Libro Optica 2016

UNSAAC – FIGMIMT - E. P. DE INGENIERIA GEOLOGICA

HACIA LA ACREDITACION

UNIVERSIDAD NACIONAL DE SAN ANTONIO ABAD DEL CUSCO FACULTAD DE INGENIERIA GEOLOGICA, MINAS Y METALURGICA ESCUELA PROFESIONAL DE INGENIERIA GEOLOGICA MINERALOGIA OPTICA (TEORIA)

POR:

Mgt. Ing. JOSE DIONICIO CARDENAS ROQUE Dra. MAYSSA VEGA GUZMAN

CUSCO - PERU 2016 MINERALOGIAOPTICA

Mgt.Ing.JoséDionicio Cárdenas Roque,D ra. Mayssa Vega Guzmán.

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MINERALOGIA OPTICA RESUMEN CONTENIDO CAPITULO I: EL MICROSCOPIO DE POLARIZACION 1. GENERALIDADES 2. INTRODUCCION A LA MICROSCOPIA 3. LENTES 4. MICROSCOPIO COMPUESTO 5. MICROSCOPIO DE POLARIZACION PARTES DEL MICROSCOPIO DE POLARIZACION CORRECCIONES AL MICROSCOPIO DE POLARIZACIÓN 6. ESTUDIO DE MINERALES TRANSPARENTES CON EL MICROSCOPIO DE POLARIZACION 7. PREPARACIÓN DE LÁMINA O SECCION DELGADA TIPOS DE PREPARACIONES MINERALES TRANSPARENTES PARA EL ESTUDIO MICROSCOPICO 8. PROPIEDADES DE LOS MINERALES TRANSPARENTES AL MICROSCOPIO DE POLARIZACION 9. REDUCCIÓN DE TRES A DOS DIMENSIONES DE LAS MUESTRAS CAPITULO II: ORTOSCOPIA. ESTUDIO DE LAS CONSTANTES OPTICAS DE LOS MINERALES TRANSPARENTES CON EL MICROSCOPIO DE POLARIZACION– CON NICOLES PARALELOS 1. GENERALIDADES 2. ESTUDIO DE MINERALES TRANSPARENTES SIN ANALIZADOR O CON NICOLES PARALELOS HABITO FORMA CLIVAJE COLOR PLEOCROISMO RELIEVE DETERMINACION DEL INDICE DE REFRACCION METODO DE COMPARACION DE INDICE DE REFRACCION POR MEDIO DE LA LINEA DE BECKE METODO DE ILUMINACION OBLICUA ESTIMACION DEL RELIEVE POR COMPARACION DEL INDICE DE REFRACCION DEL MINERAL CON EL BALSAMO DE CANADA TAMAÑO CAPITULO III: CONCEPTOS ELEMENTALES EN MINERALOGIA OPTICA 1. CONCEPTOS PRELI MINARES - EQUIVALENCIAS 2. LA LUZ 3. TEORIAS SOBRE LA LUZ BREVE HISTORIA DE LAS TEORÍAS SOBRE LA LUZ RESUMEN DE LAS TEORIAS SOBRE LA LUZ 4. ONDA LUMINOSA 5. TEORIA ELECTROMAGNETICA DE LA LUZ 6. COLOR - ESPECTRO VISIBLE 7. LUZ NATURAL, LUZ BLANCA Y LUZ MONOCROMÁTICA 8. INTERFERENCIA Y COMPOSICION DE VIBRACIONES ENTRE ONDAS LUMINOSAS 9. MEDIO CRISTALINO: MEDIOS ISOTROPOS Y ANISOTROPOS MEDIO ISOTROPO MEDIO ANISOTROPO 10. POLARIZACIÓN OBTENCION DE LUZ POLARIZADA MINERALOGIAOPTICA




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LUZ POLARIZADA POR ABSORCION: POLAROIDE LUZ POLARIZADA MEDIANTE EL PRISMA DE NICOL CAPITULO IV: ORTOSCOPIA. ESTUDIO DE LAS CONSTANTES OPTICAS DE LOS MINERALES TRANSPARENTES CON EL MICROSCOPIO DE POLARIZACION– CON NICOLES CRUZADOS 1. ESTUDIO DE MINERALES TRANSPARENTES CON ANALIZADOR O CON NICOLES CRUZADOS ANISOTROPIA 2. INTERFERENCIA DE ONDAS POLARIZADAS. 3. ANGULO DE EXTINCION 4. COLORES DE INTERFERENCIA 5. LA BIRREFRINGENCIA 6. MACLAS DETERMINACION DE LA COMPOSICION APROXIMADA DE LOS FELDESPATOS DETERMINACION DE LA COMPOSICION APROXIMADA DE LAS PLAGIOCLASAS 7. ELONGACION 8. ALTERACION 9. ZONAMIENTO 10. INTERCRECIMIENTOS, DESMEZCLAS, E INCLUSIONES 11. PLANO DE VIBRACION EN LOSCRISTALES DETERMINACION DE LAS DIRECCIONES DE VIBRACION DETERMINACION DE LAS DIRECCIONES DE VIBRACION DEL MINERAL COMPENSADOR DETERMINACION DEL VALOR RELATIVO DEL INDICE DE REFRACCION EN LAS DIRECCIONES DE VIBRACION CAPITULO V: PROPIEDADES OPTICAS DE LOS MINERALES 1. REFLEXION 2. REFRACCION-INDICE DE REFRACCION-LEY DE SNELL 3. REFLEXION, REFRACCION Y POLARIZACION 4. ANGULO LIMITE Y REFLEXION TOTAL CAPITULO VI: INDICATRIZ OPTICA DE LOS MINERALES 1. ELIPSOIDE DE LOS INDICES O INDICATRIZ OPTICA 2. INDICATRIZ OPTICA DE LOS MINERALES ISOTROPOS 3. INDICATRIZ OPTICA DE LOS MINERALES ANISOTROPOS INDICATRIZ UNIAXICA INDICATRIZ BIAXICA 4. LUZ LINEALMENTE POLARIZADA TRANSMITIDA EN MINERALES TRANSPARENTES EN MINERALES ISOTROPOS EN MINERALES ANISOTROPOS CAPITULO VII: CONOSCOPIA. CONSTANTES OPTICAS DE LOS MINERALES TRANSPARENTES CON NICOLES CRUZADOS Y EN LUZ CONVERGENTE. 1. CONOSCOPIA 2. SISTEMA OPTICO CONOSCOPICO 3. FIGURAS DE INTERFERENCIA DE LOS MINERALES UNIAXICOS SECCION NORMAL AL EJE OPTICO O CRUZ NEGRA SECCIONES OBLICUAS AL EJE OPTICO O FIGURA DESCENTRADA SECCIONES PARALELAS AL EJE OPTICO O FIGURA INSTANTANEA 4. DETERMINACION DEL SIGNO OPTICO DE LOS MINERALES UNIAXICOS SIGNO OPTICO SEGUN LA SECCION NORMAL AL EJE OPTICO SIGNO OPTICO SEGUN SECCIONES OBLICUAS AL EJE OPTICO SIGNO OPTICO SEGUN SECCIONES PARALELAS AL EJE OPTICO 5. FIGURAS DE INTERFERENCIA EN LOS MINERALES BIAXIALES FIGURA DE INTERFERENCIA SEGÚN LA BISECTRIZ AGUDA FIGURAS DE INTERFERENCIA SEGUN UN EJE OPTICO MINERALOGIAOPTICA




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FIGURA DE INTERFERENCIA SEGUN LA BISECTRIZ OBTUSA. FIGURA INTERFERENCIA SEGUN LA NORMAL OPTICA. 6. DETERMINACION DEL SIGNO OPTICO DE LOS MINERALES BIAXICOS SIGNO OPTICO SEGUN LA FIGURA NORMAL A LA BISECTRIZ AGUDA SIGNO OPTICO SEGUN LA FIGURA NORMAL A LA BISECTRIZ OBTUSA SIGNO OPTICO SEGUN LA FIGURA NORMAL A UN EJE OPTICO SIGNO OPTICO SEGUN LA FIGURA PARALELA AL PLANO AXIAL 7. CARÁCTER DE LA DISPERSION DE LOS EJES OPTICOS EN LOS CRISTALES BIAXIALES CAPITULO VIII: SISTEMÁTICA PARA LA DETERMINACIÓN MICROSCOPICA DE MINERALES TRANSPARENTES 1. METODOLOGÍA PARA LA DETERMINACIÓN MICROSCOPICA DE MINERALES TRANSPARENTES 2. TABLAS DETERMINATIVAS DE MINERALES TRANSPARENTES 3. EJEMPLO DE DETERMINACIÓN DE UN MINERAL TRANSPARENTE 4. MODELO DE INFORME MINERALOGICO MICROSCOPICO

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RESUMEN La microscopía óptica de minerales, es una herramienta importante en el estudio de las secciones delgadas, y por lo tanto contribuye en las investigaciones geológicas en sus diversas áreas. La mineralogía óptica es parte de la mi neralogía que es una rama de las Ciencias Geológicas. Con la mineralogía óptica se puede identificar y describir la mayoría de los principales minerales transparentes, describir texturas, identificar tipos de rocas, alteraciones y asociaciones de minerales de mena, entre las principales aplicaciones. En este compendio se explican los fundamentos de la óptica, necesarios para comprender el funcionamiento del microscopio de polarización, y se explican las propiedades morfológicas y ópticas de los minerales transparentes, que pueden ser estudiadas bajo el microscopio. Este trabajo está dividido en ocho capítulos, explicados de manera sistemática y complementada con figuras, cuadros, y fotografías de minerales en sección delgada. En el capítulo 1, se determina la importancia del microscopio de polarización, se describe las partes del microscopio de polarización y se tiene conocimiento del ajuste y cuidado del uso. Se determina las propiedades de los minerales transparentes y los tipos de preparación mineral para la observación al microscopio de polarización. En el capítulo 2, se explica la observación ortoscópica y las constantes ópticas de los minerales transparentes, que se estudian con el microscopio de polarización, sin analizador o nicoles paralelos. El capítulo 3, principalmente se explica la naturaleza física de la luz. Se determina las teorías sobre la luz, interferencia y composición de vibraciones entre ondas lum inosas, el medio cristalino. Se establece la diferencia entre luz natural y luz polarizada. En el capítulo 4, se explica la observación ortoscópica y las constantes ópticas de los minerales transparentes, que se estudian con el microscopio de polarización, con analizador o nicoles cruzados. Se explica las direcciones de vibración de los minerales En el capítulo 5, se explica las propiedades ópticas transparentes. de los minerales, como los fenómenos de reflexión, refracción, y ángulo limite. En el capítulo 6, se explica la indicatriz óptica de los minerales isótropos y anisótropos. Se esquematiza y representa los medios isótrop os y anisótropos mediante la indicatriz óptica. En el capítulo 7, se explica las constantes ópticas de los minerales transparentes con observaciones con luz convergente. Se explica las figuras de interferencia y el signo óptico de los minerales uniáxicos y biáxicos. En el capítulo 8, se plantea una metodología para la determinación microscópica de los minerales transparentes mediante tablas y así mismo se da un ejemplo de un informe técn ico. El objetivo de este compendio, es proveer a los interesados de una base teórica sólida, que permita el uso óptimo del microscopio de polarización para un adecuado estudio microscópico mineralógico, cuyo fin es la identificación de los principales minerales transparentes, que en muchos casos es difícil de identificar macroscópicamente. Cabe resaltar que este trabajo se ha preparado en base a las experiencias y de investigaciones personales los autores, como de laChirif recopilación realizada de los textos de ymineralogía ópticaJ.de Gonzales F.de(1976), Bloss así E. D. (1985), L. H. (2010), Cárdenas J. (2009 2012), Cárdenas y otros (2013-2015).

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CAPITULO 1: MICROSCOPIO DE POLARIZACION 1. GENERALIDADES Las ciencias geológicas, se pueden dividir en ramas descriptivas y procesos dinámicos donde se ubica la mineralogía óptica. La mineralogía es una rama de la geología, que estudia los compuestos fundamentales de la Tie rra o minerales; pero también estudia la cristalografía y mineralogénesiscristalogénesis, los primeros se ocup an de la estructura íntima de la materia mineral y las propied ades que de ella se derivan, los segundos serían los aspectos dinámicos de lo anterior. La óptica es una rama de la física, que estudia los fenómenos relativos a la visión y a la propagación de la luz y en general los srcinados por radiaciones electromagnéticas. En los fenómenos de carácter óptico, se distingue entre los que se refieren sólo a la radiación como rayo rectilíneo, los cuales forman parte de la óptica geométrica, y los referentes a la naturaleza de la fuente y la velocidad de la radiación, que son los pertenecientes a la óptica física. La primera estudia la marcha de los rayos de luz y por lo tanto analiza la reflexión y refracción de la luz, espejos, prismas, lentes y aparatos ópticos. La segunda estudia la naturaleza de los fenómenos lumínicos, así se ocupa de la fotometría, la velocidad de la luz, la descomposición de la luz, los espectros, etc. Los minerales en la naturaleza pueden encontrarse solos, asociados a otros, o como parte de las rocas ígneas, sedimentarias y metamórficas, que es el resultado final de la evolución de sistemas físicoquímicos, más o menos complejos desarrollados comoconsecuencia directa de la actividadgeológica. Es importante determinar la naturaleza de dichos sistemas naturales, la magnitud de las variables que han determinado su evolución (presión, temperatura, etc.) y finalmente interpretar el proceso, o procesos geológicos implicados, todo esto se alcanza gracias al conocimiento mineralógico o petrológico en el campo teórico y experimental y que además hay que tener en cuenta las relaciones de campo, estudio petrográfico y estudio geoquímico (Fig. 1). En la mineralogía óptica, se explican los fundamentos de la óptica necesarios para comprender el funcionamiento del mi croscopio de pol arización, y se determinan las propiedades morfológicas y ópticas de los principales minerales transparentes que pueden ser estudiados con el microscopio petrográfico. Microscópicamente se pueden determinar minerales, describir texturas, identificar tipos de rocas, alteraciones y asociaciones de minerales de mena, que son muy importantes en las investigaciones geológicas. La mineralogía óptica, se aplica en los campos de la minería, petróleo, geotecnia, antropología y arqueología, es decir en el reconocimiento de minerales transparentes y sus alteraciones, tanto individualmente, como parte de una roca, agregado o un vestigio antiguo. 2. INTRODUCCION A LA MICROSCOPIA Algunos minerales presentes en la naturaleza son muy pequeños, razón por la cual están fuera del rango de resolución del ojo normal, y gracias a un conjunto de técnicas y métodos de la microscopia, hace visible los minerales. En la mineralogía óptica es el microscopio de polarización o petrográfico que se utiliza para la de los minerales. Los minerales tienen técnicas de preparación y manejo de estudio, queidentificación luego son interpretados y ser registrados además. Para la observación microscópica de minerales, se aplicó la luz polarizada alrededor de 1827; actualmente se tienen microscop ios de polarización o petrográficos buenos en calidad óptica y diseño mecánico y con la última innovación de la lámina polaroide en sustitución del prisma de calcita como elemento polarizante. El microscopio de polarización es algo más que un microscopio compuesto al que se le han incorporado dos polarizadores (analizador y polarizador), con los cuales se hacen las MINERALOGIAOPTICA




observaciones y descripciones microscópicas.

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*Realizar el análisis de la lectura ítem 1 e ítem 2.

Fuente: Castro A., 1989.

Para poder observar microscópicamente un mineral transparente, roca o material sintético con el microscopio de polarización, se debe preparar la muestra que se denomina sección o lamina delgada. Si se observa un mineral colocado en la platina con el analizador insertado se dice que se ve entre nicoles cruzados. Si el analizador se hace paralelo al polarizador, el mine ral se obs erva entre nic oles paralelos (Fotos 1, 2, 3, 4, 5, 6). Las secciones o láminas pueden ser estudiadas desde la Cristalografía Óptica que es la determinación MINERALOGIAOPTICA




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de las propiedades ópticas de los minerales transparentes mediante el microscopio petrográfico; también es estudiada por la Mineralogía Óptica cuyo objetivo es la identificación de los minerales transparentes a partir de sus propiedades morfológicas y ópticas.

Fotos 1, 2, 3, 4, 5, 6.

*Por grupos o individual elaborar una infografía con las fotografías para explicar todo lo avanzado (Se puede aumentar más fotos). * Que es la mineralogía óptica?: En un primer concepto, la mineralogía óptica es el estudio de los ales transparentes con el microscopio de polarización, por medio del reconocimiento de sus propiedades morfológicas y ópticas de los minerales con luz ortoscópica y conoscópica. 3. LENTES Una lente es un cuerpo de vidrio o material sintético transparente, limitado por superficies esféricas que dependen del radio de curvatura y localización de sus centros de curvatura. El eje de una lente, es la línea que une su centro físico con su centro de curvatura (Fig. 2). Fig. 2

Fig. 2. Secciones de una lente, mostrando los radios de curvatura, con las posiciones relativas de C1 y C2, sus centros de curvatura, y ejes de las lentes. Fuente: Bloss E.D., 1982.

Las lentes pueden ser convergentes y divergentes. Las 6 formas de lentes se agrupan en dos tipos (Fig. 3): Convergentes: Son más delgados en los bordes, que en el centro (Biconvexa, plano convexa, MINERALOGIAOPTICA




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cóncavo convexa). Divergentes: Son más delgados en el centro, que en los bordes (Bicóncavo, plano cóncavo, convexo cóncavo). Fig. 3

Fuente: Elaboración propia.

Los lentes convergentes (elementos importantes del microscopio de polarización), hacen juntar todos los rayos de luz monocromática que siguen una trayectoria paralela al eje de la lente en un punto denominado foco principal (O). En las lentes divergentes, menos importantes para nuestros objetivos, hacen diverger tales rayos, de forma que parece que son emitidos a partir de un punto denominado también foco principal. La distancia del foco principal al centro de la lente se denomina distancia focal (Bloss, D., 1982) (Figs. 4 A y B). En la figura 4A, se crea en O una fuente puntual real de luz, lo que significa que los rayos cruzan realmente y por lo tanto emanan secundariamente del punto O. Sin embargo en la figura 4B, O´ es una fuente virtual de luz, o, lo que es igual, parece al que lo ve que los rayos emanan de O´, aunque realmente no lo hacen. Fig. 4

Fuente: Bloss D., 1982.

4. MICROSCOPIO COMPUESTO El microscopio compuesto es la combinación de dos lentes (objetivo-ocular) fijados en un tubo de longitud L. Básicamente el objetivo forma una imagen real aumentada (del objeto que se está examinando) en un punto a menor distancia del ocular que la distancia focal de éste. De esta manera, la imagen real ya aumentada se ve a través del ocular como una imagen virtual aún más aumentada. En la figura 5 un objeto RP (iluminado con luz natural) cada punto de la flecha transparente actúa como un punto o fuente de luz emitiendo hacia arriba un abanico de rayos hemisféricos en todas direcciones. punto que P ylaescogiendo del haz hemisférico sólo lasreal tresinvertida direcciones especiales deConsiderando los rayos, se un observa lente del objetivo forma una imagen del objetivo en P’R’. La imagen real P´R´, sin embargo se forma más cerca del ocular que Oe (foco principal del ocular); como consecuencia cuando P’R’ se ve a través del ocular, parece una imagen virtual aumentada, P´R´ colocada a una distancia q’ del ocular. La imagen virtual P”R” aparece mejor enfocada, si la distancia aparente del ojo es de 25 cm

(distancia de visión). Si la imagen P´´R´´ no se ve con claridad, el tubo del microscopio podrá subirse MINERALOGIAOPTICA




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o bajarse para alterar el valor de p y por tanto de q, p´ y q¨ hasta que la imagen virtual esté a 25 cm del ojo. El poder de amplificación (PA) es: PA = 25 cm x L / feo x fe Dónde: L = longitud del tubo. feo = distancia focal del ocular en cm. fe = distancia focal del objetivo en cm.

La línea de colimación o eje del microscópico, es la línea que coincide con el eje de todas las lentes, en la figura 5 , es la línea que contiene los puntos R, Oo, Oe y R’. Fig. 5

Fig. 5. Elementos de un microscopio compuesto: platina, objeto RP, imágenes P’R’ y P’’R’’, rayos, espejo, lentes y tubo óptico de longitud L. Fuente: Bloss E.D., 1982.

5. MICROSCOPIO DE P OLARIZACION El microscopio de polarización es algo más que un microscopio compuesto, al que se le han incorporado dos polarizadores, un analizador y un polarizador que se encuentran por encima y debajo de la platina giratoria respectivamente. Si se observa un mineral transparente colocado en la platina con el analizador insertado se dice que se ve entre nicoles cruzados. Si la dirección privilegiada del analizador se hace paralela a la del polarizador, el mineral se observa entre nicoles par alelos. Si no se inser ta el analizador, se dice que el MINERALOGIAOPTICA




mineral transparente se observa con luz plana, puesto que está iluminado por luz plana polarizada procedente del polarizador.

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Los microscopios de polarización presentan un sistema de luz transmitida para el estudio de minerales transparentes y otro de luz reflejada para estudio de minerales opacos. A los equipos provistos sólo de sistema de luz transmitida comúnmente se les denominan microscopios petrográficos, que sirven para el estudio de minerales formadores de rocas, y a los equipos provistos de ambos sistemas se les denomina microscopios universales. PARTES DEL MICROSCOPIO DE POLARIZACION En la figura 6 se muestran las partes del microscopio de polarización, que a continuación se explica brevemente.

Figura 6. Microscopio de polarización de luz transmitida. Fuente: Chirif L. H., 2010.

1. Ocular: El lente ocular es el que aumenta la imagen producida por el objetivo y genera la amplificación total (amplificación del ocular por la del objetivo). El ocular se encuentra montado en un cilindro que encaja en la parte superior del tub o vertical. El lente ocular mismo se ubica en la parte superior del cilindro, en un sistema que permite moverlo ligeramente en forma vertical mediante una rosca estriada, para que cada observador enfoque según su medida de vista. Existen oculares de baja amplificación (5X a 6X), amplificación media (10X, 12X) y amplificación alta (16X). En la parte media del cilindro, aproximadamente donde se forma la imagen del objetivo, se encuentran engastados dos hilos perpendiculares que sirven para dividir el campo visual en cuatro cuadrantes, a veces se acompaña de un ocular micrométrico. 2. Lente de Amicci-Bert rand: Lente acromática simple, desplazable lateralmente, que se inserta en el tubo entre el ocular y el analizador. Es un lente biconvexo asimétrico y de alto poder de amplificación, se utiliza en combinación con el condensador de alto poder y un objetivo de gran MINERALOGIAOPTICA




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aumento, su función es llevar la imagen de la fuente luminosa al plano focal del ocular, para la observación de las figuras de interferencia (observación conoscópica). Para la observación ordinaria u ortoscópica, la lente de Bertrand debe estar desplazada fuera del sistema óptico, porque si estuviera insertada, el objeto enfocado en la platina no se vería.

3. Analizador: Constituido por un prisma de Nicol o láminas polaroides. El plano de polarización del analizador transmite solo luz (o parte de ella) que vibra en la dirección E a O. Es un polarizador cuya dirección de polarización es perpendicular a la del primer polarizador. Sirve para determinar una serie de propiedades, principalmente analiza si el mineral estu diado srcina algún cambio en la dirección de vibración de la luz linealmente polarizada incidente. 4. Objetivos: Elemento esencial de los microscopios, provisto de 5 ó 6 objetivos dispuestos en un revolver, con centraje independiente, se recomienda manipular el cambio de objetivos mediante el revolver en su parte estriada. Se dice que está centrado cuando el eje de las lentes coincide con el eje vertical alrededor del cual gira la platina del microscopio. Los objetivos son acromáticos (es decir corregidos para evitar la dispersión de los colores) y deben estar exentos de tensiones intensas, que influirían en la luz polarizada. Cuando un objetivo está deformado internamente, se manifiesta porque con polarización cruzada se produce una cruz negra en un campo gris oscuro, en lugar del campo que debería ser uniformemente negro. Los objetivos tienen por función producir una imagen nítida y clara, la cual se convertirá luego en el objeto del lente ocular. Consta de un cilindro en cuya parte inferior se encuentra engastado el lente objetivo y en la parte superior presenta una rosca para sujetarlo al sistema revolver manipulable en la parte estriada. En la superficie del cilindro se encuentran grabadas sus características, las cuales se resumen en los siguientes conceptos: Amplificación inicial, apertura numérica, largo del tubo vertical, y correcciones por cubreobjetos. AI = Amplificación Inicial o amplificación del objetivo. Existe n objetivos para observaciones ortoscópicas de baja amplificación o aumento (3,2X a 5X), y aumento media (10X, 20X); los de aumento alto (40X, 45X) se utilizan para observaciones conoscópicas, y para inmersión se utilizan objetivos de aumento muy alto (100X). Las propiedades características de los objetivos son: la apertura angular (AA), apertura numérica (NA), distancia de trabajo libre (FWD), el poder de enfoque en profundidad, y el poder de resolución, que a continuación se explica (Fig. 7 y cuadro 1): Apertura angular (AA): Es el ángulo entre los rayos más divergentes que entran en un objetivo desde un punto de un objeto, sobre el cual se enfoca el objetivo. El ángulo igual a la mitad de la apertura numérica se denomina u (u = AA / 2). Apertura numérica (NA): Es el seno de la apertura angular dividido entre dos, válido para objetivos secos, mientras que para objetivos de inmersión se multiplica por el índice de refracción del líquido de inmersión. NA= n Sen u. En el cuadro 1 se muestra las propiedades de tres objetivos secos. Cuadro 1. Propiedades características de los objetivos aumento inicial 3,2x 10x 45x

AA

NA

14° 29° 116°

FWD (mm) 34,5 5,8 0,6

Prof. enfoque (mm) 0,5 0,04 0,01

Fuente: Bloss E.D., 1982. MINERALOGIAOPTICA




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Distancia de trabajo libre (WFD): Es la distancia entre la parte más baja del objetivo y la parte más alta del cubreobjetos al cual se enfoca (Fig. 7). La distancia de trabajo libre es de 0.6 mm para un objetivo de 45X, de 5.8 m m para un objetivo de 10 X, y de 34.5 mm para un objetivo de 3.2X. Cuando el espacio aéreo entre el objetivo y la sec ción delgada es muy pequeño, como es el caso de los objetivos de aumento alto, se debe manipular con precaución, para no producir un daño en la sección delgada y al objetivo. Fig. 7

Fig. 7. Comparación de 3 objetivos con sus distancias libres de trabajo (F.W.D.), y aperturas angulares (A.A.). Fuente: Bloss E.D., 1982.

* Poder de enfoque en profundidad (PE): Un objetivo produce imágenes de puntos de débil contorno, que están por enc ima y por debajo del pu nto preciso que se enfoca, o es la distancia en tre el límite superior e inferior enfocado (Fig. 8). Los objetivos con gran apertura numérica tienen generalmente distancias de enfoque más pequeñas y viceversa. Fig. 8

Fig. 8. Comparación de la profundidad de enfoque para (A) un objetivo de aumento bajo de N.A.=0.12 y (B) un objetivo de aumento medio con N.A.=0.25. El punteado representa las partículas de polvo en el cubo del vidrio que están enfocadas si el objetivo se enfoca precisamente sobre el nivel del plano rayado. Fuente: Bloss E.D., 1982. MINERALOGIAOPTICA




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El aumento del objetivo se mide por 250/f, donde el numerador es la distancia focal en mm del ojo (distancia de visión distinta) y “f”, la distancia focal del objetivo. E (aumento total del microscópico,

resulta de multiplicar entre sí los aumentos de objetivo y el ocular. El objetivo es más importante que el ocular para la buena visión del objeto, pues cuanto mejor sea su calidad, mejor será la imagen, pues el ocular produce un aumento “vacío”

Poder de resolución. La resolución es la mínima distancia que debe separar a 2 puntos del objeto para que se los pue da ver como puntos separados, por ejemplo en un objetivo 10X la resolución es menos de 2 micrones. La resolución aumenta con la convergencia de los rayos que provienen del condensador, porque cuando el cono de luz es amplio, es mayor el número de rayos que contribuyen a formar la imagen. Otros conceptos importantes relacionados a los objetivos son los siguientes: a) Largo del tubo vertical: Distancia entre la parte inferior del tambor objetivo y la superior del ocular. Mayormente es de 160 mm en los microscopios de luz transmitida. b) Correcciones. Se refiere a si el objetivo puede ser usado para observación de muestras con o sin cubreobjetos. Si se indica 0,17 sig nifica que dicho objetivo se puede utilizar para estudio de secciones delgadas (0,17 mm es el espesor del cubreobjeto). Si se indica “0” es un objetivo que puede ser usado indistintamente para secciones con o sin cubreobjetos. c) Cavidad para compensadores: Es una cavidad ubicada entre el objetivo y el analizador con orientación diagonal de 45º en dirección NO-SE (Fig. 6) con respecto a las direcciones privilegiadas del polarizador y analizador. Los compensadores son accesorios ópticos que se interponen en el paso de los rayos entre el mineral transparente y el analizador para producir retardación. Consisten en barras de metal con cristales engastados y adecuadamente orientados con la dirección del índice mayor en sentido transversal. Existen dos tipos : de espesor constante y de espesor vari able. Los compensadores más conocidos son el yeso, mica y cuña de cuarzo (Fig. 9).

