente se desarrollan, pero el principio es importante. Bowen sabía que las plagioclasas, quienes cristalizan a partir de magmas basálticos son ricas en Calcio (Anortita) y que las que cristalizan a partir de magmas riolíticos son ricas en Sodio (Albita).

Los magmas andesíticos tienen tendencia a cristalizar plagioclasas intermedias. Bowen ha observado también que las plagioclasas en la mayor parte de las rocas ígneas, presentan zonas concéntricas de composiciones

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica diferentes cuyos núcleos son típicamente anortíticos (de Alta Temperatura) y que sus capas son generalmente albíticas (de baja temperatura).

Representación esquemática de una plagioclasa concéntrica. El núcleo es anortítico mientras las capas son albíticas.

Como ya se ha visto, la solución sólida de las plagioclasas implica una sustitución del tipo: Alta T: Anortita (CaAl2Si2O8) Ca2+Al3+ Baja T: Albita (NaAlSi3O8) Na+Si4+ El equilibrio entre un cristal de plagioclasa y un silicato líquido depende de las velocidades de difusión de los Cationes Ca2+, Al3+, Na3+ y Si4+. Estas velocidades son muy lentas en las plagioclasas pues la sustitución apareada implica la ruptura de los enlaces iónicos. La velocidad de enfriamiento es normalmente mayor a las velocidades de difusión de los cationes resultando los Cristales Zonados ( los núcleos no están en equilibrio con los bordes).

El Olivino Forsterita cristaliza primero en un magma basáltico, luego el Olivino Ferromagnesiano Fayalita, que con su cristalización tiende a aumentar el tenor en Sílice en el magma residual. Eventualmente el Olivino reacciona con el Sílice líquido formando un Orthopiroxeno.

Mg2SiO4 + SiO2 = 2MgSiO3 Olivino Líquido = Piroxeno

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica Este piroxeno puede reaccionar con el líquido que resta, pasando a Clinopiroxeno y luego formando un Anfíbol (como Hornblenda), quien a su vez puede reaccionar enriqueciéndose de sílice formando la Biotita, quien exige la adición de K y Al: 7(Mg,Fe)SiO3 + SiO2 + H2O = (Mg,Fe)7Si8O22(OH)2 Piroxeno Líquido = Anfíbol fluido Durante este proceso la temperatura continúa disminuyendo y el líquido residual se enriquece más y más en Sílice. Bowen ha deducido que si los dos tipos de reacciones, Continua y Discontinua, se desarrollan, se produce un magma residual riolítico. Se sabe que la cristalización fraccionada del magma basáltico no puede producir los volúmenes importantes de magma granítico que se hallan en la corteza continental. Sin embargo, el principio de la cristalización fraccionada y de las dos series de Bowen son evidenciados prácticamente por todos los magmas del planeta.

En la cristalización de los minerales, cuando se pasa de la Albita al Microclino u Ortosa; o del Microclino al Cuarzo puede ocurrir un proceso en el que una solución sólida o serie isomorfa, inicialmente homogénea se separe en dos minerales cristalinos, en un sistema cerrado. A temperaturas elevadas, la estructura mineral se expande, las posiciones estructurales se hacen irreconocibles y el intercambio de cationes conduce al desorden químico. Cuando la temperatura disminuye rápidamente, las dos fases se hacen inmiscibles y cristalizan por separado. Así se explica la formación de ciertas texturas como la PERTITA, GRÁFICA, MIRMEQUITA, etc.

Otro tema importante es el vinculado a los Feldespatoides y su ausencia en la Serie de Reacciones de Bowen.

Una roca está sobresaturada cuando contiene SiO2 libre (cuarzo) y se considera ácida o félsica. Los Feldespatoides están químicamente hiposaturados17 y no pueden desarrollarse en equilibrio estable en presencia de un exceso de SiO2. Así mismo ocurre con la serie del Olivino. El principio de saturación deriva del diagrama de fases de las rocas. Se ha demostrado que si hay un exceso o deficiencia de algún compuesto, determinados minerales pueden o no desarrollarse. La casi constante presencia de SiO2 hace que la saturación sea descrita en términos de la concentración de sílice. Encontrar en una roca SiO2 libre (cuarzo) asociado a minerales no saturados como el Olivino o los Feldespatoides se tiene una clara evidencia de un

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Saturación en Sílice SiO2

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica desequilibrio químico. Existen rocas sobresaturadas como el Granito, y rocas infrasaturadas como la Dunita o la Sienita Feldespatódica.

El Diagrama de Streckeisen muestra la relación de oposición entre el Cuarzo y los Feldespatoides. Así mismo muestra las relaciones proporcionales entre las Plagioclasas Básicas y los Feldespatos Alcalinos. En función de este Diagrama se clasifican las rocas ígneas en petrografía. Existen otros diagramas que permiten estudiar otros arreglos minerales.

Para esto se debe estimar el porcentaje de los minerales presentes en la Sección Fina y luego hacer el replanteo que permita tener un 100 % de Plagioclasa, Feldespatos y Cuarzo o Feldespatoides.

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APPÉÉNNDDIICCEE IV

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BIIBBLLIIOOGGRRAAFFÍÍAA FOUCAULT, Alain Dictionnaire de Géologie. 3ª Edición 1988 GRADSTONE, Charlotte. BROWNING, Paul UNIVERSITY OF BRISTOL Earth Sciences Minerals Under Microscope GRIEM, Wolfgang. GRIEM, Susanne Universidad de Atamaca, 1999 KERR, Paul McGraw-Hill. IIIª Edición 1965 INGERSOLL, Rachel James Cook University NARDY, Antonio José www.rc.unesp.br/.../nardy/ birrefring.html

NIKON Polarizing Microscope (User’s Manual) Labophot2-Pol Πετρογενετικα Ορυκτα (Petrogenética Orúkta) Smith College Geology

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José Contreras-Quintero CopyLeft 2004 Universidad de Los Andes – Ingeniería Geológica SOTELLO, Elisa Zonación de las Plagioclasas UCLA Petroraphic Workshop UNION COLLEGE, Geology Department Petrology web page VISCARRET, Patxi Guía de Mineralogía Óptica Universidad de Los Andes Facultad de Ingeniería

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Revisado y Aprobado por: _____________________________________ Prof. Patxi Viscarret Escuela de Ingeniería Geológica Catedrático de Mineralogía Óptica y Petrografía Mérida, 08 de Junio del año 2004

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