ATTAS EN COLOR
DE ROCASY MINERALES EN LÁMINA DELGADA
W. S. MacKenzie
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\ MASSON, S.A. Ronda General Mitre, 149 - 08022 Barcelona
Indice de capítulos
MASSON, S,A.
Capítulo 1 Mineralogía óptica El microscopio petrográfico Descripción de materiales Forma y aspecto de los minerales Color y pleocroísmo Exfoliación Relieve
120,Bd. Saint-Germain-75280 ParisCedex06 MASSON, S.P.A. Via F.lli Bressan,2 - 20126 Milano
Rirefrinocn¡i
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Capítulo 2 Minerales Olivino Ortopiroxeno Clinopiroxeno Entrecrecimiento de dos piroxenos Anfíbol Biotita Moscovita Clorita Cuarzo Feldespatos Sanidina Microclina Plagioclasa Nefelina Calcita Granate
BCEA RESERVA
Reservadostodos los derechos. No puede reproducirse,almacenarseen un sistemade recuperación o transmitirse en forma alguna por medio de cualquier procedimiento, seaéstemecánico, electrónico, de fotocopia, grabación o cualquier otro, sin el previo permiso escrito del editor.
@ 199'7,MASSON, S.A. Ronda General Mitre, 149 - Barcelona (España) ISBN 84-458-0425-1Versión española Versión españolade la obra original en lengua inglesaA Colour Atlas of Rocks and Minerals inThin Sectionde W. S. MacKenzie y A. E. Adams, publicada por Manson Publishing Ltd. de Londres Copyright @ 1994. Manson Publishing Ltd. ISBN 1-874545-17-0Edición original Depósito Legal: B. 44.664 - 1996 Composicióny compaginación:A. Parras- Av. Meridiana,93-95- Barcelona(1997) Impresiónde las láminas:Grafos,S.A. - Barcelona(1996) Impresióndel texto: AIeu, S.A. - Zamora,45 - Barcelona(1997) Printedin Spain
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Angulos de extinción Maclas y zonación Alteración
Capítulo 3 Rocas ígneas Peridotita = Basalto olivínico o Basalto c 'o Dole¡ita alcalina 6 Gabro con olivino .! Gabro 5 Andesita '6 Diorita .s q Granodiorita o I Riolita I Microgranito (n Granito ¿ Granito alcalino a Fonolita o Sienita nefelínica o 6
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Leucitita Lamprófido Ignimbrita
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Capítulo 4 Rocas sedimehtarias Rocas detríticas terrígenas Rocas carbonatadas Cuarzoarenita Subarccsa Arcosa Sublitarenita Grauroaca Arenita micácea Arenita calcárea Arenita glauconítica Grainstone ooidal Packstone ooidal Packstonebioclástico Wackestone bioclástico Grainstone de intr¿clastos Grainstone con peloides Mudstone carbonatado o calcimudstone Dolomita Silexita de radiolarios o radiolarita Silexita de reemplazamiento Evaporita Roca ferruginosa ooidal Roca ferruginosa bandeada Rocas volcanoclásticas
10 T4 t6 t8 120 122 124 126 128 130 130 132 t32 134 134 136 138 140 142 144 146 148 150
Capítulo 5 Rocas metamórficas Facies metamórfica Esquistosidadde crenulación Textura coronítica Reacción polimorfa Milonita Corneana con biotita Comeana con co¡dierita y andalucita Serpentinita Esquistocon cloritoide Micaesquistocon granate Mármol con forsterita y diópsido Anfibolita con granate Gneis con cianita Gneis con sillimanita, cordierita y granate Granulita con dos piroxenos Anortosira Eclogita retrógada
153 154 156 158 160 162 164 166 168 170 172 174 1i6 178 180 182 184 186
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índicealfabéticode materias Bibliograña temática
189
Apéndices comPlementarios Apéndice l: Minerales de alteración más frecuentes Apéndice 2: Clasificaciones de oi¡oxenos Apindice 3: Clasificaciones de anfíboles eoéndice 4: Clasificaciones de biotitas epenaice 5: Clasificaciónde-granates Apéndice 6: Clasificacionesde rocas ígneas Apéndice 7: Clasificacionesde rocas sedimentariasdetríticas
193 193 t95 196 197 198
roc¿ls Apéndice 8: Clasifciaciones-de sedimentariascarbonatadas Apéndice 9: Clasificacionesde roc¿ts
Prefacio
201
piroclásticas Apéndice l0: Clasiflcacionesde rocas metamórficas A p é n d i c eI l : A n á l i s i sm o d a l Apéndice l2: Tinciones de minerales Apéndice l3: Relación de minerales más liecuentes con su notación y composiciónquímica
202
Índice alfabético de materias
213
Este Arles ha sido concebidopara facilitar el estudiode los alumnosde COU (Geología) y los estudiantesde los primeros cursos de Geología en sus diversas Licenciaturas (Geología, Biología, Química, Medio Ambiente, Geografía,etc.) o de Ingeniería(Minas, Caminos,Montes,Agrícola, etc.) que, en sus diversasmaterias(geología,mineralogía,gee morfología,etc.), utilizan el microscopiopetrográficoy, en consecuencia,les puedeayudar en sus prácticasde petrografíay mineralogía.Esta obra es, en realidad,una introducciónal estudio de las rocas con el microscopiopetrográficodirigido, en primer lugar, a los estudiantesantesindicados,pero su utilidad alcanzatambién, como manual de consulta,a los geólogosy, más en general,a los aficionadosal estudiode las Cienciasde la Tierra. Nos hemos esfbrzadopor incorporarel texto y las ilustracionescorrespondientes en la misma páginao muy próximo a éstade forma que el lector, provisto de un microscopiopetrográfico y una colección de láminas delgadasde rocas,puedadistinguir con facilidad los mineralesy las rocas.Puestoque estaobra está dirigida, de forma preferente,a Ios trabajos prácticos,hemosseleccionadolas fotos observandolas características de los mineralesmás frecuentesy, también,hemos elegido las rocas magmáticas,sedimentariasy metamórficas más típicas. Hemos reducido,deliberadamente,la introduccióna la mineralogíaóptica; suponemos que el alumno disponede conocimientosprevios suficientesde cristalografíay óptica. Desearíamosque esta obra ilusionaseal lector al estudiode los eiementosde simetríacristalina para comprendermejor la cristalografíay que el estudianteavanzaseen el empleode las técnicasópticasno desarolladasen ella, como es el caso de la luz convergente. La mayoría de las fotografíasde láminas delgadashan sido realizadasa pocos aumentos, para ilustrar las características de los rnineralesconstitutivosy sus relacionesmutuas, bien en luz.polarizadano analizada(LPNA) o en luz polarizadaanalizada(LPA) o, incluso, en amboscasos.Todas las fbtografíasrealizadaspara este atlas son diapositivasde iormato 6 x 9 cm y se han tomado con un microscopioZeiss Ultraphot.