Fig. 9. Características de los diferentes tipo s de compensadores. Fuente: En Chirif L. H., 2010. MINERALOGIAOPTICA




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5. Platina giratoria: El ángulo de rotación de la platina se mide en un limbo graduado y un nonius, y se fija con un tornillo de sujeción lateral. La función principal de la platina, es la de medir ángulos de exfoliación y de extinción, lo cual permite que los minerales sean estudiados en diferentes orientaciones respecto de sus direcciones privilegiadas de vibración. Se aconseja su manipulación por medio de la parte estriada. 6. Conjunto sub platina: Está conformado por el condensador de bajo poder, el polarizador, el diafragma de apertura y el condensador de alto poder. Los condensadores son lentes convergentes que acercan a los rayos para que la cantidad de luz se conserve sin iluminar sus paredes internas. El condensador de bajo poder genera luz ortoscópica, y el de alto poder en conjunción con un objetivo de alto poder genera luz conoscópica, es decir, rayos que viajan convergentemente hacia un punto formando así un cono de luz. El diafragma de apertura impide el paso de los rayos externos del haz permitiendo aislar detalles pequeños de la muestra sin cambiar de objetivo. Condensador: Se encuentra debajo de la platina, cuya función es concentrar el haz de luz sobre el campo visual del objetivo y tener una correcta visión del objeto. El conjunto consiste en una lente biconvexa en la parte inferior o pupila de entrada; sobre ella está un diafragma iris y en la parte superior una lente frontal compuesta o lente de refuerzo, que se puede introducir o quitarla a voluntad del camino de los rayos. La lente inferior, tiene una abertura numérica intermedia, pero cuando se introduce la lente superior, la N.A. del condensador aumenta. El condensador tiene movimiento vertical a cremallera y tornillos de centraje. 7. Polarizador: Va unido a la montura del condensador, y se puede rotar aflojando el tornillo de fijación. El polarizador transmite luz plana polarizada que vibra en dirección N-S que es su posición permanente, son láminas polaroides queysumenor principal ventaja es su aberración y además porque tiene ymayor amplitud de campo costo, además de falta que de ocupa un espacio más reducido. 8. Dispositivo de iluminación: La iluminación puede provenir de una lámpara independiente o incorporada de 6 voltios y 15-30 vatios, con una lente graduable (colector) que produce un haz más o menos paralelo. Entre la lámpara y el polarizador hay un a ranura, donde va un filtro de vidri o (celeste neutro) destinado a corregir el excesivo cromatismo amarillo de la luz del filamento. 9. Base: Los microscopios de polarización de luz transmitida tienen la fuente luminosa en la base, donde además se ubican el vidrio mate, un espejo o prisma para desviar los rayos hacia arriba verticalmente, el diafragma de campo luminoso y el filtro azul. La fuente luminosa emite luz blanca y su intensidad puede ser regulada. El vidrio mate permite que pase la luz sin dejar pasar la imagen del filamento de la lámpara; la luz sale de toda la superficie del vidrio en forma homogénea, como luz natural, es decir que sus rayos componentes no están polarizados. El prisma o espejo de la base en algunos modelos de microscopio es ligeramente movible de tal manera que se pueda regular el direccionamiento del haz haciéndolo coincidir lo mejor posible con el eje del microscopio. El diafragma de campo luminoso restringe la cantidad de luz que va a pasar y permite así centrar el haz con el eje del microscopio. El filtro azul, último componente de la base, da al haz de luz blanca una apariencia de luz de día. MINERALOGIAOPTICA



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10. Tornillos de aju ste tosco y fino : La altura de un objetiv o por encima de un objeto que es tá en la platina del microscopio, puede variarse ocasionalmente para obtener una imagen con los contornos enfocados. Esto se realiza con la ayuda de dos tornillos estriados. Uno de ellos, conocido por tornillo macrométrico de ajuste tosco, desplaza el objetivo hacia arriba o hacia abajo en un intervalo notablemente grande; el segundo al que se suele denominar como tornillos micrométrico de ajuste fino, realiza la misma función pero con unos intervalos muy graduales. CORRECCIONES AL MICROSCOPIO DE POLARIZACIÓN Con el uso del microscopio de polarización, algunas de sus partes se aflojan, se descentran y por ello es necesario regularmente hacer ciertas correcciones, siendo las principales: el centrado de objetivos, centrado de fuente luminosa y la corrección de perpendicularidad entre polarizador y analizador. a) Corrección de objetivos descentrados: Un objetivo está centrado cuando el eje de las lentes coincide con el eje vertical alrede dor del cual gira la platin a del microscopio. Cuando el eje del objetivo no coincide exactamente con el eje del microscopio decimos que el objetivo se encuentra descentrado (Fig. 10A). Al girar la platina veremos que el objeto ubicado en el centro del campo visual no gira sobre su propio eje sino que sale del centro y hace una órbita circular. Si el objetivo está muy descentrado la órbita sale del campo visual, es porque además del objetivo, la platina también está descentrada, para lo cual se requiere su corrección.

Fig. 10A

Fig. 10B

Si el objetivo está centrado correctamente, una muestra o punto permanecerá fija durante el giro de 360 grados de la platina giratoria (Fig. 10B). Cada objetivo que se use con el microscopio, durante un estudio microscópico mineralógico, requiere del centrado de los objetivos . Para corregir un objetivo descentrado, se empieza con el de aumento bajo luego con el de aumento medio y alto, procediendo de la siguiente manera (Fig. 11A):

A

B

Figura 11. Esquema de la corrección de objetivos descentrados (A) y de fuente luminosa descentrada (B). Fuente: Chirif L. H., 201 0. MINERALOGIAOPTICA




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1. Enfocar una sección delgada y ubicar un punto en el cruce de los retíc ulos. 2. Girar la platina hasta que el punto esté lo más alejado pos ible del cruce reticula r (diámetro). 3. Con ayuda de los 2 tornillos par a centrar objetivos, mover el punto hasta la mitad de su distancia con el cruce reticular (radio) 4. Moviendo la sección, ubicar nuevamente el punto de referencia hasta el cruce de los retículos. 5. Girar la platina nuevamente, observando si el punto de refer encia se aleja, y si el objetivo aún no está centrado se repite la secuencia desde el paso 1. El centrado se completa cuando el punto de referencia, al girar la platina se encuentra en el centro de los reticulos. b) Corrección de la fuente luminosa: Cuando el eje del haz de luz transmitida no coincide con el del microscopio decimos que la fuente luminosa está descentrada. El campo visual no se ve homogéneamente iluminado y los minerales presentan sombras hacia un lado. Para corregir, se procede de la siguiente manera (Fig. 11B): 1. Colocar el objetivo de menor aumento correctamente centrado. 2. Retirar el filtro azul, vidrio mate, polarizador y condensador de alto poder. 3. Cerrar diafragmas de apertura y de campo luminoso. 4. Ver la proyección del filam ento de la fuente lumino sa en el diafragma de apertura y centrar moviendo la fuente luminosa o el prisma de la base o el conjunto subplatina, según el modelo del microscopio. 5. Enfocar una sección delgada y retirarla. 6. Centrar el punto luminoso con los tornillos centradores del conjunto subplatina, o del prisma de la base, según el modelo del microscopio. 7. Abrir diafragma de campo luminoso hasta que el polígono quede circunscrito al campo visual. 8. Colocar filtro azul, vidrio mate y sección delgada. 9. Graduar diafragma de apertura e intensidad. c) Corrección de la perpendicularidad de polarizadores: Otra característica es verificar la perpendicularidad de los polarizadores, que al insertar el analizador, el campo debe estar completamente oscuro, si no está oscuro, los polarizadores no están perpendiculares entre sí. Se puede verificar mediante la biotita, siguiend o una secuencia. Cuando la dirección privilegiada del polarizador y la del analizador no son perfectamente perpendiculares, las observaciones entre nicoles cruzados no serán las correctas, los minerales isótropos no se ven oscuros y los anisótropos presentan colores diferentes a los correspondientes a su birrefringencia. Para la corrección se procede de la siguiente manera: 1. Enfocar una sección delgada y ubicar algún medio isótropo (vidrio, bálsamo) o retirar la sección. 2. Colocar el analizador en secuencia (nicoles cruzados). No debe pasar luz. 3. Si pasa luz entonces girar el polarizador hasta conseguir la oscuridad. d) Alineación de los hilos de l retículo con los nicoles: Durante las medidas corrientes, los hilos del retículo deben ser paralelos a las direcciones privilegiadas de los nicoles, esto puede ser probado mediante una biotita. 6. ESTUDIO DE MINERALES TRANSPARENTES CON EL MICROSCOPIO DE POLARIZACION En mineralogía microscópica se consideran cuerpos transparentes y translúcidos a aquellos que, con MINERALOGIAOPTICA




un espesor entre 20 y 30 μm (0.020 y 0.030 mm) dejan pasar la luz.

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El propósito de un análisis microscópico en mineralogía óptica, es: identificar los minerales transparentes y determinar su composición química. Se puede reconocer los minerales comunes por simple inspección al microscopio de polarización, pero muchas mezclas isomorfas de 2 ó más compuestos que participan en una variedad es difícil de reconocer, a no ser por las mediciones precisas de sus constantes ópticas. Todos los minerales transparentes se estudian por medio del microscopio de polarización, que es por medio de la luz transmitida, en que la luz atraviesa el mineral. Existen dos formas principales de presentar el mineral transparente para su estudio microscópico: En sección o lámina delgada y en grano suelto. Un cristal se agrupa ópticamente en dos categorías, medios isótropo y anisótropo. Cuando se coloca un mineral anisótropo en la platina del microscópico y se lo ilumina con un haz suficientemente convergente, se forman 2 imágenes diferentes. Una de ellas es la imag en real o directa que se forma en el plano focal del ocular que se deno mina observación con luz ortoscópica. Otra es una im agen, llamada indirecta, que se forma en el plano focal del objetiv o (inmediatamente arriba de su lente superior) y que no revela ninguna de las propiedades ordinarias del cristal (p.e. forma, color, etc.), sino que representa en cierta medida, la imagen de su indicatriz óptica. El estudio de esta imagen llamada figura de interferencia, constituye el método de obser vación con luz convergente o conoscópica. 7. PREPARACIÓN DE LÁMINA O SECCION DELGADA Para el estudio de una muestra que puede ser un mineral o roca con el microscopio de polarización, se requiere de preparación de capa, la muestra, que etc. empieza la selección de la zona a estudiar; estouna puede ser una adecuada venilla, una una roca, Si el con objetivo es estudiar minerales transparentes, se debe preparar una sección o lamina delgada. TIPOS DE PREPARACIONES MINERALES TRANSPARENTES PARA EL ESTUDIO MICROSCOPICO La preparación de un mineral, para ser observado con el microscopio petrográfico o de polarización, se hace de dos maneras: en sección o lámina delgada, y granos transparentes o por inmersión. a) Sección delgada Esta sección tiene un espesor standard de 0.02 a 0.03 mm, pueden prepararse de rocas, agregados minerales, materiales cerámicos, mezclas de concreto y otros productos de laboratorio consistentes en agregados de sustancias sólidas, cristalinas o amorfas. Una sección delgada proporciona muestras ordenadas bidimensionales, en las que pueden determinarse relaciones espaciales y contorno s de los granos que se denom ina textura; además muestran al mineral de lasusasignaturas, aso ciados se más corrienteslas quepropiedades se denomina la paragénesis; y lo más importante para en losunión fines de determinan morfológicas y ópticas mediante las cuales pueden identificarse la mayoría de los principales minerales transparentes. La sección delgada es ampliamente empleado en los estudios petrográficos microscópicos, pero en determinadas circunstancias, el estudio de sección delgada sólo puede darnos una información incompleta, como por ejemplo en rocas de grano grueso, minerales raros donde el índice de refracción es difícil de medir, o minerales que pertenezcan al grupo isomorfo, que son más fáciles de realizarlos mediante la inmersión en líquidos. En la práctica, la identificación de los minerales por MINERALOGIAOPTICA




medios de sus propiedades ópticas de lámina delgada y el de inmersión se complementan entre sí.

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Si la muestra es disgregable o frágil, se impregna con resina o bálsamo de Canadá al vacío, con lo cual la muestra adquiere mayor cohesión. Luego se realiza el corte de la porción seleccionada. Para hacer los cortes del mineral, se eligen ciertos planos cristalográficos (p.e. los cortes pueden ser paralelos o perpendiculares al clivaje), ayudándose para ello de la m orfología del mineral transparente en caso de muestras bien cristalizadas. Con minerales masivos la elección del corte es más arbitraria, aunque puede servir de ayuda la observación de las propiedades físicas del mineral como las fracturas, exfoliación, etc. En la elaboración de una sección delgada, la muestra se secciona con el petrótomo, en dos cortes paralelos con una separación de aproximadamente 1 mm. Una de las caras de la muestra se desgasta y pule con abrasivos del más grueso al más fino, el desgaste se empieza con carburundum y culminando con alúminas o mejor aún con polvo fino de diamante, seguido se pega esta cara a una lámina portaobjetos con el bálsamo de Canadá ( n = 1,535-1,540 o Lakeside 70 ( n = 1,536), se deja secar y luego se procede al desgaste y pulido de la otra cara hasta obtener el espesor deseado. Con cada abrasivo se trabajará hasta que desaparezcan las irregularidades obtenidas con el abrasivo anterior. Para obtener un espesor de 30 μm en una sección delgada, se recurre a una propiedad óptica de los minerales, por ejemplo comprobando que los colores de interferencia del cuarzo, sea blanco grisáceo de primer orden, y finalmente sobre la muestra se pega un cubreobjetos (Figs. 12 y 13). Para el estudio microscópico, una sección delgada reúne las siguientes ventajas: 1) Permite observar las propiedades morfológicas y ópticas de los minerales transparentes una y otra vez, 2) Permite comparar las propiedades de otras secciones delgadas, 3) Permite estudiar la textura (relaciones entre los distintos cristales de un agregado-roca), 4) Permite determinar la paragénesis de los minerales, 5) Permite determinar las alteraciones de los minerales.

Figura 12. Proceso de preparación de una lámina delgada a partir de una roca.

Figura 13 MINERALOGIAOPTICA




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b) Por inmersió n o granos transpa rentes Para obtener una muestra para el estudio de minerales transparentes por inmersión, primero se tritura la muestra y lu ego se tamiza, de manera que los granos tengan un diámetro comprendido entre tamices de 120 y 200 µ (0,12 y 0,20 mm). Luego en el centro de una lámina de vidrio portaobjeto se echa una o dos gotas de bálsamo de Canadá, sobre la cual se esparce una pequeñísima cantidad de granos de mineral. Evitar un apelotonamiento de granos minerales, que entorpecería la observación cómoda de los mismos. Toda esta operación se realiza sobre una placa metálica cuidadosamente calentada con el mechero de bunsen a una temperatura suficiente para fundir el bálsamo. Finalmente, se superpone la lámina cubreobjetos, oprimiéndolo con suavidad, para que se reparta por igual la muestra en el bálsamo y se deja enfriar (Fig. 14).

Fig. 14

En la determinación de índices de refracción, se depositan los granos transparentes directamente sobre el portaobjetos y se coloca encima el cubreobjetos. Con una varilla de vidrio se dejan caer junto al borde del cubreobjetos una o dos gotas de cualquier líquido de índice de refracción conocido (n = 1,35-1,45), el cual, por capilaridad, y ayudado con una ligera presión, se extenderá rápidamente entre el porta y el cubreobjetos. Es importante que el líquido utilizado, tenga que ser incolora, no tóxico (ni por el olor ni por el tacto), químicamente inerte y, por último barato. Su volatilidad y dispersión deben ser bajas, pero sus ángulos de contacto con el vidrio deben ser grandes con el fin de evitar que resbalen rápidamente sobre la lámina, La influencia de la temperatura sobre el valor de su índice de refracción debe ser muy débil. El método de inmersión, es superior al de sección delgada en que: 1) el montaje es más rápido y simple; 2) el medio de inmersión se puede cambiar, lo que permite medir los índices de refracción; 3) se puede modificar la posición de un grano hasta obtener una orientación conveniente. En petrografía, la técnica del grano suelto se aplica principalmente a los sedimentos inconsolidados, mientras que la técnica de la sección delgada se emplea en rocas duras. 8. P ROPIEDADES TRANSPARENTES

MORFOLOGICAS

Y

OPTICAS

DE

LOS

MINERALES

Las observaciones microscópicas se realizan con luz ortoscópica, y luz conoscópica o convergente (Fig. 15), y comprende lo siguiente: a) Observaciones sin analizador o nicoles paralelos (S/A o NP), luz paralela u ortoscópica: Habito, forma-grado de idiomorfismo o cristalización, clivaje, color, pleocroismo, relieve, índices de refracción. b) Observaciones con analizador o nicoles cruzados (C/A o NC), luz paralela u ortoscópica: ángulo de extinción, colores de interferencia, birrefringencia, macla, signo de elongación, intercrecimientos, inclusiones, alteraciones. c) Observaciones con analizador, luz convergente: carácter uniaxial o biaxial, signo óptico, ángulo 2V, orientación del elipsoide, dispersión. MINERALOGIAOPTICA




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Fig. 15. Diferencias entre luz ortoscóp ica y luz conoscópica. Fuente: Chirif L. H., 2010.

9. REDUCCIÓN DE TRES A DOS DIMENSIONES DE LAS MUESTRAS Al hacer un corte al cristal para prepa rar una sección delgada o pulida, estamos reduciendo los aspectos morfológicos y ópticos de tres a dos dimensiones. Así, por ejemplo, si cortamos un cubo, obtendremos superficies triangulares, cuadrangulares, pentagonales o hexagonales, según la orientación del corte, pasando de esa manera de un volumen a una superficie. Igualmente, en una sección de un mineral, encontramos sólo dos de sus tres índices ópticos, los que están en direcciones ortogonales entre sí (direcciones privilegiadas del mineral en la sección) y corresponden a los radios principales de la elipse de intersección de la indicatriz con el plano de corte (Fig. 16).

Figura 16. Orientación del corte, forma de los cristales y valores de índices en la sección. A la izquierda se muestra la forma tridimensional de un cristal, donde X, Y y Z indican las direcciones en que se encuentran los índices a, b y c, respectivamente. Si se hace un corte según el plano A, se obtendrá una sección con índices b ( β o Nm) y c (γ o Ng); si se hace un corte como B, se obtendr á una sección con índices a ( α o Np) y b (β), y si se hace un corte como C, se obtendrá una sección con un índice a ( α o Np) y otro índice intermedio entre b ( β) y a (α), al que se denomina a (γ). Obsérvese que los índices siempre están incluidos en direcciones perpendiculares entre sí. Fuente: Chirif L. H., 2010. MINERALOGIAOPTICA




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CAPITULO II: ORTOSCOPIA. ESTUDIO DE LAS CONSTANTES OPTICAS DE LOS MINERALES TRANSPARENTES CON EL MICROSCOPIO DE POLARIZACION - CON NICOLES PARALELOS 1. GENERALIDADES Para las observaciones con luz paralela u ortoscópica, se mantiene la lente de Bertrand fuera del sistema óptico. Las observaciones con luz paralela se ejecutan con analizador y sin analizador (Fig. 17).

Fig. 17

Estas dos formas de observación, con polarizadores paralelos y cruzados, se realizan iluminando el cristal mediante un haz cuyos rayos deben ser lo más paralelos posible, que dependen del aumento del objetivo; cuanto mayor sea éste, menor será su luminosidad y ello obligará a reforzar la convergencia del condensador, para acrecer la intensidad de la iluminación y el poder de resolución. Esta forma de observación, en la que se ve la imagen real del cristal y el paralelismo del haz de luz, se denomina con luz paralela u ortoscópica. 2. ESTUDIO DE MINERALES TRANSPARENTES SIN ANALIZADOR O CON NICOLES PARALELOS Con las observaciones sin analizador o con nicoles paralelos con luz paralela, se pueden hallar constantes ópticas de los minerales con el fin de averiguar sus propiedades morfológicas (Habito, forma y clivaje) y ópticas (Color, policroísmo, relieve, e índice de refracción). HABITO Por el desarrollo preferencial de una, dos o tres dimensiones, los cristales pueden ser: equidimensional (granate, leucita, magnetita, etc.), tabular (feldespatos, nefelina, etc.), prismático (anfíboles, piroxeno, etc.), acicular (sillimanita, etc.) y laminar (micas, clorita, serpentina, etc.) (Fig. 18). En la figura 19 se observan cristales fibrosos, para el talco (1). Tabulares para la actinolita (2). Prismáticos, típicos de los feldespatos (3) y del apatito (4). Laminar muy representativo de todas las micas y cloritas (5). Las formas redondeadas, como la de los granates (6) son características de los minerales de los sedimentos. La forma de presentarse que tienen los minerales depende del mineral MINERALOGIAOPTICA




mismo y de las condiciones del medio.

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Figura 19 Figura 18. Habito según el número de dimensiones

preferentemente desarrolladas. Fuente: desconocida, en Chirif L. H., 2010.

Las formas que observamos en las secciones delgadas son reducciones bidimensionales de realidades de tres dimensiones. La observación de diferentes granos de un mismo mineral permite interpretar la forma tridimensional del mismo. FORMA Se refiere al grado de desarrollo de caras, o referido al contorno del cristal. Algunos minerales muestran contornos más o menos poliédricos, que representan su forma cristalina o presentan totalmente formas externas geométricas definidas (cristales idiomorfos o euhedrales); otros, de forma indefinida o no las presentan (cristales alotriomorfos o anhedrales); los intermedios presentan solo parcialmente dichas formas y se llaman hipiodiomorfos o subhedrales (Fig. 20 y fotos 7 al 11).

Fig. 20

La forma puede servir, para establecer el orden de cristalización, o paragénesis. Cuando un mineral presenta la forma de otro se habla de pseudomorfismo, e indica generalmente que el primero ha reemplazado al segundo, o se ha formado por inversión a partir de éste. La forma de los cristales depende en gran medida de las condiciones del medio en que éstos se han desarrollado, y por lo tanto, no es una característica distintiva del mineral. CLIVAJE En sección delgada, el clivaje se manifiesta como grietas rectas más o menos continúas, unas veces gruesas y abiertas, otras finas y cerradas. Debe especificarse el grado de perfección del clivaje, su orientación con respecto a las direcciones de vibración y a las caras o alargamiento del cristal, así como el ángulo entre los distintos sistemas de clivaje (p.e. para distinguir entre piroxenos y anfíboles) (Figs. 21 al 28, y fotos 7 al 11). En minerales sueltos el clivaje se revela por las caras planas formadas al molerlos. MINERALOGIAOPTICA




Figura 21. Formas bidimensionales propias de los diferentes sistemas cristalinos. Fuente Chudoba, 1932.

Fig. 22. Muscovita con planos de clivaje paralelo a la platina según (001), y clivaje perpendicular a la platina, según (110) o (010).

Fig. 23. A. Muscovita con clivaje basal perfecto según (001). B. Sillimanita con clivaje perfecto según (010).

Fig. 24. Anfíboles y piroxenos con clivaje basal según (001), y clivaje según (110) o (010). MINERALOGIAOPTICA


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Fig. 25. Clivaje en la halita (cubico).

Fig. 26. Clivaje en la calcita (Romboédrico).

Fig. 27. Clivaje rectangular en la anhidrita según (100) (010) y (001).

Fig. 28. Fluorita con clivaje octaédrico.

En la figura 29 se muestran los tipos de clivaje: perfecta, buena, mediana, mala, imperfecta o ausente. Para el estudio de esta propiedad se debe indicar tanto la calidad como las direcciones; para ello es conveniente buscar cortes perpendiculares al plano de clivaje, corteso se conconfunden trazas de con clivaje nítidas y finas. En algunos minerales no pueden observarse bienesto los es, clivajes las grietas que es necesario describirlos, razón por la cual se sigue una secuencia para hallar las direcciones de vibración, con el fin de hallar las constantes óptica de los minerales.

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Figura 29. Arriba. Nitidez de las trazas de clivaje. Abajo. Tipos de clivaje. Fuente: En Chirif L. H., 2010.

MORFOLOGÍA / CLIVAJE

Foto 7. Calcita anhedral con clivaje bueno en la dirección A. Planos de maclas en las direcciones B y C. La alta birrefringencia permite notar las maclas aun en nicoles paralelos. Fuente: Chirif L. H., 2010.

Foto 8. Biotita anhedral, con el clivaje perfecto en la dirección señalada. Observación con nicoles paralelos. Fuente: Chirif L. H., 2010. MINERALOGIAOPTICA




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Foto 9. Cuarzo euhedral, con trazas de fractura conco idal (líneas curvas). Observación con nicoles paralelos. Fuente: Chirif L. H., 2010.

Foto 10. Plagioclasas euhedral, con clivaje bueno en dos direcciones. Observación con nicoles paralelos. Fuente: Chirif L. H., 2010.

Foto 11. Hornblenda euhedral, con clivaje bueno en dos direcciones. Observación con nicoles paralelos. Fuente: Chirif L. H., 2010.

COLOR Muchos minerales absorven parte de las radiaciones de la luz blanca. Por lo tanto, resultan coloreados MINERALOGIAOPTICA




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cuando los observamos sin analizador. Al cruzar el analizador, el color producido será el resultado del efecto combinado del color de interferencia más el color de abso rción o color propio (Fig. 30). A veces este color es tan intenso que enmascara el color de interferencia. De ser posible, siempre que estudiemos el color de interferencia de tales minerales, debemos excluir su color propio.

Fig. 30. Cuando la luz se refracta a través de un cristal, parte de ella queda absorbida. Cuando la absorción es total no hay ondas a la salida del cristal, se ve negro y se dice que es opaco (1), mientras que si parte de las radiaciones atraviesan el cristal se habla de material transparente (2).

El color de un mineral se observa en la posición del clivaje paralelo a N-S, u orientando la dirección de vibración mayor paralelo a N-S. El color de un mineral en lámina delgada no presenta tantas variaciones como se verían macroscópicamente; esto se debe a que con un espesor de 30 μm el efecto de las impurezas es mínimo, por ejemplo el cuarzo rosado, el blanco, o el cuarzo gris los veremos incoloros en sección delgada. La descripción del color se hace tomando en cuenta el color principal, la intensidad y la tonalidad (por ejemplo, amarillo claro verdoso) (Fotos 12 a la 17). Es preferible evitar las comparaciones. A continuación citamos algunos ejemplos de colores de minerales en sección delgada: Incoloro: Cuarzo, feldespato, circón, apatito, cloritoide, espinela, fluorita, calcita, dolomita, anhidrita, baritina, muscovita. Rojizo: Almandina, piropo, espesartina, circón, rutilo, esfena, biotita, hiperstena, hornblenda. Verdoso: Clorita, augita, diópsido, olivino, pumpelita, esfena, biotita, epidota, glaucofana, hornblenda, hiperstena. PLEOCROISMO Es la capacidad de algunos minerales de mostrar diferentes colores (o intensidad o tonalidad) cuando la luz es transmitida en direcciones diferentes. El grado de absorción depende del espesor de la muestra, en consecuencia, hay que resaltar que el pleocroísmo observado en secciones delgadas de 30 mm de espesor será radicalmente diferente al observado en muestras gruesas. En función a la magnitud del cambio podemos calificar al pleocroísmo como fuerte (por ejemplo, biotita, glaucofana), moderado (clorita, hornblenda) o débil (cordierita, sillimanita) (Fotos 12 a la 17). La absorción diferencial de los rayos hace que muchos minerales a la luz polarizada, presenten coloración distinta, según su posición respecto al plano de vibración de la luz. Haciendo girar el mineral en la platina, sin analizador se nota la variación de coloración. El pleocroismo significa en MINERALOGIAOPTICA




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muchos casos un cambio de intensidad de color, pero en otros varía también la tonalidad a causa de la diferente absorción de los colores del espectro. En los minerales dimétricos, los colores son solamente dos (dicroismo); en los trimétricos, en cambio, puede haber tres intensidades o tonalidades distintas, una para cada eje del elipsoide (policroísmo). El máximo de policroísmo, en los cristales dimétricos, se presenta en las secciones paralelas al eje C; las intensidades máxima y mínima se producen cuando la dirección de vibración de la máxima absorción está paralela o transversal, respectivamente, al hilo vertical del retículo. El tono más oscuro corresponde a la dirección de vibración del rayo más lento, o sea el índice de refracción mayor. La fórmula del pleocroismo consiste en indicar las direcciones de vibración principales y el color del pleocroismo correspondiente. Por ejm. en la biotita  = castaño claro y  = pardo oscuro (Fig. 31).

Fig. 31

En resumen algunos minerales tienen la propiedad de absorber de modo diferente la luz en sus distintas direcciones. La biotita, por ejemplo cambi a notablemente de color al girar la platina del microscopio y observarse sin analizador. Esta variación de color a causa de la absorción selectiva del mineral se denomina pleocroismo. Para hallar las constantes ópticas color y pleocroísmo, se sigue la secuencia siguiente: cuando un cristal anisótropo presenta color, se debe explorar si posee pleocroísmo al girar la platina. Se debe establecer la fórmula del pleocroísmo, indicando el color correspondiente de las distintas direcciones morfológicas o cristalográficas. Para ello se gira la platina hasta que la intensidad sea máxima; luego se pasa a la posición a 90° y se anota el nuevo color. Estas posiciones de máxima y mínima intensidad corresponden a las direcciones de vibración, de manera que se pueden también buscar las posiciones de extinción primero, y observar el color en cada una. El índice mayor de refracción, o sea la dirección de vibración de los rayos más lentos, corresponde siempre a la mayor intensidad del color. En virtud de la relación entre la facilidad de vibración y la absorción de luz, distintas secciones de un mismo mineral pleocroico dan distintos colores de pleocroísmo; una sección isótropa, en cambio, da un solo color. La intensidad de color (y por lo tanto, también del pleocroísmo) depende, también del espesor; un cristal incoloro en sección delgada puede presentar coloración en grano suelto. Para determinar la fórmula del pleocroismo se busca secciones paralelas por lo menos a uno de los ejes principales del elipsoide, hasta obtener sucesivamente el valor de todos; en los uniaxiales, todas las secciones dan un mismo color en una de las posiciones, aquella correspondiente a omega. El pleocroísmo se puede expresar por una fórmula que indica la intensidad de los colores absorbidos y la evaluación de su calidad. Por ejemplo, en un min eral uniáxico determinamos primero los nombres de los ejes de la indicatriz y observamos sin analizador para  color propio verde, y para  color propio amarillo. Su fórmula pleocroica será: MINERALOGIAOPTICA




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: Verde

Calidad

Intensidad:

>

: Amarillo

Es lógico suponer que los minerales uniáxicos pleocroicos serán dicroicos, mientras que los biáxicos podrán ser tricoicos. En biáxicos la fórmula será, por ejemplo: Ng: Verde Nm:Verdeamarillento Np: Amarillo

Intensidad:

Ng>Nm>Np

Existe una división del pleocroismo en normal e inverso, que se utiliza prácticamente sólo en los minerales uniáxicos. Al estudiar la indicatriz uniáxica veremos como el eje óptico coincide siempre con el eje cristalográfico C, por lo general está indicada por el hábito alargado del mineral o por la dirección de exfoliación. Cuando la máxima absorción de luz coincida con el eje cristalográfico C, el pleocroismo es normal y cuando la máxima absorción coincida con la dirección normal al eje cristalográfico C, el pleocroismo será inverso. La turmalina es uno de los minerales más representativos del pleocroismo inverso. RELIEVE Al observar los minerales transparentes con el micros copio de polarización, son notables sus superficies toscas, rugosas e irregulares, o se observa la sensación del grado de resalt e de los accidentes de su superficie, es tanto mayor cuanto más grande sea la diferencia entre su refringencia y la del medio que la rodea, es decir depende de la relación entre su índice de refracción y el del medio que lo rodea (Fig. 32), cuando ambos índices de refracción son iguales, no existe el relieve. A mayor diferencia entre los índices de refracción, mayor será la sensación óp tica de relieve.

Fig. 32. El relieve se observa en el borde de los granos, mediante una línea oscura más o menos ancha que hace que destaquen con diferente intensidad. Los granos 1 se ven menos que los 2 y 3, y los que más destacan son los 4, el relieve crece desde los granos 1 a los 4.

DETERMINACIÓN DEL ÍNDICE DE REFRACCIÓN Los índices de refracción de un mineral son las constantes ópticas que más directamente conducen a la identificación del mineral, que consiste en determinar  ó  y Ng, Nm, y Np. En las sustancias isótropas, se tiene solo un índ ice de refracción, y en las sustancias anisótropas, se tienen 2 a 3 índices de refracción (uno constante y el otro variable). Los principales métodos para la estimación o determinación del índice de refracción de un mineral son método de comparación de índice de refracción por medio de la línea de Becke, la iluminación oblicua, y estimación del relieve por comparación del índice de refracción del mineral con el bálsamo MINERALOGIAOPTICA




de Canadá. Estos métodos se basan en la comparación del índice del mineral a estudiar, con el del medio en el que éste se encuentra inmerso, que puede ser otro mineral, bálsamo de Canadá o aceite.

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MÉTODO DE COMPARACIÓN DE ÍNDICE DE REFRACCIÓN POR MEDIO DE LA LÍNEA DE BECKE La línea de Becke se forma al desenfocar el mineral, aumentando ligeramente la distancia entre el objetivo y el mineral. Cuando la diferencia entre el índice de refracción del mineral a estudiar y del medio en que este se encuentra inmerso es marcada, se forma una línea brillante nítida que se dirige claramente al medio de mayor índice. Por el contrario, si la diferencia es mínima, se formará una línea tenue y será necesario aumentar el contraste (bajar intensidad de la luz y cerrar diafragma de apertura) y enfocar y desenfo car varias veces para poder apreci arla. La formación de la línea de Becke se explica mediante la figura 33. El método de la comparación de índices de refracción por medio de la línea de Becke, se efectúa con ayuda del microscopio de polarización y minerales de índices de refracción conocido, para luego comparar con el mineral inves tigado. La línea se puede obs ervar con nicoles paralelos y cruzados, y con objetivos medios o altos (Fig. 34.

Figura 33. Formación de la línea de Becke. Al aumentar la distancia entre el objetivo y el objeto, la línea brillante que se dirige hacia el mineral de mayor índice de refracción. Fuente: Chirif L. H., 2010. Fig. 34

A

B

En la figura 35 se explica gráficamente, el movimiento lateral de la línea de B ecke. En la figura 35 A, se enfoca vertical, donde línea la luzluminosa. sufre reflexión de 35 N yB,n,aly desenfocar llega como punto P alcon PF,precisión entonceselnocontacto se observará ninguna En latotal figura (subir) la luz converge bajo el PF y se observa una concentración luminosa en la sustancia de mayor índice de refracció n (N). En la figura 35 C, al desenfocar (bajar) la concentra ción luminosa, se mueve hacia la sustancia de índice de refracción menor ( n).

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METODO DE ILUMINACION OBLICUA El método de la sombra o iluminación oblicua consiste en interrumpir con un obstáculo opaco un lado del haz de luz del microscopio entre la fuente luminosa y el conjunto subplatina, acercándolo lentamente hacia el centro, para luego observar cómo se ensombrece el grano mineral a estudiar. Si éste tiene índice de refracción similar al medio en el que se encuentra inmerso, entonces se ensombrecerá homogéneamente; pero si su índice es mayor, aparecerá una sombra por el mismo lado por donde se introduce el obstáculo opaco (Figura 36). Fig. 35

Fuente: Segura R., 1978.

Fig. 36

Fuente: En Chirif L. H., 2010.

ESTIMACIÓN DEL RELIEVE POR COMPARACIÓN DEL ÍNDICE DE REFRACCIÓN DEL MINERAL CON EL BÁLSAMO DE CANADÁ Para la estimación del relieve mediante este método, se toma como material de referencia al bálsamo de Canadá tienepositivo un índice refracción de 1,55. En la figura se refracción muestra la de estimación de los relieves en que neutro, y de negativo, relacionados a los índices37de los principales minerales transparentes conocidos. TAMAÑO Para la medición del tamaño de los minerales, se requiere previamente saber la medid a de las unidades marcadas en el ocular. Para ello, comparamos las unidades del ocular con las de un objeto MINERALOGIAOPTICA




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micrométrico para cada objetivo. Conociendo el valor de las unidades del ocular se puede medir el tamaño de los minerales (F igura 38). Para determinar el espesor de los minerales, se requiere previamente conocer la magnitud del desplazamiento vertical de la platina al girar una unidad el tornillo de enfoque (aproximadamente 2 μm). Luego, bastará pasar de la posición de enfoque de la superficie superior a la de enfoque de la superficie inferior del grano, observando la cantidad de unidades del tornillo giradas.

Figura 37. Estimación del índice de refracción-relieve. Fuente: En Chirif L. H., 2010.

Figura 38. Medición del tamaño de grano. Estimar el largo y ancho del cristal del dibujo inferior. Hacer una tabla de los diámetros de los campos visuales para cada uno de los objetivos. Fuente: En Chirif L. H., 2010.

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COLOR, PLEOCROÍSMO, RELIEVE Y LÍNEA DE BECKE

Fig. 45

Fotos 12 A y B. Olivino de color pardo rosá ceo, relieve positivo alto y pleocroísmo ausente. Observación con nicoles paralelos. Fuente: Chirif L. H., 2010.

Fotos 13 A y B. Titanita o esfena de color pardo amarillento, relieve positivo alto y pleocroísmo débil. Observación con nicoles paralelos. Fuente: Chirif L. H., 2010.

Fotos 14 A y B. Biotita con color beige a pardo anaranjado intenso, relieve positivo medio y pleocroísmo fuerte. Observación con nicoles paralelos. Fuente: Chirif L. H., 2010. MINERALOGIAOPTICA




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Fotos 15 A y B. Plagioclasa subhedral (izquierda) y cuarzo subhedral (derecha). Color incoloro en ambos minerales, relieve positivo bajo de la plagioclasa y el relieve negativo del cuarzo con respecto a los minerales vecinos. Fuente: Chirif L. H., 2010.

Fotos 16 A y B. Circón con nicoles paralelos. A la izquierda, el cristal enfocado (obsérvese el relieve alto), y a la derecha, desenfocado, aumentando la distancia de trabajo; se ha formado una línea brillante en la parte interna del perímetro, lo cual indica que el circón tiene mayor índice de refracción que el mineral vecino. Fuente: Chirif L. H., 2010.

Foto 17. Granates subhedrales con relieve positivo alto. Observación con nicoles paralelos. Fuente: Chirif L. H., 2010. MINERALOGIAOPTICA




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CAPITULO III: CONCEPTOS ELEMENTALES EN MINERALOGIA OPTICA 1. CONCEPTOS PRELIMINARES - EQUIVALENCIAS Fuente luminosa: Son cuerpos que emiten radiaciones que impresionan el sentido de la vista, y pueden ser naturales o artificiales. Cuerpos iluminados: Son cuerpos que no producen radiaciones, pero al recibirlas, las reflejan. Oscuridad: Es la falta de sensación luminosa. Cuerpos opacos: Son aquellos cuerpos que entre una fuente luminosa y un observador no permiten recibir la sensación luminosa. Cuerpos transparentes: Son aquellos cuerpos que entre una fuente luminosa y un observador permiten percibir la impresión luminosa sin modificaciones. Cuerpos translúcidos: Son aquellos cuerpos, donde se reconoce la luz, pero no la forma de los objetos. Cuerpo negro: Es cualquier objeto capaz de absorber completamente la radiación electromagnética incidente. Éter: Fluido hipotético, invisible, elástico que se supone llena el espacio. Quantum: Cantidad mínima de energía que puede emitirse, propagarse o absorberse. Fotón: Cuanto de energía electromagnética. Partícula sin masa cuya energía depende de la frecuencia de onda. Luz: Energía radiante constituido por radiaciones electromagnéticas. EQUIVALENCIAS 1λ=10-10 m 1 Aº (angstrom) = 1.0 × 10 -10 m= 0.1 nm -9

11 mm=1,000.000 nm = 10 Å= 1x10 m= 0,001 µm. cm=0.001 m=0.000001 km nm=1,000 µm=0,1 1 µm = 0,001 mm = 1 × 10 -3 mm= 0.000 001 m = 1 × 10 -6 m= 1000 nm. 1 m = 1 000 000 µm = 1.000.000.000 nm = 10 9 nm 1 km = 1.000.000.000.000 nm 2. LA LUZ Las ideas modernas sobre la luz nacen de la conjunción de dos conceptos como son la hipótesis corpuscular y ondulatoria, que se resumen en la teoría electromagnética y de quanta que parece que se complementan mutuamente. La luz es una forma de energía radiante que se propaga en línea recta en cualquier medio (sólidos y líquidos transparentes) y en el vacío. Las ondas luminosas se mueven en su dirección de propagación a velocidades aproximadas de 300,000 km/seg. La ley de frecuencia del sonido es aplicable a la luz. 3. TEORIAS SOBRE LA LUZ BREVE HISTORIA DE LAS TEORÍAS SOBRE LA LUZ Hasta mediados del siglo XVII fue creencia general que la luz consistía en una corriente de corpúsculos emitidos por focos luminosos, como el sol o las llamas, y que aquella se propagaba en línea recta. La luz podía penetrar las sustancias transparentes y se reflejaba en las superficies de los cuerpos opacos. Cuando los corpúsculos penetraban en el ojo, excitaban el sentido de la vista. MINERALOGIAOPTICA




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A mediados del siglo XVII había comenzado a progresar la idea de que la propagación de la luz se daba con movimiento ondulatorio. Christian Huygens demostró, en 1670, que las leyes de la reflexión y la refracción podían explicarse basándose en la teoría ondulatoria y que ésta proporcionaba una interpretación sencilla a la doble refracción, recientemente descubierta. La teoría ondulato ria, sin embargo, no fue aceptada en ese momento. Recién en 1827, los experimentos sobre la interferencia, de Thomas Young y Agustín Fresnel, y las medidas de la velocidad de la luz en los líquidos, realizadas por León Foucault, en fecha algo posterior, demostraron la existencia de fenómenos ópticos para cuya explicación resultaba inadecuada la teoría corpuscular. El siguiente gran avance en la teoría de la luz fue el trabajo del físico escocés James Clerk Maxwell, quien en 1873 demostró que un circuito eléctrico oscilante debía irradiar ondas electromagnéticas. La velocidad de propagación de las ondas, calculada a partir de medidas puramente eléctricas y magnéticas, resultó ser aproximadamente 3x108 m/seg. Dentro de los límites de los errores experimentales, mostraba un resultado igual a la velocidad de propagación de la luz determinada experimentalmente. Parecía evidente que la luz consistía en ondas electromagnéticas de longitud de onda extremadamente corta. Quince años más tarde del descubrimiento de Maxwell, Heinrich Hertz, utilizando un circuito oscilante de pequeñas dimensiones, logró producir ondas de corta longitud de indudable srcen electromagnético y demostró que poseían las propiedades de las ondas luminosas, ya que podían ser reflejadas, refractadas, concentradas por un lente, polarizadas, etc., lo mismo que las ondas luminosas. A finales del siglo XIX fue aceptada plenamente la teoría electromagnética de la luz de Maxwell y la comprobación experimental de Hertz. La teoría electromagnética clásica no podía explicar el fenómeno de emisión fotoeléctrica, esto es, la expulsión de electrones de un conductor por la luz que incide sobre su superficie. En 1905, Einstein amplió una idea propuesta cinco años antes por Planck y postuló que la energía de un haz luminoso, en lugar de estar distribuida por el espacio en los campos eléctrico y magnético de una onda electromagnética, estaba concentrada en pequeños paquetes o fotones. Se conservaba un vestigio de la descripción ondulatoria al considerar que el fotón tiene una frecuencia y que su energía es proporcional a dicha frecuencia. El mecanismo del efecto fotoeléctrico consistía en una emisión de energía de un fotón a un electrón. Los experimentos de Millikan demostraron que la energía cinética de los fotoelectrones coincidía exactamente con la fórmula pospuesta por Einstein. Otra confirmación sorprendente de que la luz está formada por fotones es el efecto descubierto por Compton, quién en 1921 logró determinar el movimiento de un fotón y un electrón antes y después de un choque. Encontró que ambas partículas se comportan como cuerpos materiales con energía cinética y cantidad de movimiento, magnitudes que se conservan después del choque. Tanto el efecto fotoeléctrico como el efecto Compton parecen exigir una vuelta a la teoría corpuscular de la luz. El punto de vista actual de los físicos, enfrentados con experimentos aparentemente contradictorios, es aceptar el hecho de que la luz tiene una doble naturaleza. Los fenómenos de propagación de la luz encuentran su mejor explicación dentro de la teoría ondulatoria electromagnética, mientras que la acción mutua entre la luz y la materia, en procesos de absorción y emisión, es un fenómeno corpuscular. La mecánica cuántica posibilita una relación entre ambas teorías. MINERALOGIAOPTICA




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RESUMEN DE LAS TEORIAS SOBRE LA LUZ 1. Emisión corpuscular (Newton I.). Un rayo de luz consiste en una constante de pequeñas partículas o corpúsculos emitidos a gran velocidad por el sol o cuerpo luminoso. 2. Ondulatoria (Huyguens C.). La luz se transmite en un éter vibratori o, mediante la vibración ondulatoria partícula a partícula. Se explican los fenómenos como: reflexión, refracción, difracción e interferencia, que son explicados con esta teoría; pero omite explicar el movimiento rectilíneo de la luz. 3. Electromagnética (Maxwell J.). La luz está formada por onda s electromagnéticas, que consisten en campos eléctricos y electromagnéticos normales entre sí y normales a la dirección de propagación. 4. Quantum (Planck-Einstein). Las relaciones oscilatorias, al incidir en un cuerpo negro, srcinan energía discontinuamente en unidades quantum. Las dos primeras hipótesis no están aceptadas por separado, mientras que las siguientes dos hipótesis si están aceptadas y se complementan mutuamente. En resumen, existe una teoría ondulatoria y una teoría corpuscular que explican la naturaleza y las propiedades de la luz. Actualmente, se sabe que la luz tiene un carácter dual onda-partícula. Para efectos de la mineralogía óptica emplearemos básicamente los conceptos de la teoría ondulatoria, ya que con su ayuda podemos explicar mejor los fenómenos de refracción, reflexión e interferencia. 4 ONDA LUMINOSA El movimiento ondulatorio de luz es comparable al causado por la caída de un objeto sobre una superficie de agua en reposo. La onda se transmite radialmente en ondulaciones concéntricas; ella no representaqueunsemovimiento de materia ena la el dirección sentido dedesulatraslación, la propagación de un impulso ejerce transversalmente onda y desino manera periódica. Esto se aprecia mirando un objeto liviano que flota en el líquido; al paso de las ondas oscila verticalmente, pero no sigue a la onda en su traslación. El movimiento ondulatorio puede estudiarse desde el punto de vista de la traslación de la onda en la dirección de propagación, o de la oscilación de cada partícula de éter situada en el camino de la onda. En un determinado instante, todas las partículas forman una curva sinuosidad, ósea una curva que resulta de desarrollar la función Y = sen x (Fig. 39); esta curva se denomina armónica. Se puede elegir, en una sucesión de ondas, aquellas partículas que en un instante dado se mueven en el mismo sentido y con igual aceleración. La distancia entre dos partículas vecinas (Fig. 39, nn’) es la longitud de onda (). La distancia máxima alcanzada por las partículas al alejarse de su posición de reposo es la amplitud de onda (oc, Fig. 39). Período (T) es el intervalo de tiempo transcurrido entre dos pasadas de la misma partícula por una misma posición y en el mismo sentido.

Fig. 39

Fase es el intervalo de tiempo transcurrido desde que una partícula pasó por la posición de reposo, también es la distancia de la posición de reposo y la dirección de su movimiento. Se dice que dos partículas están en la misma fase (o, simplemente en fase) cuando se encuentran a igual distancia y MINERALOGIAOPTICA




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del mismo lado de la posición de reposo, y se mueven en el mismo sentido. En una onda, la distancia entre dos partículas en fase es siempre igual a 1 , o a un múltiplo de lambda. Medido en términos del ángulo de fase, 1  equivale a una vuelta completa o 2. El período puede definirse también como el tiempo que necesita una onda para trasladarse de una distancia igual a su longitud de onda ( ). La velocidad de onda resulta así igual a la longitud de onda dividida por el período: V =  / T. La frecuencia (f) es el número de veces que una partícula oscila o pasa por la misma posición en la unidad de tiempo. La frecuencia es la inversa del período (f = 1 / T). Entonces la velocidad es: V =  x f. El modo de una onda es el punto correspondiente a la partícula que pasa por su posición de reposo (n); cresta es la parte máxima amplitud (c). La oscilación de las partículas es generalmente llamada vibración que expresa la enorme frecuencia de las ondas luminosas (alrededor de 5 x 10 14 vibraciones por segundo). El movimiento vibratorio define una onda cuya longitud (λ) determina el tipo de radiaci ón,

mientras que la frecuencia y la amplitud determinan el color y la intensidad, respectivamente. Su velocidad (V) depende del medio; de esta manera, la velocidad de la luz en el vacío es igual a 2,9979x108 m/seg. Cuando la luz se propaga en el vacío (ó en el aire), todas las ondas poseen idéntica velocidad, 299.793 km/s. En los medios ópticamente más densos (n > 1) la velocidad disminuirá tanto más cuanto mayor sea la frecuencia (constante para cada color) o más corta la longitud de onda. Como el color no cambia al pasar de un medio a otro, se llega a la conclusión de que él depende en realidad de la frecuencia y no de la longitud de onda. Si el color se expresa en términos de  , es simplemente por comodidad, entendiéndose que las cifras dadas anteriormente se refieren a ondas propagándose en el aire. Rayo de luz es la dirección en que se transmite la excitación luminosa. El rayo no representa un elemento unitario de la luz, sino es un concepto geométrico que denota dirección, y no una realidad física. Si un rayo de luz, emitido con una determinada longitud de onda, cambia de medio, su velocidad y su longitud de onda variarán, pero su frecuencia permanecerá constante (Fig. 40).

Figura 40. Arriba. Elementosdedevelocidad la onda luminosa y su incidencia ende el onda color en e intensidad la luz.Fuente: Abajo. En Representación de la variación de propagación y longitud diferentes de medios. Chirif L. H., 2010.

5. TEORIA ELECTROMAGNETICA DE LA LUZ La irradiación de energía ocurre en forma de vibraciones electromagnéticas desarrolladas en dos campos: eléctrico y magnético, mutuamente perpendiculares y perpendiculares a su vez a la línea de MINERALOGIAOPTICA




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propagación de la luz o rayo luminoso (Fig. 41). En cada punto del rayo se producen cambios de intensidad en los campos eléctrico y magnético. Si representamos por un vector de intensidad de cada campo en un punto cualquiera, ambos vectores crecerán desde cero hasta una magnitud dada, luego disminuirá a cero y luego crecerá de nuevo. De este modo la vibración electromagnética se propaga a lo largo del rayo en forma sinusoide. No nos ocuparemos de las relaciones que existen entre el vector eléctrico y el magnético. Nos ocuparemos del vector eléctrico por ser sustento para nuestro estudio y es responsable de la acción fotoquímica y sensación visual. En resumen la teoría cristalóptica, se desarrolla considerando la luz como un fenómeno eléctrico ondulatorio.

Figura 41. Componentes de la radiación electromagnética. Fuente: En Chirif L. H., 2010.

6. COLOR - ESPECTRO VIS IBLE Los rayos gamma, rayos X, rayos ultravioleta, luz visible, infrarroja y las ondas de radio, son porciones del espectro electromagnético (Fig. 42). Cada uno de estos tipos de onda se propaga en el vacío a la velocidad de 3 x 10 18 A° por segundo, es decir la velocidad de la luz; cada uno tiene una pequeña diferencia de longitud de onda () y frecuencia (f) comparado con su vecino más próximo. La luz visible está compuesta por ondas de distinta frecuencia y longitudes de onda, que producen sensaciones de color diferentes dentro del espectro electromagnético, oscilando de 3900 A° a 7700 A° (Fig. 42). Las radiaciones electromagnéticas presentan diferentes longitudes de onda; sólo las comprendidas entre 3900 y 7700 Aº pueden ser captadas por el ojo humano (luz visible). Según sus longitudes de onda, las radiaciones presentan diferentes características, así por ejemplo, las de menor longitud tienen mayor energía y mayor poder de penetración. Los rangos de variación definen los tipos de emisiones, los cuales son empleados por el hombre para diferentes fines. 7. LUZ NATURAL, LUZ BLANCA Y LUZ MONOCROMÁTICA Se llama luz natural cuando las vibraciones se efectúan en todas las direcciones normales a los rayos (luz solar y todas las sustancias incandescentes) (Fig. 43).

Figura 43. Representación de la luz natural. Fuente: En Chirif L. H., 2010.

La luz natural es aquella compuesta por infinidad de rayos que vibran en diferentes planos en todo el MINERALOGIAOPTICA




espacio, a diferencia de la luz polarizada, que vibra solo de determinadas maneras, sea en planos paralelos o en forma helicoidal.

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Fig. 42. La relación entre la luz visible y el espectro electromagnético se muestra a la izquierda (modificado por Sears y Zemansky, 1952). La escala aumentada de la derecha pone de manifiesto el intervalo de longitudes de onda dado por Hardy y Perrin (1932) para los siete colores principales de Newton.

Por procesos fotoquímicos aún no conocidos, la luz de una longitud de onda determinada, dentro de este intervalo, produce al incidir normalmente en la retina humana, una sensación que es interpretada en el cerebro como un color determinado y si llega simultáneamente luz de todas las longitudes de onda, la luz es interpretada por el cerebro como “luz blanca” (natural o polarizada), que el ojo

humano percibe una luminosidad sin coloración definida. La luz monocromática (natural o polarizada) es la luz de un intervalo de longitud de onda estrecha, que el ojo humano percibe como una luminosidad con coloración definida; cuanto más estrecho es más monocromática. Ejm. lámpara de vapor de sodio (5890 A° y 5896 A°) o lámpara de tungsteno provista de filtro azul. 8. INTERFERENCIA Y COMPOSICION DE VIBRACIONES ENTRE ONDAS LUMINOSAS Cuando dos ondas de la misma longitud de onda pero de diferente intensidad vibran en el mismo plano y se propagan en la misma dirección se produce el fenómeno de interferencia, es decir, de ambas ondas se forma una resultante. Las vibraciones de distintas ondas que siguen un mismo camino se interfieren entre si: 1. Ondas que vibran en un mismo plano y tienen igual longitud; sean a y b ondas que difieren en amplitud, su sección se superpone y resulta una onda R cuya amplitud es la suma de las 2 amplitudes MINERALOGIAOPTICA




(R = a + b). Esta interferencia se llama constructiva (Fig. 44).

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Fig. 44

2. Ondas cuyas fases difieren en  , ósea que sus posiciones están desplazadas ½  una de otra En este caso las vibraciones actúan en sentido contrario y tienden a anularse mutuamente (R = a – b) (Interferencia destructiva) (Fig. 45). Si la amplitud fuera igual, la anulación sería completa; de lo contrario, resulta una onda cuya amplitud es la diferencia de las dos amplitudes. Fig. 45

9. MEDIOS ISOTROPO Y ANISOTROPO Se conocen los medios isótropo y anisótropo. En el medio anisótropo se consideran los minerales uniaxiales y biaxiales. La luz se propaga en forma de muchas con diferentes direcciones. Considerando sólo ondas linealmente polarizadas paralelas que ondas provienen de una única fuente, podemos definir doslasnuevos conceptos: frente de ondas y normal de onda. El frente de onda es la superficie formada por puntos homólogos de las diferentes ondas, y la normal de onda es la perpendicu lar a dicha superficie (Fig . 46). En medios ópticamente isótropos —es decir, medios en los que las propiedades ópticas son iguales en todas direcciones—, la normal de onda coincide con la trayectoria, mientras que en medios anisótropos la normal de onda y la trayectoria forman ángulo. MEDIO ISOTROPO En un medio ópticamente isótropo (isos, igual; tropos, movimiento), la luz se transmite en todas las direcciones con velocidades constantes. Además del vidrio y de los cristales del sistema cúbico se comportan como isótropos frente a la luz y el vacío, todos los gases y la mayoría de los líquidos. En los medios isótropos la dirección de vibración de un rayo de luz, es siempre perpendicular a la dirección de la luz. Se denomina frente de onda cuando se produce una en excitación luminosa en un medio isótropo, como el aire, las vibraciones irradian con igual velocidad todas direcciones, configurando una onda esférica (Fig. 47). MEDIO ANISOTROPO En un medio anisótropo (anisos, desigual; tropos, movimiento) la luz se transmite con velocidad MINERALOGIAOPTICA




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variable según su dirección de propag ación. Son minerales anisótropos todos aquellos que no cristalizan en el sistema cúbico, sustancias artificiales, tanto orgánica como inorgánicas, alguno tejidos animales y vegetales.

En los medios anisótropos (representados por la mayoría de las sustancias cristalinas), las ondas se transmiten con diferente velocidad según la dirección, configurando un frente elipsoidal (Fig. 48). Considerando un cono de rayos suficientemente estrecho, se lo puede suponer como formado por rayos paralelos. Si R es el punto de la esfera o del elipsoide configurado por dichos rayos la tangente, F representa el frente de onda y, N su normal de onda. En los medios anisótropos las ondas que se propagan en vectores (v) vibran en ángulo recto no a los rayos sino a la normal de onda. Donde: R = punto de esfera o elipsoide; F = tangente que representa el frente de onda; N = normal de onda; V = vector de vibración.

Figura 46. Frente de onda y normal al frente de onda. En medios isótropos la normal coincide con la trayectoria; mientras que en medios anisótropos la normal de onda y la trayectoria forman un ángulo. Fuente: En Chirif L. H., 2010. Fig. 47

Fig. 48

Frente de onda en un medio isótropo. Gonzales F., 1976.

Frente de onda en un medio anisótropo. Gonzales F., 1976.

10. POLARIZACIÓN La luz natural es aquella en que la radiación vibra en todos los planos perpendiculares a la trayectoria. La luz cuyas vibraciones están restringidas a determinadas direcciones en el espacio se denomina luz polarizada. En la luz linealmente polarizada el fotón se desplaza vibrando perpendicularmente a la trayectoria y describiendo una onda contenida en un plano (Fig. 49). MINERALOGIAOPTICA




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Fig. 49. Rayo de luz linealmente polarizada. Fuente: Chirif L. H., 2010.

Se llama luz polarizada, cuando las ondas vibran en un mismo plano y además contiene la mitad de la energía de la luz natural de la cual proviene y su intensidad es menor. En la figura 50, se observa que al trasladarse el rayo de energía luminosa desde el plano 1 al plano 11, se puede imaginar que las direcciones de vibración describen una figura tridimensional que recuerda a una serie de canoas unidas por sus extremos, con la alternancia de canoas hacia arriba y hacia abajo. La vibración de los rayos en cualquier plano perpendicular a la dirección puede representarse como un semicírculo de radio igual a la vibración de la onda en ese plano. Los planos 1, 5 y 9 son excepciones puesto que están colocados en puntosde la trayectoria del rayo luminoso dondela vibración es nula. Fig. 50

Fuente: Bloss E.D., 1982.

La luz cuyas vibraciones están restringidas a una única dirección en el espacio -por ejemplo el rayo entre O y en O´luz en plana la figura 50 se denomina luz polarizada plana. Los materiales la de luz un ordinaria polarizada se denominan en general polarizadores. A laque luz convierten que emerge polarizador se le ha hecho vibrar paralela a una dirección particular que se le denomina “dirección privilegiada” del polarizador. PP´ representa la dirección privilegiada del polarizador colocado en

el plano 11 de la figura61. El plano de vibración de una luz puededefinirse como el plano que es paralelo a la trayectoria del rayo y a la dirección de vibración, en la figura 50 el plano rayado es paralelo a las líneas OO´ y PP´. En la figura 50 la  , para la luz no polarizada es igual a la distancia entre los planos 1 y 9 (ó 2 y 10); para la luz polarizada la es igual a la distancia entre los planos 11 y 19, estos últimos puntos están en fase. La amplitud de onda se define como el máximo desplazamiento observado en la vibración. Las amplitudes son para la onda no polarizada el radio de los semicírculos que se ven en los planos ó3 7; para la onda polarizada la amplitud está representado por los vectores que se ven en los planos 11, 15 ó 19. OBTENCION DE LUZ POLARIZADA A los materiales que convierten la luz blanca en luz linealmente polarizada se les denomina polarizadores. A la luz que emerge de los polarizadores se le ha hecho vibrar paralelamente a una dirección particular conocida como dirección privilegiada del polarizador. Se puede obtener luz linealmente polarizada principalmente por el prisma de nicol y por absorción (Figura 51).

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Figura 51. Métodos para obtener luz linealmente polarizada. Fuente: En Chirif L. H., 2010.

Los de calcita sonorgánico, los de mejor calidad; embargo, los con máselutilizados microscopía son polarizadores los de absorción de srcen a pesar que sin se despolarizan tiempo oencon un trato inadecuado. La luz natural que se polariza al penetrar en una sustancia isótropa se combina nuevamente al salir de ella, recobrando su condición primitiva. Para obtener luz polarizada en un solo plano, es necesario de alguna manera eliminar uno de los rayos polarizados en el interior del cristal (se eliminan los rayos ordinarios). LUZ POLARIZADA POR ABSORCION: PO LAROIDE Algunas sustancias tienen la propiedad de absorber las ondas que vibran en uno de los planos, y dejar pasar, en cambio, los que vibran en el otro plano. Por ejemplo la turmalina permite pasar los rayos extraordinarios y absorbe los rayos ordinarios que vibran transversalmente. Se explica con la figura, donde los rayos que alcanzan a salir de la primera lámina son solamente las que vibran según C; éstos al penetrar en la segunda, lo hacen vibrando normalmente a este eje y son a su vez absorbidos (Fig. 52).

Fig. 52

Otra sustancia que absorbe los rayos que vibran en uno de los planos, es el peryoduro de quinina (herapatita) que son cristalitos pleocroicos orientados en posición paralela dispuestas en películas de celuloide y encerradas entre 2 láminas de vidrio o plástico, obteniéndose así el polaroide, con el que se obtiene luz linealmente polarizada. En virtud decuando la diferente absorción de los se produce de tono de intensidad de coloración, se mira el mineral porrayos, transparencia conunluzcambio polarizada y seo gira el plano de vibración. Este fenómeno se llama pleocroismo. LUZ POLARIZADA MEDIANTE EL PRISMA DE NICOL Dispositivo para obtener luz totalmente polarizada, donde se elimina los rayos ordinarios formados en un cristal de calcita, y se dejan pasar solamente los extraordinarios. Se toma un cristal de calcita MINERALOGIAOPTICA




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de forma romboédrica (Fig. 53) alargada en la dirección de una de sus aris tas resultando 3 veces mas largo que ancho; se secciona diagonalmente el cristal con un ángulo de 22° con la arista mayor; luego se pegan estos mitades con bálsamo de Canadá, luego se pulen las caras basales hasta formar un ángulo de 90° con el plano de cor te (Fig. 54).

El rayo de luz natural, incide en dirección paralela o levemente oblicua respecto a la longitud del prisma, al penetrar se divide en 2 rayos: extraordinario (E) (vibra en el plano, que contiene C) y ordinario (O) (vibra perpendicularmente).El índice del cristal respecto al rayo extraordinario, en esta dirección particular es alrededor de 1.516 ( ne), y el del rayo ordinario-constante para todas las direcciones- es 1.656 (no) cuando el primero llega a la película de bálsamo del Canadá, cuyo índice es 1.54, la atraviesa desplazándose apenas por la refracción que sufre en dicha película de caras paralelas; el rayo ordinario (O), llega al bálsamo con ángulo de incidencia mayor y sobre todo el hecho de que su índice de refracción es mayor que el del bálsamo, hacen que el rayo se refleje por reflexión total, pendiéndose en las paredes enneg recidas del prisma. La luz que emerge del otro extremo del prisma está, por lo tanto, formada exclusivamente por rayos que vibran en un solo plano, paralelo a la diagonal menor de la cara rómbica. Fig. 54

Fig. 53

El índice del rayo ordinario es constante, mientras que el del extraordinario varía según la dirección entre un máximo, igual al rayo ordinario (1.658), cuando se propaga paralelamente a C, y un mínimo (1.486), cuando lo hace normalmente a dicho eje. La incidencia de la luz en el prisma está calculada para que el índice del rayo extraordinario sea bastante menor que el del bálsamo. Si el camino de este rayo fuera más próximo a C, al mismo tiempo que aumenta el ángulo de incidencia sobre la película crecería el índice para sobrepasar al del bálsamo, produciéndose finalmente reflexión total. En este caso, pues, no pasaría ninguno de los rayos. Si los rayos entraran en el prisma con demasiada inclinación en el otro sentido, el ordinario llegaría a incidir con ángulo menor que el crítico, no se produciría su reflexión total y ambos rayos pasarían. Como se ve, existe un ángulo de convergencia límite, cuyo valor es de alrededo r de 25°. MINERALOGIAOPTICA




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CAPITULO IV: ORTOSCOPIA. ESTUDIO DE LAS CONSTANTES OPTICAS DE LOS MINERALES TRANSPARENTES CON EL MICROSCOPIO DE POLARIZACION - CON NICOLES CRUZADOS 1. ESTUDIO DE MINERALES TRANSPARENTES CON ANALIZADOR O CON NICOLES CRUZADOS Al usar el microscopio con el analizador insertado (nicoles cruzados) podemos identificar las direcciones de los índices de refracción del mineral en la sección delgada, también, podemos identificar el índice mayor y menor y determinar la diferencia entre ellos. Estas determinaciones las hacemos a través del estudio de las propiedades extinción, los colores de interferencia, la birrefringencia y la elongación. ANISOTROPÍA La anisotropía se refiere a la capacidad de ciertos min erales de dejar pasar luz en tre nicoles cruzados. Los minerales que poseen esta propiedad son los minerales anisótropos en cortes diferentes al circular. Los minerales anisótropos con corte circular no de jan pasar luz entre nicoles cruzados y su anisotropía se comprueba con luz conoscópica. 2. INTERFERENCIA DE ONDAS POLARIZADAS Girando el mineral fuera de su posición de extinción, según se ha explicado, se ilumina gradualmente hasta alcanzar el máximo, que coincide con la posición en que sus planos de vibración forman un ángulo de 45° con los planos de los nicoles. En esta posición el mineral presenta, aparte de su color propio, un color de interferencia. Esto se aprecia mejor, en los minerales incoloros. INTERFERENCIA ENTRE NICOLESCRUZADOS Cuando un mineral anisótropo se coloca entre nicoles cruzados en el microscopio de polarizacion, ocurren fenómenos de interferencias luminosas, complicados por el hecho de que la luz sufre la doble refracción y polarización tres veces consecutivas en el sistema polarizador-mineral-analizador (Fig. 55).

Fig. 55

Supongamos que PP´ sea el plano de las vibraciones del polarizador y AA´ el plano de las vibraciones del analizador. Para un mineral desconocido sean XX´ y YY´ sus planos de vibración. Si la amplitud de las ondas del polarizador es OM, al encontrar el mineral en seguida se descompondrá en OC y OD para XX´ y YY´ respectivamente. Estas dos ondas vibran en planos polarizados MINERALOGIAOPTICA




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mutuamente perpendiculares y al llegar al analizador se descompondrán de nuevo. De este modo OC nos dará OF y OH, y OD nos dará OE y OG. Pero OH y OG se eliminan en el analizador, ya que sigue la dirección del componente ordinario del nicol y se reflejan totalmente en la película de bálsamo. En cambio OF y OE pasarán a través del analizador, lo cual produce interferencia (Fig. 55). Pero es necesario hacer una consideración muy importante: la diferencia en la marcha producida por el mineral. Supongamos que sea “e” el espesor del mineral, V1 la velocidad de la luz según una dirección del mineral que denominaremos dirección rápida o simplemente rayo rápido, y que 2Vsea la velocidad de la luz en la dirección perpendicular a la anterior, o sea, el rayo lento. En nuestro esquema ambas direcciones pueden ser indistintamente XX´ o YY´. Por otra parte, el tiempo que emplee la luz al recorrer ambas direcciones sea t1 para el rayo rápido yt2 para el rayo lento. Obviamente:t1 = e/V1 y t2 = e/V2 La diferencia en la marcha empleada por los rayos lento y rápido se denomina retraso  . Entonces  = (t2 – t1) VA, donde VA es una constante igual a la velocidad de la luz en el aire. Sustituyendo, tenemos  = (e/V2 - e/V1)VA = e(VA/V2 –VA/V1). Si recordamos que el índice de refracción de una sustancia es el inverso de la velocidad de la luz: = e(n2 - n1), donde n2 es el índice de refracción mayor yn1 el índice de refracción menor para los dos rayos que salen del mineral. 3. ANGULO DE EXTIN CION Si la extinción (F ig. 56 A) tiene lugar cuando una cara notable o una línea de exfoliación del mineral es paralela a los hilos de la cruz filar, decimos que el ángulo de extinción es cero y se dice que tiene extinción paralela o recta; si el ángulo es mayor de cero la extinción es oblicua o inclinada (Fig. 56 B); si la extinción tien e lugar cuando se llev a la bisectriz al ángul o entre las dos líneas de exfoliación se dice que tiene extinción simétrica (Fig. 56 C) La relación entre morfología y óptica de los cristales es la del valor del ángulo entre una determinada dirección morfológica del cristal y las direcciones de vibración. Se gira la platina hasta que la dirección morfológica elegida (que en general es la mayor dimensión del cristal) sea paralela al hilo vertical del retículo (Fig . 57 A) y se toma nota de la lectura del lim bo; se gira ahora hasta la posición de extinción más próxima (Fig. 57 B) y se vuelve a leer el limbo de la platina; la diferencia con la lectura anterior da el ángulo de extinción. Para hallar la dirección de vibración (mayor o menor índice) que forma dicho ángulo con el alargamiento; se gira 45° a la derecha a partir de la posición de extinción, quedando orientada de NE a SO, y se procede con la lámina de yeso. Otro concepto, es el ángulo entre las direcciones privilegiadas de una placa cristalina y cualquier propiedad cristalográfica linear presente en la placa; tales direcciones cristalográficas lineales pueden ser las líneas de intersección de una serie de planos de exfoliación con la placa cristalina -denominadas líneas de exfoliación-, o puede ser el límite recto de la placa cuando termina por una cara del cristal. En ambos casos, el ángulo de extinción puede medirse alineando la dirección cristalográfica observada con una línea del retículo (Fig. 57 C) y anotando la posición angular de la platina del micro scopio. La platina debe girarse hasta que la plac a de cristal quede extinguida (Fig. 57 D) y sus direcciones privilegiadas estén paralelas a los hilos del retículo; la lectura del ángulo de la platina debe anotarse de nuevo. La diferencia entre las lecturas de las posiciones C y D es igual al ángulo de extinción. Un mineral anisótropo convenientemente orientado sufre la extinción total cuatro veces durante un giro completo de la platina del microscopio. Casi todos los minerales dimétricos poseen extinción recta, pues el alargamiento es usualmente según la zona prismática paralela a C, que coincide con la direcció n de vibración de uno de los ra yos (extraordinario). MINERALOGIAOPTICA




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Fig. 57 A y B

Fig. 56 Fig. 57 C y D

Fig, 57. Medidas del ángulo de extinción. (C) la platina se ha girado hasta que la dirección cristalográfica, línea de exfoliación 1, queda paralela a la dirección privilegiada del polarizador N-S del retículo. (B) Giro de la platina hasta un ángulo T donde el mineral queda extinguido. El ángulo T es la diferencia entre las lecturas de la platina C y D. Fuente: Bloss E.D., 1982.

En los cristales rómbicos es también común la extinción recta, mientras que en los monoclínicos y sobre todo triclínicos, la extinción oblicua es la regla. En este caso podemos medir el ángulo de extinción: ángulo que forma una dirección cristalográfica (frecuentemente la dirección de exfoliación según el eje C) y las direcciones de vibración del mineral, o sea los ejes de la indicatriz. El ángulo de extinción se expresa por lo general con referencia a Ng. Por lo tanto, es necesario determinar antes Ng con ayuda del compensador y decimos por ejemplo C = Ng = 25°. Algunos autores consideran como positivos los ángulos de extinción medidos en el sentido directo, y negativo, los medidos en el sentido contrario, pero esta división puede dar lugar a confusiones. Existe un tercer de exti nción, simétrica 57 D), de donde algunos que minerales secciones basalescaso rómbicas, por lo lageneral con(Figs. direcciones exfoliación formanpresentan ángulos. sus La extinción se dice simétrica cuando al oscurecerse una sección rómbica, los hilos de la cruz filar bisecan los ángulos entre las exfoliaciones o caras cristalinas. Dicho de otro modo, los planos de vibración de los nicoles siguen las direcciones de las diagonales de la sección rómbica. La secuencia que se sigue para medir el ángulo de extinción se mide en general con relación a un eje cristalográfico, el cual se reconoce por la forma, el clivaje, macla, etc. Hay varios minerales que MINERALOGIAOPTICA




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representan mezclas isomorfas, cuyas variedades principales se distinguen por el ángulo de extinción; otros poseen ángulos de extinción característicos, que permiten identificarlos rápidamente. Para que el valor del ángulo resulte exacto, el cristal debe estar orientado con el plano que contiene a las direcciones morfológicas y de vibración en posición horizontal (paralela a la platina del microscopio). De lo contrario, el ángulo medido será mayor o menor que el real. Una situación típica es la de los cristales alargados en la dirección de un eje, que es generalmente C; esta dirección puede estar indicada además de la forma por el clivaje y/o maclas.

Si tenemos cristales subhedrales o euhedrales, podremos relacionar las direcciones de los índices de refracción con las formas externas del cristal. Si el ángulo entre la dirección de uno de los índices y la dirección de uno de los ejes cristalográficos es cero, diremos que el mineral presenta extinción paralela; si es diferente a cero, diremos que se trata de extinción oblicua. Si las direcciones privilegiadas coinciden con las trazas de planos de simetría en ese corte, diremos que el mineral presenta extinción simétrica. Si el grano estudiado es anhedral y no presenta clivaje o algún otro rasgo estructural que nos sirva de referencia para indicar las direcciones de los índices de refracción, entonces, no se podrá calificar la propiedad extinción. Un tipo especial de extinción es la llamada “ondulante”, en la cual la superficie del grano no se

oscurece homogéneamente, sino por zonas que cambian conforme se gira la platina, dando así la impresión de una onda en movimiento. Este tipo de extinción se debe a deformaciones estructurales del grano, lo cual es muy frecuente en el cuarzo de srcen metamórfico. La propiedad extinción es una característica diagnóstica de muchos minerales (Fotos 18, 19, y 20), incluso, en algunos casos (plagioclasas, anfíboles, piroxenos), el ángulo de extinción permite identificar la composición en series isomórficas. En la figura 58 se presentan los tipos de extinción se gún los sistemas de cristalización y orientación del corte.

Fig. 58. Tipos de extinción. Fuente desconocida, en Chirif L. H., 2010. MINERALOGIAOPTICA




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EXTINCIÓN

Foto 19. Anfibol prismático con extinción oblicua de 39º. Observación con nicoles cruzados. Fuente: Chirif L. H., 2010.

Foto 18. Agregado radial de calcedonia con extinción paralela. Observación con nicoles cruzados. Fuente: Chirif L. H., 2010.

Foto 20. Cuarzo de aprox. 1.4 mm de diámetro, cortado por venillas de cuarzo, espesor micrométrico. El cuarzo grande presenta extinción ondulante. Observación con nicoles cruzados. Fuente: Chirif L. H., 2010.

4. COLORES DE INTERFERENCIA El retardo, es decir, la ventaja de una onda sobre otra medida en términos de longitud de onda, depende -para un mismo cristal, con orientac ión constante- de la longitud del camino reco rrido, ósea el espesor. En una lámina anisótropa que se acerque a cero, el retardo tiende a 0 , las ondas son retenidas al llegar al analizador. A medida que el espesor de la lámina aumenta, el retardo va creciendo y con él, la iluminación; , la iluminación es máxima. Si el retardo es ¾ , la luz es menos cuando retardo alcanza a ½parcialmente intensa, el pues las ondas están fuera de fase. La intensidad es la misma que si el retardo fuera de 1/4. Finalmente, cuando el espesor llega a un determinado valor, la diferencia de las ondas se hace de 1 y los rayos son nuevamente detenidos, en el analizador. Si se duplica ahora el espesor, el retardo será de 2, y se volverá a tener el mismo resultado.

Existen, por lo tanto, determinados espesores para los cuales el cristal aparece oscuro al microscopio MINERALOGIAOPTICA




con los polarizadores cruzados (aún cuando se gire la platina), siempre que se utilice luz monocromática.

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Cuando se emplea luz blanca en la iluminación del microscopio, el fenómeno se complica. Como es lógico, el retardo no podrá ser el mismo para las ondas de distintas longitudes. Cuando los rayos ordinarios, por ejemplo de color azul aventajan a los extraord inarios del mismo color en una longitud de una orden entera, el retardo de los rayos rojos correspondientes será inferior a 1 , pues la onda roja es más larga que la azul. Hay que tener presente que el distanciamiento entre rayos ordinarios y extraordinarios, medido en distancia absoluta (no en longitud de onda), es el mismo para todas las longitudes de onda. El distanciamiento o diferencia del camino recorrido por 2 rayos, medido generalmente en milésimos de micrón (m ) se denomina diferencia de paso, mientras que el retardo es el distanciamiento medido en términos de lambda o del ángulo de fase (1 = 2). Los minerales anisótropos entre nicoles cruzados se caracterizan por poseer colores de interferencia (Fig. 59), los cuales dependen de tres factores para cada mineral: 1) La orientación de su indicatriz, 2) su espesor y 3) su birrefringencia. Puede añadirse un cuarto fact or, que es la absorció n de luz, pero este fenómeno sólo es importante para los min erales que tengan color propio. Fig. 59

1) La orientación de un grano mineral con respecto al eje del microscopio es un factor cuya importancia se comprende fácilmente. Así supongamos un mineral uniáxico cuyo eje óptico sea paralelo al eje del microscopio. No ocurrirá birrefringencia, pues la luz que atraviesa el grano encuentra direcciones todas con igual velocidad. Por lo tanto, no habrá diferencia en la marcha. Pero si el grano está orientado con su eje óptico perpendicular al eje del microscopio, la luz será entonces resuelta en rayos mutuamente perpendiculares que expresan la máxima birrefringencia y, por lo tanto, máxima diferencia en la marcha. Por consiguiente, la interferencia se producirá en su máxima expresión. 2) Dos granos de un mismo mineral, que difieran en su espesor tendrán diferentes colores de interferencia porque producen desiguales diferencias en la marcha. El mineral más grueso mostrará un color más elevado en el espectro que el grano más fino. Ello se comprende bien con el uso de la cuña de cuarzo, obtenida por corte de cuarzo hialino y orientado de modo que Ne la dirección del eje óptico del cuarzo,al sea paralela a ladedimensión de la cuña.laUtilicemos luz monocromática correspondiente color amarillo  = 580 más m. corta Introduzcamos cuña de cuarzo en la ranura situada debajo del analizador, en posición de 45° con respecto al eje del microscopio (Fig. 60). A medida que la introduzcamos, observaremos bandas de luz amarilla donde la diferencia en la marcha producida por la cuña sea  = (2K + 1)  /2; en cambio, la luz será anulada cuando  = 2K  /2. En A,  = 0 y por lo tanto no habrá interferencia. En B,  = 290 m  = luz amarilla. En C,  = 580 m = oscuridad. En D,  = 870 m = luz amarilla. En E,  = 1160 m = oscuridad, etc. El resultado será una serie sucesiva de bandas alternas negras y amarillas. Se comprende bien como este efecto MINERALOGIAOPTICA




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depende del espesor variable de la cuña. Pero que sucederá con la luz blanca?. Como sabemos, la luz blanca no se caracteriza por una longitud de onda única, sino que es la combinación de diferentes luces cuyas longitudes de onda varían de 390 a 770 m . Fig. 60

3) El último factor que afecta los color es de interferencia, es a la birrefringencia. La birrefringencia es la máxima diferencia numérica entre los índices de refracción mayor y menor de un mineral. Además, constituye una característica propia de cada especie mineral. De esta manera, si tomamos dos minerales diferentes con igual orientación de sus indicatrices y de un mismo espesor, mostrarán diferentes colores de interferencia. Las velocidades de la luz son los recíprocos de los índices de refracción. Por lo tanto, a medida que aumenta la birrefringencia, aumentará la diferencia en la marcha. De este modo, el mineral con mayor birrefringencia tendrá el color de interferencia más elevado. El color de interferencia mineral estandarizar varía según dichos el corte,parámetros. el espesor El de espesor la sección la posición sobre la platina, por ello de es un necesario de yuna sección delgada debe ser 30 μm, y la posición sobre la platina debe ser de 45° a partir de la extinción (posición de máxima anisotropía) para observar los colores de interferencia (Fig. 61). El corte normalmente no lo podemos estandarizar, por ello buscamos el grano en el que se observe el máximo color de interferencia en la posición de máxima anisotropía.

Figura 61. Posición para observ ar los colores de interferencia de un mineral. Fuente: En Chirif L. H., 2010.

El color de interferencia es una característica diagnóstica muy importante; permite, además, conocer la birrefringencia y calcular el espesor de la muestra. En algunos minerales fuertemente coloreados, como la biotita pardo oscura, el color del mineral puede enmascarar al color de interferencia. Si el grano no presenta espesor constante (durante la preparación de la sección delgada frecuentemente los minerales se desgastan más en los contactos o en los planos de clivaje que en las zonas centrales), entonces podremos observar diferentes colores de interferencia a modo de “curvas de nivel” que indican los espesores. MINERALOGIAOPTICA



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Conclusiones de los factores que determinan el color de interferencia Los colores de interferencia se determinan por los siguientes factores: 1. Birrefringencia absoluta del cristal, o sea la diferencia entre el máximo y el mínimo índice de refracción. En un cristal uniaxial es B=  -  (ó  - ), y en un cristal biaxial es B=Ng-Np. 2. Orientación del cristal. La birrefr ingencia varía con la orientación del elips oide respecto a los rayos incidentes. En los cristales uniaxiales, la máxima birrefringencia corresponde a los rayos normales al eje óptico, y la mínima, a los rayos paralelos a dicho eje. 3. Espesor del cristal. La influencia del espesor se pone de manifiesto al observar una cuña de cuarzo que está cortada paralelamente al eje C y espesor variable, con nicoles cruzados, se ven bandas sucesivas de los colores de la Fig. 60. La relación entre espesor (e), la birrefringencia (Ng - Np) y la diferencia de paso  está dada por la ecuación  = e (Ng - Np). Ng y Np son los ín dices de refracción máximo y mínimo del mineral, ósea  y  (u  y ) en los minerales uniaxiales, Ng y Np en los biaxiales. TABLA DE BIRREFRINGENCIA

COLORES

DE

INTERFERENCIA

DE

MICHEL

LEVY-

Cuando el número de distintas longitudes de onda es grande como ocurre con la luz blanca, los colores de interferencia son numerosos y nunca puros. Aumentando gradualmente el espesor de un mineral anisótropo incoloro, partiendo desde cero, se obtienen sucesivamente los colores de interferencia que forman la tabla de colores de interferencia de Michel-Lévy (Fig. 62). La serie empieza con el negro y sigue con los grises, que corresponden al mínimo de distanciamiento, cuando la diferencia de fase comienza a esbozarse en todos los colores casi por igual. A medida que crece el distanciamiento (diferencia de paso) se va produciendo interferencias parciales y totales, y los colores formados son los complementarios de las ondas anuladas. Fig. 62

En la figura 62 se muestra en las abcisas los colores de interferencia y las diferencias en la marcha necesarias para producirlos, en las ordenadas el espesor en milésimas de milímetro, y en las líneas diagonales las birrefringencias. La serie de colores de interferencia se divide en órdenes; el primer orden incluye hasta una diferencia de paso de 560 m ; el segundo, de 560 a 1.120 m  y así seguido. Los límites entre órdenes MINERALOGIAOPTICA




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corresponden a cuando el retardo se hace de 1, 2, 3, etc. para la parte más luminosa del espectro, la del amarillo verdoso. Los colores de primer orden son muy impuros donde las ondas no se distancian mucho; los segundos están más separados y definidos, algo menos los del tercero, y los del cuarto en adelan te son tonos pálidos que tienden a blanco , por la gran superposición de ondas. La obtención de los colores de interferencia pueden aplicarse, por ejemplo en la preparación de las muestras de mineral, el preparador controla el espesor de la sección delgada mediante los colores de interferencia de minerales conocidos, como por ejemplo el cuarzo (B= 0.009): si se ve amarillo, la lámina debe tener alrededor de 40 μm, y al alcanzar el espesoróptimo de 30 μm, el cuarzo se verá gris blanquecino. Otra aplicación se utiliza en la identificación de minerales, por ejemplo, si en una lámina de 30 μm de espesor vemos que un mineral presenta en su posici ón de máxima anisotropía color de interferencia rojo de primer orden (480 nm), su birrefringencia será 0.016. Hay que señalar que no es conveniente pretender ser muy precisos en la estimación del retardo del color de interferencia y del espesor, sino más bien estimar rangos y de esta manera se obtendrá también rangos de estimación de la birrefringencia (Fotos 21 a la 25). COLOR DE INTERFERENCIA

Foto 21. Cristal mostrando máximo color de interferencia azul claro verdoso de segundo orden, que corresponde a una birrefringencia de 0,023. El máximo color de interferencia está distribuido más o menos uniformemente, con un espesor parejo de 30 mm, salvo en los bordes y en la fractura central del lado derecho, donde el menor espesor se manifiesta con colores de menor orden (azul, rojo hasta amarillo de primer orden). Observación con nicoles cruzados. Fuente: Chirif L. H., 2010.

Foto 22. Bordes con bordes colores de interferencia correspondientes a espesores menores para la misma birrefringencia. Observación con nicoles cruzados. Fuente: Chirif L. H., 2010. MINERALOGIAOPTICA




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Fotos 23 A y B. Agregado de cristales de anfíboles en nicoles paralelos (izquierda) y cruzados (derecha), mostrando diferentes cortes y en consecuencia diferentes colores de interferencia. El mineral C se encuentra en su posición de extinción. Observación con nicoles para lelos y cruzados. Fuente: Chirif L. H., 2010.

Foto 24. Foto anterior girada 45º. El mineral C muestra su máximo color de interferencia (verde de segundo orden). Obsérvese que los colores no son uniformes dentro de cada mineral, lo cual indica que el espesor no es parejo. Observación con nicoles cruzados. Fuente: Chirif L. H., 2010.

Fotos 25 A y B. Titanita en nicoles paralelos (izquierda) y cruzados (derecha) mostrando colores de interferencia de orden alto, lo cual se observa como una mezcla mal definida de tonalidades crema, rosáceo y verde. Observación con nicoles paralelos y cruzados. Fuente: Chirif L. H., 2010.

Los minerales de birrefringencia muy baja (0.009 por ejemplo) presentan colores de interferencia de tonalidades grises en su posición de máxima anisotropía, y los minerales de birrefringencia muy alta (0.090 por ejemplo) presentan colores de interferencia de orden alto, que se ven como una mezcla MINERALOGIAOPTICA




mal definida de tonalidades verdosas y rojizas (colores anómalos).

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5. LA BIRRENFR INGENCIA La birrefringencia es la diferencia entre el índice de refracción mayor y menor de un mineral. Si nos referimos al cristal en tres dimensiones, la birrefringencia será ε-ω en el caso de minerales uniáxicos, y Ng-Np, en el caso de los biáxicos. Si nos referimos a la superficie de corte, la birrefringencia será igual a la diferencia entre los índices existentes en ese corte. Para medir la birrefringencia de un mineral, es conocer el espesor de la sección medida y de la orientación del cristal. En una sección delgada que contenga bastante cuarzo, el espesor del corte podrá medirse utilizando la birrefringencia constante (0.009) de dicho mineral, buscando un cristal orientado con su eje óptico horizontal (determinado por medio de la figura de interferencia, o tomando estadísticamente el valor máximo de birrefringencia de por lo menos 10 cristales). Una vez conocido el espesor de la sección mediante la tabla de colores de interferencia de Michel-Levy, se mide la diferencia de paso máxima del mineral en cuestión, buscando estadísticamente, o por medio de una figura de interferencia, una sección que presente el eje ε en posición horizontal. El uso de la figura 62 es sencillo: Deseamos determinar la birrefringencia de un mineral desconocido, cortado en un espesor de 0.03 mm y cuyo color de interferencia es amarillo de segundo orden. Se sigue la línea horizontal del espesor 0.03 mm hacia la derecha hasta que intersecte la línea vertical que expresa la diferencia en la marcha necesaria para producir el amarillo de segundo orden. La línea diagonal que pasa a través del punto de intersección nos dará la cifra de la birrefringencia, que se lee en la línea horizon tal superior de la figura 62. En este caso, la birref ringencia es 0.30. Pero, como determinaremos el orden de un color de interferencia?. En el ejemplo anterior, como sabemos si el color estimado es amarillo de primer, segundo o tercer orden? Por lo general, un grano cualquiera tiene un borde en forma de cuña, que muestra la secuencia de colores de la figura 62, a medida que vamos hacia el centro del grano. Las bandas rojas son muy notables y marcan aproximadamente los límites de color para cada orden. Supongamos que el color predominante en el grano es verde y que se observan dos bandas rojas en el borde. La banda roja más cercana al borde indicará el límite superior de los colores de primer orden, en cambio, la segunda banda, o sea la más cercana al centro del grano, limitará los colores del segundo orden. Se deduce que el verde observado es de tercer orden. Cuando el grano mineral, no tiene borde acuñado es necesario usar la cuña de cuarzo para determinar el orden de su color de interferencia. Por último, la birrefringencia suele dividirse en las categorías siguientes (Ver Cuadro 2): Cuadro 2. Categorías de la birr efringencia Muy baja o muy débil 0.001 a 0.005 Baja o débil 0.005 a 0.010 Media o moderada 0.010 a 0.020 Elevada o fuerte 0.020 a 0.035 Muy elevada o extrema mayor que 0.035 Fuente: Desconocido.

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DEMOSTRACIÓN DE LA BIRREFRINGENCIA EN LA CALCITA Cuando la luz natural penetra en un cristal anisótropo, el vector vibratorio de cada onda se descompone en 2 vectores refractados, que oscilan en plano s perpendiculares entre si (Fig. 63 A), a cada vector corresponderá una velocidad y un índice de refracción distintos. Ello determina la formación de 2 rayos refractados por cada uno incidente, rayos que divergen en su camino y vibran en planos normales entre sí (Fig. 63 B). Este fenómeno sólo ocurre en sustancias anisótropas denominados birrefringentes y el fenómeno se denomina doble refracción. Fig. 63


El fenómeno de la doble refracci ón, se ilustra con el mineral de calcita hialina (e spato de islandia). Se coloca un romboedro de calcita (Fig. 64) sobre un papel en el cual se ha marcado un punto; mirando a través del cristal, se ve la imagen desdoblada del punto. Si se gira el romboedro sobre el papel, se puede ver que una de las imágenes se mantiene en su posición, mientras que la otra se mueve en círculo alrededor de la primera. Este fenómeno se explica así: La imagen que se mantiene inmóvil, está formada por rayos que no se desvían al incidir normalmente a la superficie del cristal (o, rayos ordinarios), y cumple la segunda ley de refracción simple (sen i / sen r = n, que es constante). La otra imagen giratoria, no cumple la segunda ley de refracción (sen i / sen r´ = n, que es variable), y se srcina por rayos que se desvían a pesar de incidir perpendicularmente a la superfici e (e, rayos extraordinarios); al rotar el cristal estos rayos generan un cono que tiene por eje los rayos O, y en consecuencia la imagen gira junto con el cristal. Fig. 64

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Los planos de vibración son respectivamente paralelos a las diagonales mayor y menor de la cara rómbica del romboedro. La imagen situada más cerca del eje C (O) está formada por rayos que vibran normalmente a dicho eje, o sea según la diagonal mayor. La imagen más alejada de C está formada por rayos que vibran en el plano que contiene a este eje cristalográfico, es decir según la diagonal menor. Lo expuesto se comprueba así: sobre el romboedro de calcita se coloca una lámina de turmalina, que tiene la propiedad de absorber los rayos que vibran perpendicularmente a su propio eje C. Cuando la lámina está orientada en C paralelo a la diagonal menor de la cara desaparece la imagen situada más cerca del eje C del romboedro (imagen fija), indicando que esta imagen corresponde a rayos que vibran en el plano que contiene a la diagonal menor (E). Cuando la lámina de turmalina está paralela a la diagonal mayor, desaparece la imagen móvil que está formada por rayos que vibran perpendicularmente a dicha diagonal (O).

Los rayos E, que se apartan de las leyes de refracción de la luz ordinaria al desviarse cuando inciden normalmente a la superficie del cristal, se denominan rayos extraordinarios; mientras que los rayos O, que obedecen en todo a dichas leyes, reciben el nombre de ordinarios. Los rayos extraordinarios vibran en el plano que contiene al rayo y al eje cristalográfico C; los rayos ordinarios vibran perpendicularmente al eje C. 6. MACLAS Las maclas son agrupaciones de individuos de un mismo mineral, que poseen entre sí una orientación constante y relacionada por reglas geométricas (según alguna ley de simetría como plano, eje o centro de macla). La ley de macla puede muchas veces ser reconocida midiendo el ángulo de cada individuo respecto al plano de composición. Existen maclas de contacto, en las cuales los individuos están separados por una superficie plana, y de compenetración, están y compenetrados entre si.que En secontraposición a las maclas simples, si son más desi dos loscruzados individuos que se repiten, diremos trata de una macla múltiple. En el último caso, si los individuos están dispuestos paralelamente, la macla es polisintética, pero si no lo es tán, se llama cíclica. Los minerales formadores de rocas que frecuentemente se presentan maclados, son los feldespatos, anfíboles, piroxenos y carbonatos (Fotos 26 a la 33 y Fig. 65). MACLAS Y ZONAMI ENTO - FELDESPATOS ALCALINOS

Foto 26. Ortoclasa MINERALOGIAOPTICA



Foto27.Sanidina


Foto28.Microclina

PLAGIOCLASA

Fotos 29 A-B. Plagioclasa con macla polisintética. Observación con nicoles paralelos y cruzados.

Foto 30. Plagioclasa con macla combinada albita-Carlsbad. Observación con nicoles cruzados. Fuente: Chirif L. H., 2010. MINERALOGIAOPTICA

Foto 31. Plagioclasas con macla periclina, curvada por deformación mecánica. Observación con nicoles cruzados. Fuente: Chirif L. H., 2010.


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Foto 32. Anfíbol con macla inclinada. Observación con nicoles cruzados. Fuente: Chirif L. H., 2010.

Foto 33. Piroxeno maclado. Observación con nicoles cruzados. Fuente: Chirif L. H., 2010.

Figura 65. Maclas frecuentes en minerales formadores de rocas y sus cortes típicos en sección delgada: A, B, C, D y E en feldespatos; F en carbonatos, y G en anfíboles (Fuente desconocida). Fuente: Chirif L. H., 2010. MINERALOGIAOPTICA



DETERMINACIÓN FELDESPATOS

DE

LA

62


COMPOSICIÓN

APROXIMADA

DE

LOS

El grupo de los feldespatos, son un grupo de minerales tecto y aluminosilicatos que ocupan aproximadamente un volumen del 60% de la corteza terrestre. Se considera este grupo en base a tres componentes: Ortoclasa (Or=KAlSi3O8), albita (Ab=NaAl Si 3O8), y anortita (An=Ca Al 2Si2O8). La oroclasa y la albi ta forman el grupo de los feldespatos alcalinos, con anortita ausente o como constituyente menor. La albita y la anortita forman el grupo de las plagioclasas, con una variación en su composición que va del 100% Ab hasta el 100% An. Los Feldespatos alcalinos cristalizan en el sistema monoclínico (Ortoclasa, sanidina, adularia) y triclínico (microclina, anortoclasa y las plagioclasas) (Fotos 26 a la 31). Los feldespatos muestran por lo menos siete tipos de mac las, pero los principales son albita, manebach, baveno, carlsbad, y periclina (Fig 65). Por su frecuencia, su estudio e identificación es importante. Las maclas de carlsbad son habituales en la ortoclasa y sanidina, mientras que las de baveno y banebach son ocasionales. La macla de carlsbad también puede presentarse en la plagioclasa. En sección delgada, la macla de carlsbad muestra con frecuencia dos cristales individuales separados por un solo plano de composición. Las maclas de baveno suelen estar separados por un plano diagonal. La macla múltiple o polisintética es abundante en la plagioclasa, que se reconoce por el paralelismo entre los planos de composición y la exfoliación (010). En la microclina aparecen combinaciones de las maclas de albita y de periclina, que en nicoles cruzados se observa como un enrejado. El feldespato es un componente esencial de muchas rocas ígneas, sedimentarias y metamórficas de tal modo que muchas de estas rocas se clasific an según su contenido de feldespato. El feldespato alcalino de las rocas volcánicas es frecuentemente la sanidina, mientras que las rocas plutónicas producenpuede ortoclasa, microclina es un Otra constituyente habitual de las de pegmatitas, mientras que la adularia ser unlamineral filoneano. característica importante los feldespatos en sección delgada, son sus colores de interferencia gris blanquecino de primer orden. En resumen en los feldespatos se pueden reconocer los grupos de los feldespatos alcalinos (o potásicos) y las plagioclasas, que se caracterizan por: Colores de interferencia gris blanquecino de primer orden y su maclado. Luego los feldespatos alcalinos o potásicos, se caracterizan por sus colores de interferencia gris blanquecino y principalmente la macla de Carlsbad para la ortoclasa, macla en enrejado para la microclina y anortoclasa. Las plagioclasas, se caracterizan por sus colores de interferencia gris blanquecino de primer orden y por poseer macla de la albita o polisintética y en otros casos por poseer macla combinada (macla albita o polisintética y macla de carlsbad). La composición de la serie de las plagioclasas se expresa convencionalmente en porcentajes molecular de los dos términos extremos: albita (NaAlSi3O8) y anortita (CaAl2Si2O8): Albita Ab100 Ab90 Oligoclasa Ab90 Ab70 Andesina Ab70 Ab50 Labradorita Bitownita Anortita

Ab50 Ab30 Ab10

-

Ab30 Ab10 Ab0

DETERMINACIÓN DE LA COMPOSICION APROXIMADA DE LAS PLAGIOCLASAS Se emplea numerosas técnicas para determinar la composición aproximada de las plagioclasas sin recurrir al análisis químico. Existen dos métodos en microscopia, con el fin de determinar el tipo de MINERALOGIAOPTICA




plagioclasa, que son los siguien tes: Método estadístico de Michel-L evy, y método de la macla combinada Carlsbad-albita).

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Método estadístico de Michel-Levy Requiere la determinación de los ángulos máximos de extinción de las maclas de la albita en secciones perpendiculares a (010): - Determinar que la sección es normal o casi normal a (010) (Fig. 66). - Medir los ángulos de extinción de las dos series y sacar la media. Los valores deben de estar de acuerdo por lo menos dentro de 3-4 grados (Fig. 67). - Repetir en gran número de secciones de similar orientación. - El valor promedio obtenido, llevarlo a la curva de la tabla (Fig. 68). Método de la macla combinada carlsbad - albita En secciones perpendiculares a (010) en que se presenten juntas las maclas de carlsbad y de la albita, basta la determinación de una sola sección: - Comprobar que la orientación es la anteriormente descrita. - Medir los cuatro ángulos de extinción, dos en los individuos de la albita de un individuo de carlsbad y dos para el otro individuo. En cada unidad de carlsbad, los dos valores deben de estar de acuerdo con un margen de 3°-5°, pero la media para las difer entes maclas de carlsbad pueden ser notablemente diferentes (Fig. 69). - Se lleva el menor ángulo promedio de exti nción a los valores de las ordenadas de la ta bla, y el mayor ángulo promedio a las curvas de la tabla, la intersección indica el porcentaje de albita o anortita (Fig. 70). En los dos métodos se utilizan diagramas o figuras con el fin de determinar el tipo de plagioclasa, de acuerdo a los ángulos de extinciones promedio registradas, el tipo de macla y los colores de interferencia.

Figura 66. En las maclas de la albita, se miden los ángulos de extinción a la derecha y a la izquierda, del cual se halla el promedio de acuerdo al método, luego se utiliza el diagrama para determinar la composición aproximada de las plagioclasas. Fuente: Chirif L. H., 2010. MINERALOGIAOPTICA




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Figura 67. A partir de una medida inicial, se miden los ángulos de extinción a la derecha y a la izquierda, si estas dos medidas están dentro del rango de 3 o 4 grados, se halla el prom edio. Fuente: Chirif L. H., 2010.

Figura 68. Una vez obtenido el promedio del ángulo de extinción, se lleva al diagrama, donde se halla la composición aproximada de la plagioclasa, luego el porcentaje de albita o anortita. Fuente: Elaboración propia.

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Figura 69. De la medida inicial, se hallan los ángulos de extinción a la derecha y a la izquierda de la macla de Carlsbad, teniendo cuidado en los rangos que indica el método de la macla combinada, luego se hallan los promedios. Fuente: elaboración propia.

Figura 70. Los promedios de los angulos hallados anteriormente, se llevan al diagrama, con el fin de hallar el tipo de plagioclasa, ademas el porcentaje de albita o anortita. Fuente: Elaboracion propia.

7. ELONGACION Se llama signo de la elongación a la relación entre los índices de refracción y la longitud mayor de un cristal. La elongación se mide en los minerales que poseen mayor desarrollo en una dirección: cristales prismáticos, columnares, aciculares, etc. Se dice que un cristal tiene elongación positiva cuando, orientando su eje mayor en posición NE-SO, al introducir la lámina de yeso se produce un aumento de birrefringencia. Cuando la birrefringencia disminuye, la elongación es negativa. En las fotos 34 A-B-C-D, se explica la secuencia para hallar la elongación del mineral talco, con el compensador de yeso. MINERALOGIAOPTICA




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ELONGACIÓN

A

B

C

D

Foto 34. TalcoCristal euhedral mostrando elongación largo-rápido. Observación con nicoles cruzados. A (sin compensador): en posición de extinción recta. B (sin placa): Cristal en posición de máxima anisotropía con color de interferencia verde de 2do orden (desfase de aproximadamente 750 nm). C (con compensador de yeso): Se ha producido sustracción, de verde de 2do orden se ha pasado a blanco grisáceo de 1er orden (750 – 550 = 200 nm). D (con placa de yeso): Al girar 90º se pasa a la posición de adición; de verde de 2do orden a verde de 3er orden (750 + 550 = 1300 nm). Fuente: Chirif L. H., 2010.

Elongación positiva significa que el índice de refracción mayor coincide o forma un ángulo menor de 45° con el alargamiento del cristal, mientras que en la elongación negativa el índice menor corresponde a la elongación (F ig. 71). Si las direcciones de vibración están a aproximadamente 45° del alargamiento, naturalmente no se pude hablar de signo de la elon gación. Dicho de otra manera, hemos dicho varias veces que muchos minerales exhiben un hábito prismático alargado según la dirección del eje cristalográfico C. Se dice que la elongación es positiva cuando Ng del mineral vibra paralelamente al eje C o cuando forma con él un ángulo menor que 45°. Si esto ocurre para Np, la elongación es negativa. La elongación no es una constante óptica absoluta. Fig. 71. Fuente: Gonzales F., 1976.

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Elongación y diagramas de orientación La elongación es la relación entre las direcciones de los índices de refracción ya identificados y el largo de un cristal de extinción paralela o subparalela. Si el largo es paralelo al índice mayor, diremos que el mineral tiene elongación positiva o que es “largo -lento”, y si el largo es paralelo al índice menor, diremos que tiene elongación negativa o que es “largo-rápido” (Fig. 72).

Figura 72. Tipos de elongación. Después de analizar la posición de adición o sustracción en relación al largo del cristal, se llega a uno de los siguie ntes casos: - Elongación positiva (índice de refracción mayor del mineral paralelo al largo). - Elongación negativa (índice de refracción mayor del mineral perpendicular al largo). Fuente: Chirif L. H., 2010.

Algunos minerales son de hábito más corto según el eje C. sin embargo en este caso la elongación se considera positiva o negativa de acuerdo con la dirección más larga del mineral. La elongación es una forma particular de explicar las relaciones entre las características cristalográficas y ópticas; es válida sólo para cristales alargados de extinción paralela o subparalela, aunque, en general, a todo cristal le podemos hacer un esquema donde se relacionen dichas características, lo cual se conoce como esquema de orientación (Figura 73).

Figura 73. Construcción de un esquema de orientación. Izquierda. Observaciones a través del microscopio (arriba) y esquemas de orientación bidimensionales (abajo). Derecha. Esquema de orientación tridimensional, donde a, b c son ejes cristalográficos. X, Y, Z son ejes que contienen a los índices a, b, c, respectivamente. Fuente: Chirif L. H., 2010. MINERALOGIAOPTICA




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8. ALTERACION Los minerales de alteración o secundarios, son aquellos que se forman por descomposición de un mineral preexistente. La alteración comienza a verificarse por los bordes o por los p lanos de debilidad de los minerales que pueden ser el clivaje o la fractura, y en alg unos casos, ataca selectivamente determinadas zonas. Si la alteración llega a destruir totalmente a un mineral preservando sus formas externas (seudomorfismo), diremos que se ha formado un molde del mineral primario. Si la alteración se produce en los últimos estadíos magmáticos por acción de los mismos fluidos magmáticos, diremos que se trata de alteración deutérica. Si la alteración se forma después de la consolidación de la roca (ígnea, metamórfica o sedimentaria) por acción de fluidos acuosos a alta temperatura, nos referiremos a ella como alteración hidrotermal. La alteración producida en la superficie, o cerca de ella, por acción de aguas meteóricas y por la alta concentración de oxígeno se denomina alteración supérgena. Por la naturaleza de los minerales secundarios, también se reconocen los diferentes tipos de alteraciones, tales como pro pilítica, argílica, potásica, silícea, etc. En ninguno de éstos tipos la alteración se verifica homogé neamente en toda la roca, siempre habrán minerales más propensos que otros a ser alterados. La figura 74 muestra una forma práctica de calificar la alteración total de una roca granítica en función a su intensidad.

Figura 74. Diferentes grados de alteración en un a roca granítica. Fuente: Chirif L. H., 2010.

9. ZONAMIENTO Durante el desarrollo de un cristal se presentan casos de variación de la composición desde el centro hacia el borde del grano, ya sea a nivel de elementos mayores o de elementos trazas. La variación de composición se puede evidenciar por la concentración de inclusiones o de minerales de alteración en determinadas zonas del cristal y, si la variación composicional ha afectado también la orientación del arreglo cristalino, el zonamiento se evidencia también por variación del color, del MINERALOGIAOPTICA




pleocroísmo o de la anisotropía de una zona a otra. Los minerales que frecuentemente presentan zonamiento son la plagioclasas (Figura 75 y Foto 35) y la augita, entre otros.

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El estudio del zonamiento permite conocer la evolución del desarrollo del cristal. Existen equipos que permiten conocer la composición de elementos mayores y trazas en cada una de las zonas de un cristal.

Figura 75. Plagioclasa, en nicoles paralelos, el zona miento se evidencia por la alteración, mientras que en nicoles cruzados se nota la diferencia de anisotropía. Fuente: Chirif L. H., 2010.

Foto 35. Plagioclasas cortado paralelamente al 010, mostrando líneas de crecimiento y estructura zonada. Nicoles cruzados. Fuente: Chirif L. H., 2010.

10. INTERCRECIMIENTOS, DESMEZCLAS, E INCLUSIONES El intercrecimiento es una asociación de distintos minerales, que no poseen necesariamente orientación constante. Las desmezclas o exsoluciones , son separaciones de un mineral a partir de otro que ha dejado de ser estable. Las desmezclas pueden presentar formas de discos, husos o lamelas de diferentesmás tamaños y frecuencia de ocurrencia. Entre foto los minerales formadores rocas, las desmezclas frecuentes son de albita en ortosa (pertita, 36), de ortosa en albitade(antipertita), cuarzo y albita (mirmequita, foto 37) y de clinopiroxeno en ortopiroxeno. Todas ellas se forman por enfriamiento de una fase intermedia estable a alta temperatura. Las inclusiones son sustancias extrañas (minerales, vidrio o fluido) atrapados por un cristal durante su crecimiento. La naturaleza de las inclusiones y la geometría de la distribución en el cristal anfitrión pueden dar pautas para interpretaciones petrológicas. En el caso de inclusiones fluidas (compuestas de gas y líquido), la medición de la temperatura a la cual se homogenizan el gas y el líquido da pautas para la determinación de la temperatura de formación de la roca. INTERCRECIMIENTOS Y DESMEZCLAS

Fotos 36 y 37 MINERALOGIAOPTICA




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11. PLANOS DE VIBRACION EN LOS CRISTALES En los cristales dimétricos (sistemas hexagonal y tetragonal) las ondas luminosas pueden vibrar exclusivamente en dos tipos de planos: uno es el que contiene la línea de propagación y el eje C; el otro es el determinado por la misma línea y la normal aC: Las trazas de los planos de vibración en las caras del cristal se señalan en la figuras 76, 77 y 78. En los cristales trimétricos, la relación entre los planos de vibración y la morfología del cristal es más compleja. En el sistema ortorrómbico, uno de los planos es aproximadamente paralelo a uno de los ejes cristalográficos, coincidiendo exactamente en determinados rayos, en los sistemas monoclínico y triclínico no hay relación fija entre morfología y planos de vibración (Figs. 77, y 78). Fi . 76. Fuente: Gonzales F., 1976.

Figura 77. Comparación entre características cristalográficas y ópticas de los minerales. Fuente: Chirif L. H., 2010.

Figura 78. Características de los sistemas cristalinos. Fuente: Chirif L. H., 2010.

DETERMINACION DE LAS DIRECCIONES DE VIBRACION En un microscopio de polarización con el analizador insertado en el sistema, el campo aparece oscuro, debido a que los rayos procedentes del polarizador son detenidos por el analizador dado que MINERALOGIAOPTICA




los planos de polarización del analizador y polarizador son perpendiculares entre si.

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Al observar un mineral anisótropo, aparece iluminado con sus colores de interferencia, es decir los rayos que atraviesan el mineral están así mismo en condiciones de atravesar el analizador, pero al rotar la platina giratoria, el mineral pas a por 4 posiciones de máxima iluminación y por 4 posiciones de oscuridad (extinción) alternadamente. Las 4 posiciones de extinción se srcinan cuando las direcciones de vibración del mineral coinciden, respectivamente, con los del polariza dor y analizador en un giro completo. Cuando las ondas procedentes del polarizador, vibrando en un plano (usualmente paralelo al plano de simetría del microscopio), llegan al cristal, si uno de los plano s de vibración coincide con el de las ondas incidentes éstas atraviesan el mineral sin modificar su plano. Al llegar al analizador, las ondas son detenidas y el mineral aparece extinguido. La situación es como si no estuviera el mineral. En consecuencia cuando un mineral está en extinción sabemos que sus planos de vibración -para esa dirección particular de propa gación de las ondas- son paralelos a los hilos del retículo. Las posiciones de iluminación corresponden a cuando los planos de vibración son oblicuos (Fig. 79). Fig. 79. Fuente: Gonzales F. 1976.

Fig. 80

DETERMINACION DE LAS DIRECCIONES DE VIBRACION DEL MINERAL COMPENSADOR En cualquiera de los esquemas que construimos para ilustrar el paso de la luz a través del sistema polarizador-mineral-analizador (Figs. 55 y 79), puede comprobarse que cuando las direcciones de las vibraciones del mineral ocupen la posición de 45° entre las direcciones de los nicoles, se producirán en el analizador las ondas con máxima amplitud. Así OF y OE tendrán valor máximo en la posición de 45°, pero su valor irá disminuyendo a medida que XX´ y YY´ se acerquen a PP´ y AA´. Cuando XX´ e YY´ coincidan con PP´ y AA´, el valor de OF y OE es cero. Se deduce que durante un giro completo de la platina del microscopio, el mineral se verá completamente oscuro cada 90°. Se dice entonces que está en posición de extinción. Pero a 45° de cada posición de extinción corresponde una posición máxima de iluminación que se repetirá también cuatro veces durante el giro completo de la platina. Pero, a cuales ejes de la indic atriz corresponden XX´ e YY´? ¿C ual es Ne o No si el mineral es uniáxico? ¿Cual es Ng o Np si el mineral es biáxico? ¿Cual de ellos coincide en un momento determinado con la dirección de vibración del polarizador o del analizador?. Para determinar el nombre de los ejes de la indicatriz, se usan los compensadores de yeso rojo de primer orden y cuña de cuarzo. El más conocido es la placa de yeso. MINERALOGIAOPTICA




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La placa de yeso está hecha de yeso hialino en su variedad selenita. El mineral está cortado en un espesor tal que produce un color de interferencia rojo de primer orden. En realidad el color de interferencia es más cercano al violeta que del rojo, que se denominado tinte sensible. La placa está dispuesta en un sostén metálico de modo que la dirección Np del yeso sea paralela a la dimensión más larga del sostén (Fig. 80). Por consiguiente la dirección Ng estará orientada paralelamente a la dimensión corta del compensador.

Cuando la dirección del índice mayor del mineral coincide con la dirección del índice mayor del compensador habrá una interferencia constructiva (o adición); en este caso, la retardación del color de interferencia aumenta un valor igual a la retardación del compensador. Si giramos la platina 90°, el índice menor del mineral pasará a coincidir con la dirección del índice mayor del compensador y se producirá una interferencia destructiva (o sustracción); en este caso, la retardación del color de interferencia disminuye un valor igual a la retardación del compensador. El efecto de adición o sustracción se ilustra y se analiza en la fig ura 81.

Figura 81. Alternancia de las posiciones de adición y sustracción cada 90º. Partiendo de un mineral de color de interferencia azul de 2do orden (aprox. 550 nm), si insertamos el compensador de yeso (550 nm) al mineral, lo veremos verde en la posición de adición y gris oscuro en la de sustracción. Fuente: Chirif L. H., 2010.

El compensador se inserta en el microscopio por una ranura colocada en posición de 45° con respecto a los hilos de la cruz filar. Si se desea determinar las direcciones Np y Ng de un mineral, la platina debe girarse a posición de extinción y después a 45°. Cuando Np del mineral coincida con Np del compensador, el color subirá en el espectro; cuando Ng del mineral coincida con Np del MINERALOGIAOPTICA




compensador, el color bajará en el espectro.

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Las posiciones de adición y sustracción se alternan cada 90° al girar la platina y no constituyen en sí una característica diagnóstica del mineral, pero nos permiten identificar las direcciones de cada uno de los índices mayor y menor, y relacionarlas con la forma del cristal (comparación entre características ópticas y cristalográficas), lo cual sí es una característica diagnóstica de los minerales. El efecto de adición o sustracción, se ilustra con un ejemplo cuantitativo para el mineral tremolita, que tiene los siguientes índices de refracción: ng = 1.600; np = 1.625 y su birrefringencia ng - np = 0.025. El compensador de yeso tiene sus índices de refraccion ng = 1.520; np = 1.529 y su birrefringencia ng - np = 0.009. Supongamos que los ejes de un mism o nombre coinciden en el mineral y el compensador en un primer caso y por el contrario en un segundo caso que los ejes de distinto nombre coinciden en el mineral y el compensador: Primecraso Segundcoaso 1.600 + 1.520 = 3.120 1.600 + 1.529 = 3.129 1.625 + 1.529 = 3.154 1.625 + 1.520 = 3.145 ng - np = 0.034 ng - np = 0.016 La birrefringencia de la tremolita aumentó de La birrefringencia disminuyó de 0.025 a 0.016. 0.025 a 0.034. La elevación o disminución de la birrefringencia, se comprueba fácilmente con ayuda de la tabla de colores de interferencia de Michel-Levy. DETERMINACION DEL VALOR RELATIVO DEL INDICE DE REFRACCION EN LAS DIRECCIONES DE VIBRACION En el estudio de una sección anisótropa al microscopio es necesario saber cual de las dos direcciones de vibración corresponde al índice de refracción mayor o menor. Para la determinación de los índices de refracción, se puede utilizar la cuña de cuarzo, el compensador de Bereck, o una lámina de yeso rojo de prim er orden, que produce una diferencia de paso de alrededor de 550 a 540 m , para la determinación de los valores relativos de los índices correspondientes a las respectiv as direcciones de vibración. Por ejemplo un mineral que da un color de interferencia verde claro. Se inserta la lámina de yeso y da un color verde mar. Consultando la figura 62 se ve que es el efecto de añadir una diferencia de paso de 550 540 m  a la diferencia propia del verde de segundo orden (780 m), pues el verde mar corresponde un valor aproximado de 1,320 m. Por ser el efecto aditivo, la dirección NE-SO del mineral se encuentra en el mayor índice de refracción. Se corrobora probando la posición inversa. Se gira la platina 90° y se inserta la lámina de yeso. El color verde cambia a gris blanco (780 m  - 550 540 m  = 230 240 m ). Ahora las vibraciones del mineral y de la lámina no se corresponden; la vibración del rayo de mayor índice está situado de NO a SE. Por ejemplo otro mineral que da un color de interfere ncia gris claro, como el cuarzo y los feldespatos en las preparaciones delgadas. Este color sólo puede ser de primer orden y corresponde a una diferencia de paso aproximada de 200 m colocando el cristal a 45° de su posición de extinción, se introduce el yeso y se obtiene un color amarillo. Se gira la platina 90° y se prueba la otra posición, el color es ahora azul celeste, más o menos verdoso. En la Fig. 62 se verifica que, sumando a 200 m  los 450 del yeso, se obtiene azul verdosos. Esto indica que en esta seg unda posición la vibración de mayor índice está de NE a SO, pues las birrefringencias se suman. Como se interpretan, entonces el color amarillo de la primera posición? Los 540 m  del yeso compensaron los 200 m del mineral, y todavía restan 340 para dar el amarillo (que corresponde entonces al efecto del yeso y no del MINERALOGIAOPTICA




mineral).

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El efecto de la lámina de 1 , sea aditivo o sustractivo, se aprecia mejor cuando el color de birrefringencia del cristal es de primer orden; es característico, el cambio de gris o blanco a azul ( o azul verdoso) cuando el efecto es aditivo, o a amarillo, cuando es sustractivo. Si el cristal presenta espesor desigual, debe buscase en general las áreas más delgadas, que dan un color más bajo en la tabla, para estudiar el efecto de la lámina de yeso. En las secciones delgadas, si bien el espesor es constante, los contactos oblicuos entre los granos determinan bordes en cuña donde la birrefringencia es menor; también se encuentran bordes acuñados en grietas y roturas del cristal. Si se estudia el mineral en grano suelto se observan bandas concéntricas de color. Cuando se introduce la lámina de 1  u otro cualquiera de los accesorios compensadores, la posición de las bandas concén tricas cambia, sea estrechándose o expandiéndose. La explicación de este fenómeno es sencilla: la diferencia de paso producida por la lámina de yeso equivale a la de un cierto espesor del grano; cuando aquella diferencia se añade a la del grano, el espesor de cristal necesario para obtener un determinado color de birrefringencia será menor que antes, y la banda correspondiente aparecerá, por lo tanto, más cerca del borde. Si la acción del yeso es sustractiva, el cristal necesitará un espesor mayor para conseguir el mismo color, y todas las bandas se corren simultáneamente hacia dentro. La regla para la determinación de las direcciones de vibración correspondientes al mayor y menor índices de refracción de un mineral con el compensador de yeso es: si al insertar la lámina de yeso se srcina un color de orden superior (efecto aditivo), la dirección de vibración de los rayos de mayor índice se encuentra de NE a SO. Si el color resultante es de orden inferior (efecto sustractivo) la dirección de vibración de los rayos de índice mayor está de NO a SE. CAPITULO V: PROPIEDADES OPTICAS DE LOS MINERALES 1. REFLEXION Cambio de dirección, que sufren los rayos luminosos, cuando encuentran una superficie pulimentada (MM´) (Fig. 82). Cuando un haz de luz incide sobre la superficie de separación entre 2 medios (MM’)(AB rayo

incidente), parte de los rayos penetra en el segundo medio y parte es devuelta por reflexión (BC rayo reflejado), con una desviación del rayo incidente. La proporción de la luz reflejada depende de la transparencia del medio y de otras condiciones. Fig. 82

Fuente: Elaboración Propia.

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Donde: AB, rayo incidente; BC, rayo reflejado; NB, normal; , desviación del rayo incidente. De la reflexión se deducen 2 leyes: 1) El rayo incidente, reflejado se encuentran en un mismo plano, normal a la superficie reflectora y aun lado y otro de la normal (N) a esta en el punto de incidencia. 2) Angulo de incidencia es igual al ángulo de reflexión. 2. REFRACCION-INDICE DE REFRACCION-LEY DE SNELL La velocidad de la luz varía de un medio a otro; ello es la causa del fenómeno de refracción, que consiste en la desviación de los rayos luminosos al pasar la superficie limitante entre 2 medios diferentes y transparentes (Fig. 83 A y B). En la figura 83 A y B: AB = rayo incidente; BC = rayo refractado; ángulo DBC = ángulo de desviación; i = ángulo de incidencia; r = ángulo de refracción. Al pasar un rayo de un medio menos refringente o menor índice de refracción (p.e. aire), a otro más refringente o mayor índice de refracción (p.e. agua), el rayo refractado, se acerca a la normal NN´, de modo que r < i (Fig. 83 A). Puede ocurrir lo contrario, donde el rayo refractado se aleja de la norm al, de modo que r > i (Fig. 83 B). Fig. 83

Aire Agua

Fuente: Elaboración propia. De lo dicho se deducen las siguientes leyes: 1. Los rayos incidente y refractado, se encuentran en un mismo plano, normal a la superficie de separación de 2 medios, de un lado y otro de la normal en el punto de incidencia. 2. La relación entre los senos de los án gulos de incidencia y refracción, medidos entre los rayos y la normal, es constante entre dos medios, cualquiera que sea el ángulo de incidencia, e igual a la relación entre las velocidades de la luz en uno y otro medio. Dicha constante es llamada índice de refracción, del segundo medio con respecto al primero; con lo que resulta que el índice de refracción de una sustancia es inversa proporcional a la velocidad de la luz en ella. Entonces: Sen i / Sen r = n r / ni = nr ni, donde: ni=1 debido a que se expresa con relación al aire donde la velocidad de la luz es igual a la velocidad en el vacío y por lo tanto no hay desviación. De acuerdo a esto, se tiene: Sen i / Sen r = nr. La relación nr / ni es una constante denominada índice de refracción de la sustancia “r” con respecto a MINERALOGIAOPTICA




“i”; éste índice se expresa siempre con relación al aire, en el cual la velocidad de la luz es casi igual

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a la en el vacío. Ya que la luz, al pasar del vacío al aire, no sufre prácticamente desviación, su índice de refracción es igual a uno y la expresión anterior resulta sen i / sen r = n r. Para fines de la mineralogía óptica se considera la velocidad de la luz en el aire igual a la de la luz en el vacío, en consecuencia el índice de refracción del vacío es igual a 1 y de cualquier otro medio es mayor que 1. Los medios isótropos presentan un único valor del índice de refracción, mientras que los medios anisótropos presentan índices diferentes en diferentes direcciones. La mayoría de minerales formadores de rocas presentan índices de refracción entre 1,4 y 2,2. La relación entre las trayectorias del rayo incidente y refractado es: n i Sen i = nr Sen r, que es conocido como ley de Snell (Fig. 84). Ejm. Si: n i = 1, nr = 2, i = 50°; mediante la ley de Snell, se puede hallar el valor de r, que es igual a 22.5°.

Figura 84. Ley de Snell. Relación entre índices y ángulos de refracción. Cuando la luz pasa de un medio de mayor a otro de menor índice de refracción, el rayo refractado se aleja de la normal. Fuente: En Chirif L. H., 2010.

3. La relación entre el Seno del ángulo incidencia y el seno del ángulo de refracción, es igual a la relación entre la velocidad de luz en el primer medio y segundo medio: Sen i / Sen r = n = VA/VB. Si VA > V B, la luz pasa de un medio menos refringente a otro más refringente (cuando r < i), entonces mayor será el índice de refracción. Si V A < V B, la luz pasa de un medio más refringente a otro menos refringente (cuando r > i), entonces menor será el índice de refracción. Para la mayoría de los materiales VB es menor que VA, por consiguiente los índices de refracción son de valor generalmente superior a uno (>1). El aire a través del cual la luz se mueve casi tan rápida con en el vacío, tiene un índice de refracción que puede igualarse a uno (1) en la mayoría de los casos, en realidad su índice es aproximadamente 1.0003. En general cuanto mayor es la densidad de una substancia, menor es la rapidez de la luz que se propaga a través de ella. El peso específico alto y el índice de refracción alto son por lo tanto, propiedades físicas relacionadas. 3. REFLEXION, REFRACCION Y POLARIZACION La luz natural que se refleja sobre la superficie de una sustancia isótropa cualquiera se polariza parcialmente. Si el medio reflectante es transparente, en general la mayor parte de la luz penetra y se refracta. El porcentaje de luz refle jada y refractada depende de la reflectivid ad intrínseca de la sustancia - o de su inversa, la transparencia - y del ángulo de incidencia. Cuando el ángulo es cero (incidencia vertical) la reflexión es mínima (alrededor del 4% en el vidrio común), pero aumenta rápidamente después de los 50°, alcanzando al 100% con incidencia rasante. Este ángulo particular de incidencia se llama “ángulo de polarización”.

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4. ANGULO LIMITE Y REFLEXION TOTAL Ocurre en el caso, en que la luz pasa de un medio más refringente a otro menos refringente, cuando el ángulo de refracción es mayor al ángulo de incidencia. En la figura 85 el rayo OA, le corres ponde OA´; a mayor incidencia con ángulo NOC, le corresponde N´ÓC´, que es igual a 90°, por lo que el rayo refractado OC´ será rasante. El ángulo de incidencia, se denomina ángulo límite. Para cualquier incidencia con ángulo superior al límite, ocurre reflexión total: si i = , r = 90°, entonces nrni = sen  /sen 90, de donde se tiene sen  = nrni = 1/ninr (el seno del ángulo límite es igual a la inversa del índice de refracción del medio más refringente). Estos conceptos son importantes para la construcción de los prismas de nicol. Fi . 85

CAPITULO VI: INDICATRIZ OPTICA DE LOS MINERALES 1. ELIPSOIDE DE LOS INDICES O INDIC ATRIZ OPTICA Las propiedades vectoriales de los cristales se pueden representar mediante superficies cuyos radios (semiejes de elipse) sean proporcionales a la magnitud de la propiedad en la respectiva dirección. En óptica cristalina, la propiedad más útil para deducir el comportamiento de un cristal respecto a la luz es el índice de refracción, por lo tanto una indicatriz óptica es un modelo geométrico que representa todos los posibles índices de refracción de un medio transparente. La superficie de los índices, o indicatriz óptica, puede ser una esfera o elipsoide (Fig. 86). En las siguientes figuras se presentan las indicatrices ópticas de los medios isótropos y anisótropos y sus elementos, distinguiéndose sus índices de refr acción, características ópticas y sistemas de cristalización (Figs. 87 y 88).

Fig. 86

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Figura 87. Tipos de indicatrices y sus elementos. Fuente: Chirif L. H., 2010.

Figura 88. Comparación entre características cristalográficas y ópticas de los minerales. Fuente: Chirif L. H., 2010.

2. INDICATRIZ OPTICA DE LOS MINERALES ISOTROPOS La indicatriz óptica isótropa, es una esfera con infinitas secci ones circulares iguales, que significan el mismo índice de refracción para cualquier dirección de vibración (Fig. 89). En la figura 90 A, la dirección de vibración OP, que procede del polarizador, permanece sin cambio después de pasar la placa, luego en el analizador queda absorbida, Entonces en los materiales MINERALOGIAOPTICA




isótropos no alteran la dirección de polariz ación de la luz. En nicoles cruzados estos materiales aparecen siempre extinguidos aún durante un giro de 360° de la platina.

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Fig. 89


En la figura 90 B, en nicoles cruzados, el campo aparece extinguido donde OP representa vectorialmente la amplitud y dirección de vibración en el polarizador, pero OP no tiene componente paralelo a AÁ´ (Analizador), entonces no se transmite luz por el analizador. En la figura 90 C, si el analizador o polarizador se giran y forman un ángulo  entre las direcciones privilegiadas, con un componente de OP (OA), entonces el analizador transmite luz y el grano aparece extinguido donde OA = Cos  OP. Fig. 90

(A) Paso de luz a través de una placa isótropa situada en la platina de un microscopio polarizante. La dirección de vibración de la luz que procede del polarizador (representada por el vector OP) permanece sin cambio después de pasar a través de la placa. En el analizador, la luz queda totalmente absorbida. (B)extinguido El grano aparece campo con del microscopio, cuando en se elobserva nicoles cruzados. OP representa vectorialmente la amplitud y la dirección de vibración de la luz que procede del polarizador, antes y después de su paso a través del cristal. OP no tiene componente paralelo a AÁ´, la dirección privilegiada del analizador, si los nicoles están cruzados. Por tanto no se transmite luz a través del analizador. (C) Si el analizador o el polarizador se giran de manera que formen un ángulo entre sus direcciones privilegiadas, diferentes de 90º, entonces hay un componente de OP (es decir, OA) que es paralelo a AÁ´, la dirección privilegiada del analizador. Por consiguiente, el analizador transmite un componente de la luz y el grano no aparece extinguido. Fuente: Bloss E.D., 1982.

3. INDICATRIZ OPTICA DE LOS MINERALES ANISOTROPOS INDICATRIZ UNIAXICA Los minerales anisótropos uniaxiales tienen dos índices de refracción: uno menor que es constante, que se puede denominar índice de refracción ordinario (=no), y otro variable que tiene un valor MINERALOGIAOPTICA




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máximo y mínimo, que podemos llamarlo índice de refracción ex traordinario ( =ne); además ambos índices representan vibraciones polarizadas en planos mutuamente perpendiculares. Por lo tanto no se representa como una circunferencia de radio no (Fig. 91 A), sino por una elipse cuyos dos semiejes tendrán, uno el valor máximo ne y el otro un valor mínimo que coincide con no. La variación de ne estará representada por el arco de la elipse (Fig. 91 B).

La circunferencia y la elipse registran los valores de no y ne y además constituyen planos mutuamente perpendiculares. Por lo tanto, al representar las variaciones de los índices de refracción en el espacio, ambos planos engendran una figura tridimensional, que es un elipsoide de revolución. Esta figura tridimensional constituye la indicatriz óptica parademinerales anisótropos, tales como que el cuarzo por ejm. (Fig. 92) las propiedades ópticas por medio la indicatriz se expresan de modo el semieje mayor de la indicatriz tenga el valor numérico 1.553 y el semieje menor, el valor numérico 1.544 y denominemos tales semiejes como ne y no, donde no es circular y las demás secciones que no sean normales a ne y que pasan por el centro del elipsoide serán elipses cuyos semiejes tendrán un valor no constante y otro variable desde ne hasta no, depende de la inclinación de la sección correspondiente (Fig. 91). Fig. 91

Fig. 92

Fuente: Gonzales F., 1976.

En la figura 93, supongamos un rayo 1 que incide según la dirección Ne ( ne). Este rayo no sufrirá la doble refracción pues al vibr ar en el plano ecuatorial enco ntrará direcciones No ( no) = 1.544 todas equivalentes. Esta es una dirección única en la indicatriz y se conoce como eje óptico (E.O.). Fig. 93

Fuente: Segura R., 1978. MINERALOGIAOPTICA




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Cualquier plano que incluya el eje óptico se denomina sección principal de la indicatriz. Supongamos ahora un rayo 2 que incide en una dirección oblicua con respecto a Ne. Inmediatamente se descompondrá en dos rayos: uno que vibra según la sección principal (componente extraordinario) de valor Ne´ = 1.549 por ejemplo, y otro que vibra normalmente a la misma (componente ordinario) de valor No = 1.544. Ambos componentes determinan una elipse de semiejes No - Ne ´. Consideremos ahora un rayo 3 que se mueve en dirección normal al eje óptico. Sus dos componentes serán, uno que vibra paralelamente al eje óptico, de valor Ne = 1.553 y otro que vibra normalmente al mismo, de valor No = 1.544. La elipse determinada tendrá los semiejes No - Ne. De lo expuesto, se establecen tres conclusiones:

1) Un rayo que incida según la dirección del eje óptico, no sufrirá la doble refracción, ya que las secciones normales al eje óptico son siempre circulares.

2) Un rayo que incida normalmente a la dirección del eje óptico sufrirá la doble refracción, teniendo la diferencia No - Ne (ó Ne - No) su valor máximo. Esta diferencia se denomina birrefringencia.

3) Un rayo que incida oblicuamente a la dirección del eje óptico sufrirá la doble refracción, pero la birrefringencia no tendrá su valor máximo, sino que el mismo estará determinado por la variación de Ne. La luz que atraviesa un cristal dimétrico (tetragonal y hexagonal) se caracterizan por tener un eje principal de simetría coincidente con el eje cristalográfico C, la indicatriz es un elipsoide de revolución cuyo eje principal coincide con el eje vertical C. Los primeros corresponden a los rayos extraordinarios, y los segundos a los rayos ordinarios. El elipsoide de la indica triz puede ser prolado (positiva) si  > , y oblado (negativa) si  <  (Fig. 94). En la dirección del eje de revolución ( ), los rayos vibran en dirección paralela a  (círculo ecuatorial), donde no hay preferencia en la dirección de vibración (no polarizado). Los radios en este círculo son iguales por lo que no hay variaciones en la magnitud de la refracción ( ) ni preferencia en la dirección de vibración; los rayos vibran en todos los radios del círculo, y la luz al no estar polariz ada, se comporta como luz natural. Esta dirección (rayos no sufren doble refracción, ni polarización) privilegiada, recibe el nombre de eje óptico (en cristale s dimétricos, coincide con el eje de máxim a simetría cristalina). El plano circular ecuatorial, normal al eje óptico, se llama a veces sección isótropa. Fi . 94


La indicatriz permite hallar también los índices de refracción de las ondas que transmiten oblicuamente al eje óptico. La diferencia entre los índices máximo y mínimo se denomina birrefringencia; B =  - , ejm.  =1.553 y  =1.544; B=0.009 para el cuarzo. Resumen de las propiedades de la indicatriz uniaxial 1) La indicatriz un iaxial es un elipso ide de revolución cuyo eje de rotación es paralelo al eje cristalográfico C, y su dimensión a lo largo de ese eje es proporcional al índice de refracción  de las ondas que vibran paralelamente a dicho eje. Su sección ecuatorial es un círculo de radio proporcional MINERALOGIAOPTICA




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al índice  de los rayos que se propagan paralelamente a C. 2) La indicatriz se llama positiva cuando es prolada (  > ) y negativa cuando es oblada (  < ). 3) Por cada dirección dentro del cristal pueden propagarse 2 ondas, cuyas direcciones de vibración e índice de refracción están dadas por los semiejes e la elipse. Una de estas vibraciones es normal a C y representa uno de los radios del círculo ecuatorial, cualquiera sea la dirección de la luz; los rayos de esta onda se denominan ordinarias y su índice de refracción es constante ( ). Los rayos extraordinarios vibran en planos que contienen a la dirección de propagación y al eje c o eje de rotación de la indicatriz; el valor del índice de refracción ( ’) varía con la inclinación del rayo respecto a c, entre los límites ’ =  (rayos paralelos a C) y ’ =  (rayos perpendiculares a C). 4) La luz (isótropo) transmitida C, determina undirección círculo sin de vibración conparalelamente un índice de arefracción . Esta en direcc que losiones rayospreferenciales no sufren doble refracción ni polarización se denomina eje óptico. 5) Si los rayos se transmiten normalmente a c, existe la mayor diferencia entre los índices  del rayo extraordinario y  del rayo ordinario; la diferencia  -  se llama birrefringencia del cristal. INDICATRIZ BIAXICA Los minerales anisótropos que cristalizan en los sistemas trimétricos presentan tres índices de refracción de diferente valor numérico, en tres direcciones mutuamente perpendiculares, que en el espacio determinan un elipsoide de tres ejes, cuyos tres semiejes son Np índice de refracción menor), Nm (índice de refracción mediano) y Ng (índice de refracción mayor) (Fig. 95). Eo

2V

Eo

Ng

Nm Np Sc

Sc

Fig. 95Fig.52 Fuente: Gonzales F., 1976.

La indicatriz tiene tres planos de simetría, dos verticales Np-Ng y Nm-Ng perpendiculares entre sí, y uno ecuatorial Np-Ng perpendicular a los dos primeros. En el plano Np-Ng existe un valor intermedio igual numéricamente a Nm, y si desde el centro del elipsoide trazamos una circunferencia con un radio igual a ese valor Nm, obtendremos una sección circular (SC). En la indicatriz uniáxica estudiamos que todo rayo incidente normal a la sección circular, no sufre la doble refracción. Esta dirección única la denominamos eje óptico. Se deduce que en el elipsoide de tres ejes existirán dos ejes ópticos (EO), uno normal a cada sección circular, de aquí que la indicatriz se denomine biáxica. Los ejes ópticos descansan en el plano Np-Ng, el cual se designa como plano óptico. El semieje que biseca el ángulo menor se denomina bisectriz aguda y obtusa su correspondiente al ángulo mayor comprendido entre los ejes ópticos. El ángulo menor entre los ejes ópticos se denomina ángulo óptico 2V, el cual siempre es doble, donde V es el ángulo entre la bisectriz aguda y un eje óptico. El semieje MINERALOGIAOPTICA




Nm es perpendicular al plano óptico Np-Ng y por ello se denomina normal óptica.

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El valor del índice de refracción Nm puede variar de modo tal que se aproxima numéricamente al valor de Np o Ng. Así en el caso de la enstatita: Np = 1.650, Nm = 1.653 y Ng = 1.658, pero para la hornblenda: Np = 1.614, Nm = 1.691 y Ng = 1.701. En el primer caso se dice que el mineral es biáxico positivo (Fig. 96 A), en el segundo caso se dice que el mineral es biáxico negativo (Fig. 96 B). Fig. 96


Efectivamente en la indicatriz biáxica, a medida que Nm se acerque a Np y finalmente se iguale a este, el elipsoide tomará la forma de una indicatriz uniáxica positiva. De aquí que por analogía se denomine biáxica positiva. En cambio, si Nm se aproxima a Ng y finalmente se iguala a este, la indicatriz será idéntica a una uniáxica negativa. También por analogía se denominará biáxica negativa. La indicatriz biáxica es un cuerpo tridimensional, aunque por lo general la representamos según determinados planos y direcciones. La sección circular siempre incluye el semieje Nm y su posición dependerá de los valores relativos de Np y Ng. En los minerales positivos Ng será la bisectriz aguda y Np la bisectriz obtusa. En los minerales negativos Np será la bisectriz aguda y Ng la obtusa. Cuando 2V = 90° no existirá bisectriz aguda ni obtusa y el mineral será de signo óptico indefinido. En resumen para los minerales biáxicos, las direcciones de vibración son: 1) bisectriz aguda (semieje Ng o Np). 2) bisectriz obtusa (semieje Np o Ng) y 3) normal óptica (semieje Nm). La birrefringencia máxima vendrá dada por la diferencia numérica Ng-Np. Todo rayo incidente será descompuesto en dos rayos diferentes mutuamente perpendiculares, salvo en dos direcciones únicas, las de los ejes ópticos, según las cuales todos los rayos vibran con el valor constante Nm. Según diferentes escuelas y autores, los índices de refracción y los semiejes de las indicatrices se designan con símbolos las tres secciones principales elípticas. Secciones principales son aquellas que contienen dos de los tres ejes del elipsoide, que a su vez son los diámetros mayor, menor e intermedio normal los los dossímbolos primeros, el todos ellos el perpendiculares si. LoOtra semiejes también pueden designaracon menor, intermedio, y entre simbología parasenombrar  el mayor. las direcciones de los ejes del elipsoide son: X, Y, Z, etc. 4. LUZ LINEALMENTE TRANSPARENTES

POLARIZADA

TRANSMITIDA

EN

MINERALES

Con el microscopio de polarización de luz transmitida podemos estudiar la interferencia de luz MINERALOGIAOPTICA




linealmente polarizada en un determinado corte del mineral transparente (sección delgada) y en diferentes posiciones, esto último gracias a la platina giratoria del microscopio (Figura 97).

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Figura 97. Orientación del corte y posición sobre la platina. A. Cristal de piroxeno atravesado por tres rayos de diferentes trayectorias. El rayo 1 encontrará los índices de refracción α (Np) y γ (Ng), el rayo 2 encontrará los índices β (Nm) y γ (Ng) y el rayo 3 a los índ ices α (Np) y β (Nm). B. Cristal de piroxeno y superficie de corte de una sección delgada. C. Los rayos de luz linealmente polarizada del microscopio que atraviesan a la sección delgada cortada como se muestra en B encontrarán a los índices de refracción α (Np) y γ‘ (Ng´). Si la sección delgada está orientada sobre la platina de tal manera que la dirección de uno de los índices de refracción coincide con la dirección de vibración del rayo incidente, entonces la luz pasará por el mineral sin que cambie su dirección de vibración. Esta situación se repite si giramos la platina 90º. Fuente: Chirif L. H., 2010.

EN MINERALES ISÓTROPOS Cualquier corte quecon se haga en un isótropo o sustancias amorfas) permitirá obtener secciones índices de mineral refracción de la(sistema misma cúbico magnitud en cualquier dirección. En consecuencia, en los minerales isótropos, cualquiera sea la orientación del corte, tendremos siempre una sección circular, y cualquiera sea la posi ción sobre la platin a, el rayo de luz linealmente polarizada atravesará al mineral sin variar su dirección de vibración y, en consecuencia, llegará al analizador con una dirección de vibración perpendicular a la dirección privilegiada de éste y no lo podrá cruzar. Los minerales isótropos entre nicoles cruzados se verán permanentemente en extinción. EN MINERALES ANISÓTROPOS En los minerales anisótropos, en el caso de cortes basales, se obtendrán secciones circulares en las cuales el comportamiento de la luz linealmente polarizada es semejante al caso de minerales isótropos, y para cualquier otro corte se tendrán secciones con dos índices de diferentes magnitudes dispuestos en direcciones perpendiculares entre sí (direcciones privilegiadas del mineral). En el segundo caso, cuando la dirección de vibración del rayo linealmente polarizado incidente coincide con una de las direcciones privilegiadas del mineral, el rayo atravesará al mineral sin variar su dirección de vibración y, en cons ecuencia, entre nicoles cruz ados, veremos el mineral en extinción. Si giramos la platina a cualquier lado en un ángulo diferente a 90°, el rayo linealmente polarizado incidente se descompondrá en dos rayos que vibran en cada una de las direcciones privilegiadas del mineral con diferentes velocidades y longitudes de onda. Al llegar a la superficie superior de la sección, los rayos estarán desfasados y al abandonar el mineral interferirán y se propagarán con igual MINERALOGIAOPTICA




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velocidad y longitud de onda (la correspondiente al medio -aire o aceite-), pero cada uno seguirá vibrando en la dirección del índice respectivo. Al llegar al analizador, de ambas componentes habrá una resultante con dirección de vibración coincidente con la del analizador, la cual la podrá atravesar y hará posible que se vea al mineral anisótr opo entre nicoles cruzados (colores de interferencia).

En conclusión, de un mismo mineral se pueden obtener secciones con diferentes características según el corte, tal como ocurre en una roca en cuya sección se verán diversos cristales de una misma especie; los cristales de corte circu lar los veremos permanentemente en extinción, los de corte vertical mostrarán la máxima anisotropía, mientras que los de cortes intermedios mostrarán anisotropías intermedias (Figura 98).

Figura 98. Sección delgada de una roca mostrando granos con diferentes cortes. Fuente: Chirif L. H., 2010.

CAPITULO VI: CONOSCOPIA. CONSTANTES OPTICAS DE LOS MINERALES TRANSPARENTES CON NICOLES CRUZADOS Y EN LUZ CONVERGENTE. 1. CONOSCOPIA Se ha estudiado las constantes ópticas de los min erales en luz paralela u ortoscópica, pero es necesario determinar otras constantes, tales como: la clase óptica (si el mineral es uniáxico o biáxico), el signo óptico, el ángulo 2V, etc. Estas constantes se determinan mediante las figuras de interferencia, producidas cuando la luz paralela u ortoscópica es convertida en luz convergente o conoscópica. 2. SISTEMA OPTICO CONOSC OPICO Para la observación conoscópica interesa solamente la trayectoria de los rayos de iluminación, esta trayectoria es la misma que en el sistema ortoscópico hasta la formación de la imagen de la fuente. La observación con luz convergente tiene por finalidad estudiar la figura de interferencia, que es la imagen formada en el plano focal posterior del objetivo cuando un mineral es atravesado por rayos de diversas direcciones. Para obtener la imagen conoscópica se incrementa la conicidad del haz insertando la lente de refuerzo del condensador, se utiliza un objetivo de aumento elevado cuya gran abertura numérica permite captar rayos de la mayor oblicuidad posible, se inserta el analizador y la lente de Amicci-Bertrand para llevar la imagen al plano focal del ocular y agrandarla. La figura de interferencia se observa también sin la lente de Ber trand, quitando el ocular y mirando a través del tubo. La secuencia de partes del microscopio para observar las figuras de interferencia es como muestran en las figuras 99 y 100. MINERALOGIAOPTICA




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Para la observación conoscópica previamente se enfoca un mineral - con luz ortoscópica con objetivo de aumento bajo medio alto y luego se inserta la lente de Bertrand - en una zona sin alteraciones, inclusiones y lejos de las trazas de clivaje. Se debe buscar preferentemente minerales basales o perpendiculares al eje óptico. Fig. 100

Figura 99. Secuencia de las partes del microscopio de polarización para observación con luz transmitida conoscópica. Fuente: Chirif L. H., 2010.

La figura conoscópica consiste en 2 partes: una formada por barras oscuras derivadas de la extinción de los rayos que salen del mineral vibrando en la dirección a 90° del analizador, y otra formada por bandas de colores de interferencia (Fig. 101). Las diferentes orientaciones con que cruzan los rayos al mineral srcinan las isogiras (zonas de extinción), y las diferentes distancias que recorren dentro de él srcinan las isocromas (zonas concéntricas de igual retardo). El punto o puntos por donde pasa el eje óptico se denomina melátopo. Isogira, isocroma y melátopo son los elementos de las figuras de interferencia, las cuales nos permiten reconocer el carácter óptico (Figura 101).

Figura 101. Figuras de interferencias uniáxica y biáxica. Fuente: Chirif L. H., 2010.

3. FIGURAS DE INTERFERENCIA EN LOS MINERALES UNIAXICOS En los minerales uniáxicos la figura de interferencia, consiste en dos barras negras que se cortan o también denominadas isogiras, que forman una cruz. Esta cruz es concéntrica con una serie de MINERALOGIAOPTICA




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círculos, cuando se ha empleado luz monocromática, la fig ura de inte rferencia está re presentado por alternancias de oscuridad y claridad. Si se ilumina con luz blanca, representan distribuciones circulares de los colores de interferencia de Michel-Levy que están señalados por colores de orden cada vez más bajo. Pues to que cada uno de los círculos une puntos de igual color de interfe rencia, los círculos se denominan curvas isocromáticas o también isocromas. El centro común de la cruz negra y de las isocromas, es un punto negro denominado melátopo, que marca en el campo visual del microscopio la salida de los rayos que se han propagado dentro del cristal a lo largo de su eje óptico (Fig. 102). Los minerales uniáxicos producen distintas figuras de interferencia de acuerdo con la diferente orientación que presenten los granos en la platina del microscopio. De este modo, existen figuras de interferencia según la dirección del eje óptico, según la dirección de máxima birrefringencia y según direcciones oblicuas con respecto al eje óptico. Las figuras obtenidas se denominan respectivamente: Cruz negra o sección normal al eje óptico, figura instantánea o sección paralela al eje óptico, y figura descentrada o sección oblicua al eje óptico (Fig. 103). Fig. 102

Figura 103. Formación de figuras de interferencia uniáxica centrada (izquierda), descentrada (centro) y flash (derecha). Las isógiras de figuras descentradas uniáxicas, al pasar por el campo visual, se mueven paralelamente a alguno de los hilos reticulares, sin inclinarse. Fuente: Chirif L. H., 2010. MINERALOGIAOPTICA




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SECCION NORMAL AL EJE OPTICO O CRUZ NEGRA Cuando el eje óptico es vertical, la figura de interferencia consiste en una cruz negra cuyas barras cruzan el campo de N a S y E a O coincidiendo con los hilos del retículo, y además una serie de anillos concéntricos isocromáticos (Fig. 102). Estos anillos pueden faltar si la birrefringencia de la sección es baja. Al girar la platina con el mineral no se nota ningún cambio. El cruce de las barras corresponde a la salida del eje óptico. Si la sección no es normal al eje óptico, el centro de la figura o cruce de barras aparece desplazado del centro del campo; al girar la platina, toda la figura se mueve paralelamente a sí misma, describiendo su centro un círculo alrededor del centro del campo, mientras que las barras se mueven manteniéndose siempre paralelas al retículo. Para obtener una cruz negra, es necesario buscar un mineral que permanezca oscuro durante el giro completo de la platina del microscopio de polarización, ya que la sección según la dirección del eje óptico no existe birrefringencia puesto que todos los rayos luminosos viajan con la misma velocidad. SECCIONES OBLICUAS AL EJE OPTICO O FIGURA DESCENTRADA Cuando el eje óptico forma un ángu lo de cierto número de grados con la norm al a la sección, el centro de la cruz negra ya no es visible en el campo del microscópico, y se ve solamente un sector de los anillos isocromáticos (Fig. 104). Al girar la platina, las barras de la cruz atraviesan el campo desplazándose paralelamente a si mismas; el sentido en que pasan las barras permite establecer fácilmente en que cuadrante se encuentra el eje óptico. Cuando una barra se superpone a uno de los hilos del retículo, el eje óptico estará justamente en la prolongación del mismo hilo y del lado hacia el que pasó la barra anterior; el mineral en esta posición, observado con luz paralela, se encuentra en extinción, pues la proyección del eje óptico es paralela a uno de los hilos del retículo. A medida que aumenta oblicuidad óptico, disminuye la porción de girosu durante la cual cada barra se mantiene dentrola del campo ydelal eje mismo tiempo aquellas van perdiendo rectitud y nitidez; cuando el eje está, por ejm. a 45°, las barras barren rápidamente el campo moviéndose con mayor rapidez el extremo distal (opuesto al centro de la cruz) que el proximal. La figura 105 muestra tres momentos del pasaje de la bar ra, cuando la platina se gira a la derec ha. Entre las posiciones 1 y 3 el giro es de pocos grados; la posición 2 indica el momento en que la salida del eje óptico se encuentra en la prolongación hacia la derecha del hilo horizontal del retículo. En esta posición con luz paralela, el cristal estaría en extinción. Fig. 105

Fig. 104


También se le denomina como figura descentrada, porque la misma resulta descentrada con respecto al eje óptico. En general rara vez se observan figuras centradas a la perfección, pero las descentradas MINERALOGIAOPTICA




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nos suministran tanta información como las más simétricas. Son producidas por minerales cortados oblicuamente al eje óptico, y por consiguiente serán distintas según el ángulo que forme el eje óptico con el eje del microscopio.

En el caso de que el eje óptico sea casi paralelo al eje del microscopio, el centro de la cruz neg ra (punto de emergencia del eje óptico) queda dentro del campo de vista (Fig. 106 A). Al girar la platina, las isogiras se mueven a través del camp o como bandas rectas que son par alelas a las direcciones de los nicoles. Si el centro de la cruz sale fu era del campo (Fig. 106 B), por ser el corte del mineral muy oblicuo al girar la platina, una sola isogira se mueve como una rama recta y atraviesa el campo conservándose paralela a uno de los hilos de la cruz filar; al continuar el giro se verá como aparece la otra isogira, también moviéndose paralelamente al otro hilo de la cruz filar.

Fig. 106

Fuente: Segura R., 2978.

SECCIONES PARALELAS AL EJE OPTICO O FIGURA INSTANTANEA Cuando el eje óptico está en el plano de la platina del microscópico, dos barras negras, muy difusas, entran en el campo por cuadrante opuestos cuando el eje óptico se aproxima a uno de los hilos del retículo, y finalmente se encuentra en el centro soldándose en una cruz de brazos anchos y mal definidos, en el momento en que aquel es exactamente paralelo a uno de los hilos. Al continuar la rotación la cruz se abre de nuevo, girando y saliendo del campo las barras por los cuadrantes en que se encuentra el eje óptico. Con las barras fuera del campo se destacan, si la birrefringencia es alta, las curvas isocromáticas en forma de hipérbolas. También es conocido como figura instantánea y se obtiene cortando un mineral uniáxico paralelamente al eje óptico, obteniéndose una sección de la indicatriz con máxima birrefringencia NeNo. La figura de interferencia que resulta es muy parecida a la que produce un mineral biáxico cortado paralelamente al plano óptico Np-N g. Cuando se hace girar la platina del microscopio, aparecen dos ramas de hipérbola oscuras, frecuentemente muy mal definidas, que se van aproximando hasta formar una cruz muy borrosa y se separan y desaparecen luego con rapidez (Fig. 107), es esta la razón por la que s e denomina de figura instantánea.

Fig. 107. Fuente: Segura R., 1978 MINERALOGIAOPTICA




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Las ramas de hipérbola aparecen y desaparecen siempre por los cuadrantes que están bisecados por el eje óptico del mineral. En la posición de 45° ocurren efectos de color de acuerdo con la birrefringencia del mineral, disminuyendo el color desde el centro del campo hacia la periferie en los cuadrantes que contienen al eje óptico; en los cuadrantes opuestos, el color sube en el espectro desde el centro del campo hacia la periferie. De este modo, la distribución de los colores localiza la posición del eje óptico. 4. DETERMINACION DEL SIGNO OPTICO DE LOS MINERALES UNIAXICOS

Sabemos por definición que un mineral uniáxico es positivo cuando  >  (Ne>No), y negativo cuando  <  (Ne
Figura 108. Signo óptico de los minerales uniáxicos. En la figura de interferencia uniáxica, el índice de refracción  presenta distribución radial, y el , distribución perpendicular a . Al insertar un compensador se producirá adición en los cuadrantes donde el índice mayor del mineral coincida con el del compensador; esto ocurre en el 1 y el 3 cuadrante en los minerales uniáxicos positivos (izquierda), y en el 2 y el 4 cuadrante, en los negativos (derecha). Fuente: Chirif L. H., 2010.

Figura 109. Determinación del signo óptico de minerales uniáxicos. Fuente: Chirif L. H., 2010. MINERALOGIAOPTICA




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SIGNO ÓPTICO SEGÚN LA SECCIÓN NORMAL AL EJE ÓPTICO Cuando se introduce la lámina de yeso en el campo de una figura de interferencia de una sección normal al eje óptico, se produce un cambio de color en los cuadrantes NE y SO, y otro cambio distinto en los cuadrantes NO y SE. Estos cambios son más visibles si la birrefringencia es baja o moderada; si es alta y aparecen varios anillos en el campo, la variación de color se nota mejor en el ángulo interior de los cuadrantes, donde el retardo es mínimo. Si observamos una figura de interferencia centrada de un mineral positivo. Las variaciones de los rayos extraordinarios son radiales, así como las de los ordinarios son tangenciales (Fig. 110). En los cristales de signo óptico positivo,  es mayor que . Al introducir la lámina de yeso, su índice máximo Ng, que está orientado de NE a SO en todo el campo de la figura, resulta paralelo a  ´ en los cuadrantes NE y SO, y a  en los cuadrantes NO y SE. En un mineral uniáxico positivo, las figuras de interferencia según el eje óptico, los componentes de No y Ne se disponen en forma de rayos tangenciales y radiales respectivamente. Supongamos a No y Ne que vibran en la posición de 45° (Fig. 111), de modo que Ne de los cuadrantes 2 y 4 sea paralelo a No en los cuadrantes 1 y 3. Igualmente No en los cuadrantes 2 y 4, resultará paralelo a Ne en los cuadrantes 1 y 3. Fig. 110

Fig. 111

Fig. 110. Sección normal al eje óptico. Los radiales corresponden a los rayos extraordinarios, las tangenciales a los rayos ordinarios. Fuente: Gonzales F., 1976.

Al insertar el compensador de yeso con su dirección Np que descansa en los cuadrantes 2 y 4, si el mineral es positivo Ne > No y por consiguiente Ne = Ng y No = Np. En los cuadrantes 2 y 4, Np del compensador será paralelo a Ng del mineral; en los cuadrantes 1 y 3, Np del compensador será paralelo a Np del mineral. El resultado será un ligero aumento o disminución del tinte sensible del compensador. Cuando los ejes de un mismo nombre ocupan posición paralela, el color del compensador subirá a azul (cuadrantes 1 y 3), y cuando los mismos estén cruzados, el color bajará a amarillo (cuadrantes 2 y 4) (Fig. 112 A). Simultáneamente la cruz negra tomará el color del tinte sensible Rojo 1° orden. En un mineral uniáxico negativo los efectos serán opuestos, es decir en los cuadrantes 1 y 3 veremos color amarillo, y en los cuadrantes 2 y 4 color azul (Fig. 112 B).

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92

Fi . 112

Fuente: Segura R., 1978. SIGNO ÓPTICO SEGÚN SECCIONES OBLICUAS AL EJE ÓP TICO Cuando el eje óptico, o sea el centro de la cruz n egra, cae a poca distancia fuera del campo (Fig. 104), su posición se encuentra fácilmente por el paso de las barras. Una vez identificado el cuadrante que ocupa la mayor parte del campo, se procede a determinar el signo óptico con la lámina de yeso. Conviene adoptar siempre la misma orientación de la figura (por ejm con el eje óptico del lado NE del campo), para memorizar más fácilmente las reglas. En las figuras descentradas, el signo óptico tanto para min erales positivos como negativos se determina con relativa facilid ad (Fig. 113).

Fig. 113

Fuente: Segura R., 2978).

SIGNO ÓPTICO SEGÚN SECCIONES PARALELAS AL EJE ÓPTICO Cuando el eje óptico es horizontal, para determinar el signo óptico basta reconocer la posición del eje, colocarlo en posición diagonal e insertar la lámina de yeso. El cambio de color tendrá el mismo carácter aditivo o sustractivo en la totalidad del campo. El eje óptico se encuentra en los cuadrantes por donde salen del campo las isogiras al girar la platina. La regla es orientando el eje óptico de NE a SO, si la lámina de yeso produce un efecto aditivo, el mineral es positivo; si hay sustracción, el mineral es negativo. Por lo tanto, un color azul o verde, en minerales baja de birrefringencia, signodepositivo, mientras que eldel amarillo signo negativo. Adecausa las diferenciasindica en el color interferencia del centro campo revelaría con respecto a los bordes, el color resultante al introducir la lámina de yeso será también desigual. En la Figura 107, la introducción de la lámina de 1  produce el resultado indicado en la figura 114, donde el campo aparece dividido para representar ambos casos, positivo y negativo. El efecto tiene el mismo signo en todo el campo, puesto que los planos de vibración de los rayos ordinarios y extraordinarios tienen la misma orientación; en el ejemplo dado los primeros vibran en el plano NO- SE y los segundos en el plano NE-SO. MINERALOGIAOPTICA




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Fig. 114. Efecto de un compensador de yeso sobre la figura de interferencia, de una sección paralela al eje óptico de un mineral positivo (mitad superior izquierda) y un mineral negativo (mitad inferior derecha). Fuente: Gonzales F., 1976.

5. FIGURAS DE INTERFERENCIA EN LOS MINERALES BIAXIALES En la indicatriz biáxica hay tres direcciones de vibración principales: la bisectriz aguda (Ng ó Np); la bisectriz obtusa (Np ó Ng) y la normal óptica (Nm). Además el ángulo óptico 2V descansa en el plano óptico [sección de máxima birrefringencia (Np-Ng)] de modo que perpendicularmente a cada eje óptico existe una sección circular de radio constante Nm. Las figuras biaxiales son más complejas que las uniaxia les por la presencia de dos ejes ópticos: ellas consisten en dos isogiras una para cada eje óptico, que equivalen a la cruz negra de los uniaxiales, y curvas isocromáticas que envuelven a los ejes. Así se podrán obtenerse distintas figuras de interferencia en los minerales biáxicos: según la bisectriz aguda o figura de interferencia en una sección normal a la bisectriz aguda; según la bisectriz obtusa o figura de interferencia en sección normal a la bisectriz obtusa; según la normal óptica o figura de interferencia en sección paralela al plano axial y la más representativa según un eje óptico o figura de interferencia en secciones normales a un eje óptico (Fig. 115).

Figura 115. Figura de interferencia biáxica. El mejor corte para observación de figuras de interferencia biáxicas esenellos normal a la bisectriz deldeángulo 2V agudo; es, el corte en superior los minerales biáxicos positivo,biáxico y el YZ negativos (recuadro la izquierda). En esto el recuadro de laXY parte se observa un mineral positivo con corte XY estudiado con luz conoscópica en diferentes posiciones sobre la platina; la posición 45º es la correcta para el estudio de figuras de interferencia biáxicas. Los cristales con cortes tales que la bisectriz del ángulo 2V quede en posición horizontal no forman figuras de interferencia o forman figuras flash (recuadro de la parte inferior). Fuente: Chirif L. H., 2010.

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FIGURA DE INTERFERENCIA SEGÚN LA BISECTRIZ AGUDA Cuando la sección está cortada perpendicularmente a la bisectriz aguda, ambos ejes ópticos caen dentro del campo conoscópico. Si el plano axial es paralelo a uno de los planos de vibración de los nicoles, la figura de interferencia está formada por una cruz negra y una serie de curvas isocromáticas (Fig. 116 A). Las barras de la cruz son desiguales; la barra paralela al plano axial es más delgada, estrechándose justamente en el punto de salida de los ejes ópticos. Cada uno de estos puntos está a su vez rodeado por los primeros anillos isocromáticos; los anillos subsiguientes se fusionan srcinando curvas en forma de 8, pasando a elipses hacia afuera (lemniscata).

Fig. 116

Girando la platina, la cruz se descompone en dos barras curvas, las isogiras, que giran con centro en su respectivo eje óptico (Fig. 116 B); cuando el plano axial llega a la posición diagonal, las isogiras adoptan la posición que muestra la figura 116 C. Nótese que el giro de las isogiras es en sentido inverso al de la platina. Continuando el movimiento de la platina, las isogiras vuelven a unirse y forman la cruz negra, pero con orientación distinta en 90° de la inicial (Figs. 116 D y E). A los 45° de los planos de los nicoles (Fig . 117), los puntos de emergencia de los ejes ópticos coinciden con los vértices de las hipérbolas, cuyos lados convexos se dirigen hacia la bisectriz aguda Ng. Los puntos de emergencia de los ejes ópticos se conocen con el nombre de melátopos. El movimiento de las isogiras puede comprenderse si se tiene presente que la indicatriz biáxica, es un elipsoide de tres ejes y no un elipsoide de revolución como la indicatriz uniáxica. De este modo las direcciones de vibración de los rayos no determinarán circunferencias concéntricas alrededor del eje MINERALOGIAOPTICA




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óptico, sino series de elipses cuyos focos serán los puntos de emergencia de los ejes ópticos. El movimiento de las isogiras se deberá al cambio sucesivo de las direcciones de vibración de diferentes rayos cuando estas ocupen la posición coincidente con los planos de los nicoles. Fig. 117


El aspecto de la figura de interferencia cambiará al variar el ángulo de los ejes ópticos, Si 2V es muy pequeño, la figura será igual a la de un mineral uniáxico cortado perpendicularmente al eje óptico. En cambio si 2V > 60°, la distancia entre los ejes ópticos puede resultar mayor que el diámetro del campo del microscopio, y ambos ejes saldrán fuera del campo de vista. En este caso la figura es muy parecida a la que se observa según la bisectriz obtusa. Al igual que en los minerales uniáxicos, si usamos luz monocromática, se producirán bandas concéntricas claras y oscuras correspondientes a los diferentes refuerzos y anulaciones. En este caso las bandas se producen concéntricamente alrededor de cada melátopo. Si usamos luz blanca se producirán bandas diversamente coloreadas, constituyendo las curvas isocromáticas, muy notables en los minerales de birrefringencia fuerte. Las curvas isocromáticas determinan a modo de un número ocho, figura que se conoce con el nombre de lemniscata (Fig. 117). FIGURAS DE INTERFERENCIA SEGÚN UN EJE Ó PTICO La figura de interferencia según la bisectriz aguda corresponde a una sección de la indicatriz de birrefringencia intermedia. En efecto, la bisectriz aguda es normal al plano Np-Nm en los minerales positivos y normal al plano Nm-Ng en los mineral es negativos, distinguir las birrefringencias intermedias resulta una tarea bastante tediosa en las operaciones comunes. Es mucho más rápido y efectivo tomar un grano con mínima birrefringencia, es decir, cortado normalmente a un eje óptico y obtener su figura de interferencia. Cuando uno de los ejes ópticos sale por el centro del campo, el otro eje cae generalmente fuera, a menos que el ángulo 2V sea pequeño, la isogira rota alrededor del eje óptico al girar la platina, pero en sentido contrario; cuando el plano de los ejes ópticos se hace paralelo a uno de los planos de los nicoles, la isogira adopta una forma recta y paralela a dicho plano (Fig. 118 A). Cuando el plano de los ejes pasaestá a la posición diagonal, la isogira dispone a aquel yessedirectamente encorva; la convexidad dirigida hacia la bisectriz aguda se (Fig. 118 B).normalmente El radio de curvatura proporcional al ángulo 2V. Cuando éste vale 90°, la isogira se mantiene recta durante todo el giro de la platina; si, por el contrario, el ángulo axial se aproxima a 0°, los brazos de la barra se acercan a los hilos del retículo, formando un ángulo de 90° cuyo vértice es la salida del eje óptico. Al mismo tiempo, el segundo eje óptico con su isogira aparece en el campo tanto más cerca del primero cuanto menor sea 2V; cuando éste se acerca a 0° ambas isogiras se unen por el vértice formando una cruz, o sea la figura de un cristal uniaxial (Fig. 118 C). MINERALOGIAOPTICA




96

Fig. 118 Fuente: Gonzales F., 1976.

También la figura de interferencia según un eje óptico, puede considerarse como la mitad de la figura según la bisectriz aguda y consta de una sola isogira, que durante al rotación de la platina sufrirá los mismos cambios de forma y posición que cualquier segmento de la figura según la bisectriz aguda (Fig. 119). Es de gran importancia recordar que en la posición de 45° , el lado convexo de la iso gira apunta hacia la emergencia de la bisectriz aguda. En cuanto a las curvas isocromáticas, solamente aparecen en el campo en forma completa aquellas que rodean a un solo eje si las hubiere.

Fig. 119. Fuente: Gonzales F., 1976

DETERMINACIÓN DEL ÁNGULO 2V Es posible estimar el valor del ángulo 2V a partir de la curvatura de la isogira obtenida en una figura según un eje óptico (Fig. 120), y de una figura según la normal a la bisectriz (Fig. 121). Si la isogira permanece como una rama recta durante el giro completo de la platina del microscópico, 2V = 90°. Por el contrario, cuando las ramas de la isogira determinan un ángulo de 90°, entonces 2V se acerca a cero (cuando 2V = 0, el mineral es uniáxico). Las curvaturas intermedias nos darán los distintos valores de 2V (Figs. 120 y 121).

Fig. 120

Fuente: Gonzales F., 1976

Fig. 121. Fuente: En Chirif H., 2010.

FIGURA DE INTERFERENCIA SEGÚN LA BISECTRIZ OBTUSA La bisectriz obtusa es normal al plano Nm-Ng en los minerales biáxicos positivos, y normal al plano MINERALOGIAOPTICA




97

Np-Nm en los negativos. La figura de interferencia según la bisectriz obtusa es muy parecida a la que produce la bisectriz aguda, pero si el ángulo obtuso de los ejes ópticos es mucho mayor de 90°, las salidas de los ejes caen fuera del campo, y sólo los brazos de las isogiras entran en el campo al acercarse el plano axial a la posición E-O o N-S. Si el ángulo obtuso es poco mayor de 90°, las salidas de ambos ejes aparecen generalmente en el campo. Estas figuras cuando los ángulos agudo y obtuso no difieren mucho, resultan difíciles de distinguir de las normales a la bisectriz aguda. De lo expuesto, obtendremos una cruz negra que se descompone en dos ramas hiperbólicas cuando gira la platina; pero a causa de que los puntos de emergencia de los ejes ópticos están situados por lo general fuera del campo de vista, un ligero giro de la platina causa que las isogiras abandonen el campo con rapidez. Si el mineral es de refringencia fuerte, veremos curvas isométricas, similares a las observadas en la figura según la bisectriz aguda. FIGURA INTERFERENCIA SEGÚN LA NORMAL ÓPTICA.

Los minerales cortados normalmente a Nm, representarán la sección Np-Ng de máxima birrefringencia o plano óptico. En este caso se producen isogiras a modo de bandas muy anchas y pobremente definidas. Cuando las direcciones Np y Ng coinciden con los planos de dos nicoles aparece una cruz muy difusa que se descompone en isogiras con un ligero giro de la platina del microscópico, a los primeros grados de giro. Las hipérbolas salen por los cuadrantes donde está la bisectriz aguda. Estas isogiras abandonan el campo rápidamente y producen un efecto similar a la de la figura instantánea de dos minerales uniáxicos. Si el mineral es de birrefringencia fuerte, aparecerán curvas de color. 6. DETERMINACION DEL SIGNO OPTICO DE LOS MINERALES BIAXICOS El signo óptico se determina comúnmente en los minerales biáxicos en las figuras de interferencia según la bisectriz aguda y con más frecue ncia aún según un eje óptico (Fig. 122).

Figura 122. Determinación del signo óptico de minerales biáxicos. Adición en el 1 y el 3 cuadrante en los minerales biáxicos positivos, y en el 2 y el 4 cuadrante en los biáxicos negativos. En la parte superi or se muestra la evolución de la figura al girar la platina. Los radios de las elipses indican la dirección y magnitud de los índices de refracción. Fuente: Chirif L. H., 2010. MINERALOGIAOPTICA




98

SIGNO ÓPTICO SEGÚN LA F IGURA NORMAL A LA BISECTRIZ AGUDA Supongamos una figura de interferencia según la bisectriz aguda, y que el plano axial se encuentre orientado de NO-SE en la posición de 45° para un mineral biáxico positivo (Fig. 123 A). Observemos que del lado cóncavo de las isogiras vibran Nm y Ng´. En cambio, del lado convexo vibran Np´ y Nm. Osea en el cóncavo Nm = Np, y Ng´= Ng, y en el lado convexo Np¨0 Np y Nm = Ng. Si insertamos el compensador rojo de primer orden (Np según su dimensión alargada), los ejes de un mismo nombre estarán cruzados en el lado cóncavo de las isogiras y serán paralelos en el lado convexo de las mismas. Por lo tanto, el tinte sensible del compensador bajara a amarillo en el lado cóncavo y subirá a azul en el lado convexo. Si giramos la platina 90°, de modo que aparezcan las isogiras del lado contrario, entonces los efectos serán los opuestos; dentro de las isogiras el color será azul, fuera de las mismas será amarillo (Fig. 123 B, Segura R., 1978).

Fig. 123

Si la birrefringencia es grande, y muy reducida el área de colores b ajos restringida al interior del anillo más pequeño en cada eje- y por lo tanto difícil de advertir, puede usarse la lámina de mica, la que forma dos manchas negras del lado de afuera del punto de salida de los ejes ópticos cuando el cristal es positivo, y del lado interno si es negativo (estando el plano axial de NO a SE). SIGNO ÓPTICO SEGÚN LA F IGURA NORMAL A LA BISECTRIZ OBTUSA En las figuras según la bisectriz obtusa, el efecto de la lámina de yeso y otros, es exactamente opuesto al producido en las normales a la bisectriz aguda, de manera que se emplean las mismas reglas dadas para éstas invirtiendo la palabra positiva y negativa. SIGNO ÓPTICO SEGÚN LA FIGURA NORMAL A UN EJE ÓPTICO Esta clase de figura es la más apropiada para determinar el signo óptico. La interpretación es la misma que en caso de la bisectriz aguda, pero difiere de aquella en que se ve solamente una parte de la figura; la convexidad de la isogira, cuando el plano axial está a 45°, apunta en la dirección de la bisectriz aguda (Fig. 118). Cuando el plano axial está de NO a SE, color azu l (efecto aditivo) del lado de la convexidad, y amarillo del lado de la concavidad al introducir la lámina de yeso, indican signo positivo. Estas figuras son difíciles de obtener y con mayor facilidad se logran, según un eje óptico. Por consiguiente, el signo óptico se determinará en la mayoría de los casos mediante esta figura. Existen múltiples posibilidades (Fig. 124, Segura R.,1978) que se explican por sí solas.

Fig. 124

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No es necesario demostrar que en los minerales biáxicos negativos, las relaciones son justamente inversas con respecto a los positivos. Los minerales con 2V = 90° tendrán signo indefinido y además en ellos no habrá distinción de figuras de bisectriz aguda y obtusa. SIGNO ÓPTICO SEGÚN LA F IGURA PARALELA AL PLANO AXIAL Se gira la platina de modo que las hipérbolas negras salgan por el cuadrante NE y SO, indicando que la bisectriz aguda posee esa dirección; la sección presenta entonces sus más altos colores de interferencia. Introduciendo la lámina de yeso, el índice mayor de éste coincide con la mencionada bisectriz, de manera que un aumento del retardo significará que ésta es de índice mayor, y por lo tanto, el cristal es positivo. Efecto sustractivo indicará, en cambio, signo negativo. En estos casos, si los colores son muy elevados y el efecto del yeso o de la mica son poco claros, no contándose con la cuña de cuarzo, conviene, una vez orientada la figura, volver a la luz paralela para observar el efecto directamente en la imagen ortoscópica del cristal, aprovechando algún borde en cuña donde la birrefringencia sea menor. 7. CARÁCTER DE LA DISPERSION DE LOS EJES OPTICOS EN LOS CRISTALES BIAXIALES La dispersión nace del hecho de que los índices de refracción de un mineral varían para las diferentes longitudes de onda de la luz. De este modo, en los minerales biáxicos variará la relación de los ejes de la indicatriz y consecuentemente el valor del ángulo 2V. Para determinadas radiaciones 2V tiene un valor y para otras radiaciones, un valor diferente. Esta diferencia es más marcada para las radiaciones extremas del espectro, las correspondientes al violeta azulado y al rojo. La dispersión(Fig. se manifiesta porR.,1978). la presencia de bandas isogiras de para las figuras de interferencia 125, Segura Cuando 2V seacoloreadas mayor paraenellasrojo y menor el violeta azulado, ambos colores serán eliminados del espectro y en su lugar aparecerán los colores complementarios, el violeta azulado, para el rojo y éste para el violeta azulado, es decir, guardamos una relación recíproca. Cuando 2V sea mayor para el violeta azulado y menor para el rojo, los efectos serán opuestos.

Fig. 125

La dispersión se expresa por una fórmula en función de los colores eliminados. Así cuando r > v, 2V es mayor para el rojo que para el violeta. Viceversa, cuando r < v, 2V es mayor para el violeta que para el rojo. Cuando r > v observaremos un tenue color rojo en el lado convexo de las isogiras y azul en el lado cóncavo y viceversa cuando r < v. estos colores son a veces tan pálidos que resultan casi imposibles de percibir. CAPITULO VII: SISTEMÁTICA PARA LA DETERMINACIÓN MICROSCOPICA DE LOS MINERALES TRANSPARENTES 1. METODOLOGÍA PARA LA DETERMINACIÓN MICROSCOPICA DE MINERALES TRANSPARENTES MINERALOGIAOPTICA




100

La identificación de las especies minerales, es la parte principal de cualquier estudio geocientífico y también de otras especialidades como la metalurgia. Un estudio a detalle de las propiedades ópticas y cristalográficas de los minerales es la base para dicha identi ficación. Para facilitarla existen tablas en las que los minerales se encuentran ordenados según una propiedad o una combinación de dos o más de ellas, lo cual nos permite hacer un seguimiento sistemático y llegar a una lista de las posibles especies. Otro tipo de tablas, donde se presentan a los minerales ordenados alfabéticamente o por clases mineralógicas y donde se consignan muy detalladamente sus propiedades, semejanzas y diferencias con otras especies, nos permiten la identificación final. La figura 126 representa esquemáticamente la estrategia para la determinación de minerales.

Figura 126. Secuencia de los pasos para la determinación de especies minerales. Fuente: Chirif L. H., 2010.

2. TABLAS DETERMINATIVAS DE MINERALES TRANSPARENTES En el estudio microscópico de minerales y rocas, es indispensable la ayuda de tablas y tratados de mineralogía óptica sistemática. Las tablas presentan generalmente varias entradas (índices de refracción, birrefringencia, carácter y signos ópticos, color, etc.), lo que permite arribar más o menos rápidamente al nombre de la especie investigada. Cuanto mayor sea el número de propiedades ópticas estudiadas, más seguras y rápidas será la identifica ción. Una de las principal es dificultades consiste en la variabilidad de las propiedades en muchos minerales; se tendrá en cuenta que la mayoría de los minerales son mezclas isomorfas y que, por lo tanto. Su composición varía según las condiciones de cristalización. Es recomendable el uso de más de una tabla determinativa para así basar la identificación en varias propiedades. Entre las tablas más usadas en la etapa I tenemos las siguientes: - Tabla de colores de interferencia de Michel-Lévy - Birrefringencia (Figura 127). - Tabla de carácter óptico-signo óptico-color - (Figura 128). - Tabla de carácter óptico-signo óptico-relieve-birrefringencia (Figura 129). - Tablas de propiedades ópticas, indicatrices ópticas, y características distintivas de los principales minerales transparentes (Figs. 130 a 140). - Tabla de reconocimiento de minerales transparentes en sección delgada (Figura 141). comparación de rápido propiedades de minerales (Fig. 142). Para la etapa II pueden ser consultados libros de texto tales como: - Mineralogía óptica (Kerr, 1965). - Identificación microscópica de los minerales (Heinrich, 1970). MINERALOGIAOPTICA




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Figura 127. Tabla de Michel-Lévy mostrando rangos de birrefringencia de los principales minerales.

Figura 170. Tabla de carácter y signo óptico vs. Color (Kerr, 1965). MINERALOGIAOPTICA




Fig. 128. Tabla de carácter y signo óptico vs. color (Kerr, 1965) ROJO

ROSA Sodalita

ANARANJADO

Blenda

O P O R T Ó S I

Fluorita Espinela Cliaquita Perovsquita

Perovsquita Granate

Perovsquita

PARDO Blenda Fluorita Colofana Espinela Cliaquita Perovsquita Granate Circonio Casiterita Rutilo

Rutilo +

Granate Circonio Casiterita Rutilo (Cloritoide)

O C I X IÁ N U

-

AMARILLO Sodalita Blenda Fluorita Colofana Espinela

Turmalina Corindón

(Biotita) Dravita

(Biotita) Dravita

Stilpnomelana

Stilpnomelana Escorolita Turmalina

Turmalina Apatito

+

Piedmontita

Piedmontita Titanita Estaurolita

Piedmontita Titanita Estaurolita Monacita

O P O R T Ó S I

Clinocloro Egirina-Augita Condrodita

N A

+ O C I X IÁ B

Perovsquita Iddingsita

Perovsquita

Perovsquita

-

Perovsquita Iddingsita

Biotita

Allanita

Allanita Flogopita Hornblenda Egirina Hiperstena

Hiperstena

Jarosita Piedmontita Titanita Estaurolita Monacita Cloritoide Clinocloro Egirina-Augita Condrodita

Biotita Epídota Glaucofana Allanita Flogopita

Actinolita Glauconita Andalucita Dumortierita VERDE

O P O R T Ó IS

Fluorita Espinela

AZUL Sodalita Fluorita

VIOLETA

Hornblenda GRIS Sodalita

Fluorita

Espinela

Perovsquita Granate

NEGRO

Espinela Perovsquita

Cliaquita Perovsquita Granate

Lazurita

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102


O C I X IÁ N U

+

-

Rutilo (Cloritoide) (Clorita) (Biotita) Stilpnomelana Escorolita Turmalina Apatito


Rutilo

Rutilo

Circonio Casiterita Rutilo

Escorolita

Escorolita

Escorolita

Corindón Apatito

Corindón

Escorolita

Apatito Piedmontita

+

O P O R T Ó IS N A

+ O IC X Á I B

Titanita Cloritoide Clorita Egirina-Augita Perovsquita Crocidolita Clorita Riebeckita

Biotita Epídota

-

Titanita

Cloritoide

Crocidolita Clorita Riebeckita

Epídota Glaucofana

Perovsquita Crocidolita

Perovsquita

Glaucofana

Glaucofana

Titanita

Lamprofilita Egirina Hiperstena Actinolita Glauconita

Egirina

Glauconita Dumortierita

Dumortierita

Hornblenda Cordierita Lazurita

Figura 129. Tabla de signo óptico-relieve-birrefringencia para minerales anisótropos positivos (tomado de Pichler & Schmitt-Riegraf, 1993) 1,55

1,60

ρ

1,65 Xenotimo

1,70

1,80 Rutilo Siderita Titanita

0,100

Zinnwaldita

0,750

Egirina-augita Aenigmatita Fayalita circon

0,050

Anhidrita

Anhidrita

Forsterita Prehnita Enstatita

0,030

Lawsonita Omfacita Sillimanita Jadeita

0,025 Thompsonita 0,020

Cordierita

Plagioclasa 0,015

Crisolito

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Baritina

Diopsido Piemontita Estilpnomela no Titanoaugita Augita Diopsido Pigeonita

Ortita

Pumpellita Thulita Zoisita Cloritoide


103

UNSAAC – FIGMIMT - E. P. DE INGENIERIA GEOLOGICA Natrolita 0,010

0,005

0,000

Clinocloro Plagioclasa Calcedonia Lizardita Cuarzo

Gibbsita Harmotoma Heulandita Phillipsita Apofilita Chabacita Mesolita Mordenita Tridimita

Ŋ

Estaurolita Clinozoisita MgFe-Cloritoide Topacio

1,55

1,60

1,65 1,60

ρ

0,100

Meionita Talco Zinnwaldita Cancrinita

Lepidolita

Glauconita Phengita Flogopita Seladonita Glaukonit Seladonita

0,025

0,005

Cordierita Epistilbita Plagioclasa Skolezita Stilbita K-Feldespato Laumontita

1,80 Goethita

Oxyhomblend Ti-Biotita Turmalina

Ortosa

Barkevikita Katophorita

Kersutita

Hastingsita

Pennina Plagioclasa

Andalucita Wollastonita

Crossita Gehlenita

Distena

Antigorita Crisolita Berilo

Fe-Clorita FeMg-Clorita

Arvedsonita Mg-Riebeckita

Cloritoide Hiperstena

Apatito

Corindón Vesuviana

Analcima Apofilita Chabacita Cristobalita Mordenita Nefelina Marialita

Egirina-Augita Anatasa

Epidota Piemontita Actinolita Glaucofana Tremolita Smaragdita Tchermakita

0,020

1,80 1,70

Magnesita Oxybiotita

Muscovita

0,050

0,010

1,70 1,65 Aragonito Calcita Biotita

0,750

0,015

Arfvedsonita Broncita Enstatita Akermanita

1,55

0,030


0,000 Ŋ

1,55

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1,60

1,65

1,70

1,80


104



Fig. 130. Propiedades ópticas de los principales minerales transparentes (Alfonso Pesquera y Pedro P.Gil-Crespo)

MINERALOGIAOPTICA


105



Fig. 131. Tipos de indicatrices ópticas (Pedro P.Gil-Crespo)

MINERALOGIAOPTICA


106



Fig. 132. Indicatrices ópticas – Variación del color de interfer encia con la orientación (Pedro P.Gil-Crespo).

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107



108

Fig. 133. Características distintivas de los piroxenos más comunes (Alfonso Pesquera y Pedro P.Gil-Crespo).

MINERALOGIAOPTICA




Fig. 134. Características distintivas de los anfiboles más comunes (Alfonso Pesquera y Pedro P.Gil-Crespo).

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109



110

Fig. 135. Características distintivas de los filosilicatos más comunes (Alfonso Pesquera y Pedro P.Gil-Crespo).

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Fig. 136. Características distintivas de los silicatos típicos de rocas metamórficas (Alfonso Pesquera y Pedro P.Gil-Crespo).

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111



Fig. 137. Características distintivas de los silicatos de metamorfismo (Alfonso Pesquera y Pedro P.Gil-Crespo).

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112



Fig. 138. Características distintivas de los minerales accesorios más frecuentes (Alfonso Pesquera y Pedro P.Gil-Crespo).

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113



Fig. 139. Características distintivas de los minerales accesorios menos frecuentes (Alfonso Pesquera y Pedro P.Gil-Crespo).

MINERALOGIAOPTICA


114



115

Fig. 140. Características distintivas de los minerales accesorios (carbonatos, sulfatos y fluoruros mas frecuentes) (Alfonso Pesquera y Pedro P.Gil-Crespo).

MINERALOGIAOPTICA




Figura 141. Tabla para reconocimiento rápido de minerales en sección delgada

116

Límpido, incoloro, índice de refracción bajo, uniaxico +. Sin alteración Birrefringencia débil,blanco grisáceode 1º orden

CUARZO

Tabular, Incoloro,clivaje perfecto, Extinción recta moteada, Birrefringencia alta Secc. basal seudo hexagonal sin clivaje

MUSCOVITA

Incoloro, clivaje, maclado polisintético, alteración a sericita, caolín o epidota, birrefringencia débil

PLAGIOCLASA

Incoloros, Maclas de dos individuos, presentas pertitas (Altera a caolín y sericita)

FELDESPATO ALCALINO

Coloreado pardo a verde pleocroico, clivaje perfecto, extinción cercana a la paralela, recta moteada birrefringencia fuerte Secc. basal seudo hexagonal sin clivaje

BIOTITA

ANFIBOLES

Antofilita, gedrita, cummingtonita, tremolitaactinolita, hornblenda, riebekita, glaucofano.

Coloreado azulado,verde o pardo, pleocroico Prismático con una dirección de clivaje Secc. basal seudo hexagonal con dos clivajes Extinción oblicua. Birrefringencia moderada a fuerte Idem a Hornblenda, pero pleocroico en tonos pardos y extinción oblicua o recta. Angulo de extinción menor de 12º generalmente fuerte absorción. Enriquecimiento periféricode ox.Fe.

HORNBLENDA ( El ángulo de extinción 12 a 40 rocas plutonicas y volcánicas)

Secc. Basal seudo hexagonal con dos clivajes

TREMOLITA – ACTINOLITA

HORNBLENDA BASALTICA Exclusivo de rocas volcánicas

Biaxico - Prismático y agregados fibrosos. Pleocroísmo del amarillo al verde. ORTOPIROXENOS Neutro a coloreado a veces pleocroico Prismático con una dirección de clivaje secc. basal octogonal MINERALOGIAOPTICA

Mg/Mg +Fe

Enstatita, bronzita, hiperteno, ferrohiperteno, ferrosilita ENSTATITA Incoloro Extinción recta




117

Ligeramente rosado, Extinción recta.

HIPERSTENO

CLINOPIROXENOS

Pigeonita, titano augita, aegirina (acmita), jadeita, augita, hedenbergita, diopsido.

Incoloro gris pálido verde brillante Extinción

DIOPSIDO

oblicua

Incoloro,extinciónoblicua Castaño púrpura pleocroico Extinción oblicua. Verdeaverdeamarillentopleocroico.

verdepleocroico Incoloro a verde amarillento. Es común en pastas

AUGITA TITANOAUGITA EGIRINAAUGITA

EGIRINA(Piroxenosódico) PIGEONITA

de rocas volcánicas.

Incoloro. Parting: euhedral a subhedral Extinción simétrica Birrefringencia fuerte Se altera a iddingista y serpentina

OLIVINO

Incoloro cristales prismáticos de 6 lados generalmente pequeños, Extinción recta Birrefringencia débil Secc. básales isótropas

APATITO

Amarillo a pardo a veces pleocroico Cristales de sección rómbica Birrefringencia extrema

TITANITA O ESFENA

Incoloro. Extinción recta Prismas Cortos. Birrefringencia muy fuerte

CIRCON

Amarillo a pardo rojizo. Extinción recta Prismático a acicular.Birrefringencia extrema

RUTILO

Castañopleocroico.Conclivaje MINERALOGIAOPTICA

ALLANITA Mgt.Ing.JoséDionicio Cárdenas Roque,D ra. Mayssa Vega Guzmán.


Extinción recta (Cristales prismáticos) Birrefringencia muy fuerte


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(Gpo. del Epidoto)

Figura 142. Comparación de propiedades de glaucofana, actinolita y tremolita (basado en Pichler & Schmitt-Riegraf, 1993)

3. EJEMPLO DE DETERMINACIÓN DE UN MINE RAL TRANSPARENTE Este ejemplo ha sido extractado del boletín Microscopia óptica de los minerales publicado por INGEMMET y cuyo autor es Humberto Chirif Rivera y dice: Consideremos el ejemplo del mineral de las siguientes fotos. Vemos que se trata de un minera l de color azulado, con pleocroísmo fuerte, relieve medio, clivaje mediano paralelo al largo, extinción oblicua, color de interferencia azul a azul violáceo de segundo orden (y en consecuencia birrefringencia 0.019 a 0.022), carácter óptico biáxico y signo negativo. De las tablas se deduce lo siguiente: - Michel-Lévy (Figs. 62. 127): Escapoli tas, turmalina, anfíboles, epído ta, piroxeno. - Kerr (Fig. 128): Epídota, glaucofana, dumortierita, cordierita, lazurita. - Pichler (Fig. 129): Actinolita, glaucofana, tremolita, smaragdita, tschermakita. - Pesquera y Gil-Crespo (Fig. 130): Anfiboles, glaucofana-riebeckita, arfvedsonita. - Pesquera y gil-Crespo (Figs. 131 a 140) Cruzando información de las tablas, podemos decir que probablem ente el mineral problem a sea glaucofana, actinolita o tremolita. La segunda etapa consiste en comparar las propiedades de cada uno de esos tres minerales con las del mineral problema, para ello empleamos la Fig. 142, en la que se indican las propiedades de esos tres minerales, y las fotos 38 a 43, tomadas al mineral problema. Vemos que el único de los tres mencionados que cumple con todo lo observado en la muestra es la MINERALOGIAOPTICA




glaucofana.

Foto 38. Mineral de colores variables entre gris claro, azul y violeta, relieve positivo de bajo a medio, morfología monoclínica euhedral a subhedral (corte basal) y clivaje bueno en dos direcciones que hacen un ángulo aproximado de 120º entre ellas. Observación con luz transmitida y nicoles aralelos. Fuente: Chirif H., 2010.

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Foto 39. Al girar la platina se observa una fuerte variación de color de gris claro a violeta azulado (pleocroísmo fuerte). Observación con luz transmitida nicoles aralelos.

Foto 41. Al girar la platina nuevamente se observa una fuerte variación de color de violeta claro a azul (pleocroísmo fuerte). Observación con luz transmitida nicoles aralelos. Foto 40. El mineral problema también presenta formas tabulares subhedrales correspondientes a cortes prismáticos. Observación con luz transmitida y nicoles paralelos. Fuente:

Foto 42. Extinción oblicua de muy bajo ángulo (aproximadamente 4º). Observación con luz transmitida y nicoles paralelos. Fuente: Chirif H., 2010.

MINERALOGIAOPTICA

Foto 43. Al girar 45º a partir de la posición de extinción, el cristal se ubica en la posición de máxima anisotropía. El máximo color de interferencia es verde de segundo orden, lo que corresponde a una birrefringencia de alrededor de 0,024. Observación con luz transmitida y nicoles paralelos. Fuente: Chirif H., 2010. Mgt.Ing.JoséDionicio Cárdenas Roque,D ra. Mayssa Vega Guzmán.



120

4. MODELO DE INFORME MINERALOGICO MICROSCOPICO INFORME DE MINERALOGÍA MUESTRA: Una de roca y sulfuros SOLICITANTE: Ing. David Ríos FECHA: 26/10/06 Los porcentajes de los minerales tienen un valor aproximado y están considerados en volumen. Se les ha obtenido al microscopio por estimación visual con patrones gráficos y, luego se han adaptado las cantidades considerando la muestra de mano. En el subtítulo de microscopía, una breve descripción general y de los aspectos texturales, antecede a la tabla que contiene las características de cada mineral. El orden de los minerales es de abundancia decreciente, dentro de los grupos taxonómicos. La siguiente es la lista de miner ales presentes -en orden de la sistemática-, así como de las abreviaturas usadas: Cuarzo Plagioclasa Ortosa

O2 Si NaAlSi3O8– CaAl2Si2O8 KAlSi3O8

Biotita Sericita Moscovita Pirita Melnicovita Pirrotita Calcopirita Covelita Molibdenita Esfena Zircón Rutilo Goetita

K(Mg,Fe)3(AlSi3)O10(OH)2 filosilicato blanco hidrotermal KAl2(AlSi3O10)(OH)2 S2 Fe piritaco loforme Fe1-xS CuFeS2 CuS Mo S2 CaTiSiO5 ZrSiO4 TiO2 HFeO2

qz pl or bio ser mos py cp es

Muestra R – 7 MACROSCOPÍA

Roca muy lixiviada, con fuerte limonitización en los bordes. Masas granulares blancas de pocos milímetros y cristales prismáticos también blancos, con intersticios rellenados por material gris, que también está en fisuras cortas. En algunas fisuras material blanco y goetita. Con el material gris hay escasas y finas calcopirita y pirita. Poca biotita oxidada en masas < 2 mm. Aparentemente relictos de anfíbol de 2 mm. MINERALOGIAOPTICA




121

Malla de fracturas de 1 mm de ancho, con material oscuro MICROSCOPÍA

Roca con fracturas e intersticios rellenados por minerales metálicos y esfena. Alineaciones de material hidrotermal formado por cuarzo, ortosa y biotita. Relictos de plagioclasa y biotita primarios. Se observa una zona con venillas < 0,1 mm de ancho con limonita. Fracturas finas e irregulares afectan al cuarzo y plagioclasa Mineral Plagioclasa( 35%) Cuarzo( 08% ) Biotita (02 %)

%Formatamaño PRIMARIOS

Características

Remplazada parcialmente y con fracturas Subhedral2 a 8 mm rellenadas por material hidrotermal. Poca sericitizada. SubhedralDécimasdemm Algunoscristalesanhedralesdevariosmm Incipientealteraciónaclorita,pocooxidada y con inclusiones de plagioclasa. Hay inclusiones aciculares de rutilo HIDROTERMALES

Ortosa (25 %) Cuarzo (18 %) Biotita (04 %) Moscovita (<1 %) Sericita (02 %)

Subhedral<3mm. Masas alargadas e irregulares de varios mm Subhedral microcristalino Alargado microscópico Agregados 1 mm Hojuelasmuy finas

Esfena (01 %)

Cristalesprismáticos, alargados y subhedrales Hasta 1 mm

Rutilo (01 %)

Acicular microscópico Euhedral 0,1 mm Hojuelascomúnmente 0,1 mm

En parte poco pertítica. Aparentemente débil argilización Forma alineaciones que rellenan a la roca Alineaciones finas y rellenos de algunos espaciosintersticiales Cristales agrupados en dimensiones microscópicas dispersas Escasaalteracióndefeldespatos Rellena intersticios de cuarzo y plagioclasa. Al igual que opacos, ligada a biotita y en intersticios sinuosos de la roca

HIDROTERMALES

Zircón (trazas) Molibdenita( 1,5% ) Calcopirita (0,7 %) Pirita (0,5 %) Melnicovita (0,2 %) Pirrotita (<1 %) Covelita (trazas) Goetita (01 %)

Irregular Hasta 1 mm Subhedraleirregular <2m

En los cristales de biotita Dentro de plagioclasa, moscovita y cuarzo Agregados < 2 mm. A veces corta a calcopirita y pirita. Poco contacto con los otros sulfuros A veces corta a pirita Rellena intersticios en la roca. Con calcopirita se ubica en dimensiones muy finas en planos de clivaje de biotita Asociada a pirita, zonada y remplazada en el interior por material translúcido Asociadaacalcopiritacomoinclusionesen biotita

Coloforme < 1 mm <0,1mm Irregular < 0,1 mm Irregular < 1 mm

Remplaza tenuemente a calcopirita, pirita y pirrotita En venillas que cortan a la muestra

Textura: Porfirítica y de remplazamiento. Ambiente: Zona central o interna de un sistema porf irítico Protolito: Hipabisal de composición intermedia (dacita?) MINERALOGIAOPTICA




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Denominación: Pórfido de cobre - molibdeno Alteración: Potásica de ortosa y cuarzo, con poca biotita y escasas sericita y arcilla Observación: Notables esfuerzos han producido una malla fina de fracturación en cuarzo y plagioclasa e incipiente recristaliz ación en el cuarzo primario Miguel Rivera F. CIP: 12059 Tipo de mineral (% y descripción)-Habito-forma-macla-ext-3 caract ópticas impo-alteracioninclusionesFOTOMICROGRAFIAS Muestra R -7 SECCIONES PULIDAS Foto 1. 100 x, largo de la foto = 0,8 mm. Hojuelas de molibdenita cortan y remplazan algo a calcopirita, que se ha oxidado un poco en la preparación (puntos rojizos). Se nota la fuerte birreflectancia de molibdenita, según la posición de los cristales.

Foto 2. 100 x, largo de la foto = 0,73 mm. Cristales y masas irregulares de pirita, en parte cortados y remplazados por molibdenita.

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SECCIONES DELGADAS Fotos 3 y 4. 40 x, largo de la primera foto = 1,7 mm. En la parte superior de la foto, un cristal de biotita primaria tiene un moderado remplazamiento por esfena a lo largo de los planos de clivaje. En la parte central e inferior hay unos cristales de plagioclasa algo sericitizados. Cristales pequeños de cuarzo, masas irregulares de ortosa y rellenos irregulares de biotita, todos hidrotermales

Foto 5. 40 x, largo de la foto = 1,8 m m. Parte de un cristal subhedral de esfena, a la derecha algunos cristales de plagioclasa. Rellenos y remplazamientos de cuarzo y ortosa hidrotermales.

Foto 6. 40 x, largo de la foto = 1,8 mm. Ensamble hidrotermal de abundante ortosa, moscovita en la zona central y cristales subhedrales de cuarzo. Unas fracturas oblicuas, afectan tanto a ortosa como a cuarzo

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Foto 7. 400 x, largo de la foto = 0,15 mm . Se señalan algunas de las numerosas inclusiones fluidas en un grano de cuarzo

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Libro Optica 2016

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