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Agradecimientos
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La mayor"partede las láminas delgadasempleadaspara la re¿rlizaciónde este ArLAS procedede las coleccionesdocentesdel ManchesterUniversity Geology Departmenty debemos agradecera nuestroscolegassu recoleccióna lo largo de muchos años.Eslamosespecialmenteagradecidosa ¿rquellosque nos han proporcionadomaterial adicional,en particular a Giles Droop, Alistair Gray y John Wadsworth. Colin Donaldsonaccedió amablementea leer los dos primeros capítulose hizo sugerenciasmuy útiles acercadel texto. Los autores,de cualquiermodo, son los únicos responsablesde la elecciónde los tipos de rocasy sus descripciones. También deseamosplasmar nuestroagradecimientoa Carolyn Holloway por mecanografial el texto y por su pacienciadurantetodos nuestroscambiosde ideas.
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I 0.000 Leucita Berthierina 0.005Nefelina
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Microclina Sanidina ^ ^,^CorindónCuarzo Andalucita
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Plagioclasa 0.015 Cianita Cordierita o'o2o ortopiroxeno
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CloritoideGlaucofana Sillimanita
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Moscovita 0.050 Olivinoferroso (fayalita) N NRR
II
Introducción Antes de iniciar eI estudio de los minerales y de las rocas al microscopio petrográfico, comenzamosesta obra por un breve repaso de algunas de las característicasmás básicasde un microscopio compuesto. Si una lupa con fuertes aumentos es comparable a un microscopio simple (con una lente única), un microscopio compuestoconsta,por el contrario,al menos de dos lentes; una de ellas produce una imagen real del objeto (objetivo) y la otra aumenta esta imagen (ocular); el ocular permite obtener fácilmente observacionessuperiores a 20 aumentos.Asumimos que las operaciones,sencillas,de enfoque,de calibradode la iluminación y centrado de la platina pueden ser realizadaspor el alumno. Además es necesario disponer de una colección de láminas delgadas con un espesorestándar de 0,03 mm. Nuestro primer objetivo es ayudar al alumno a aprender a describir los mínerales. Tras unas horas de entrenamiento,el principiante podrá identificar algunos minerales y familiarizarse, gracias a sus propiedades,con sus característicasmás frecuentesobservablesal microscopio. Si una o más propiedades observadasno corresponden al mineral supuesto,la identificación se considera incorrecta y se debe comenzar de nuevo la identificación. Las rocas están compuestas de asociaciones de minerales. Tras la determinación de cada uno de los minerales, la identificación de una roca dependede la abundancia relativa de sus minerales constitutivos y de su textura (v. una ampliación de este apartado en el Apéndice 1l: análisismodal como basede las clasificacionespetrológicas).No hemos intentado introducir en este caso la petrogénesis(es decir, el estudio del origen de las rocas) sino, más bien, desarrollarlapetrografía (descripción de las rocas), pues es muy importante separarlas observacionesde las hipótesis, siendo prioritaria la observación. No obstante, han de asumirse algunas hipótesis sencillas para el origen de las rocas previo a su clasificación. Un resumen de la clasificación de rocas se presenta al incio de cada capítulo y el lector dispone de un compendio de dichas clasificaciones en los Apéndices 6 a 10. Esta obra no pretende proporcionar una descripción petrográfica completa de todas las rocas, pues esto sólo es posible mediante el estudio de un gran número de láminas delgadas con aumentos diversos. N. del T. EI Apéndice I facilita la familiarización con los minerales de alteración más frecuente a partír de los originales; los Apéndices 2 a 5 incluyen las denominacionesmás actuales para algunos grupos de minerales (piroxenos, anfíboles y biotitas) o ayudan al estudio de algún caso concreto (serie de los granates); el Apéndice 12 ilustra los princípales típos de tinción que facilitan la identificación de algunas especiesminerales y, ademós, o también pueden servir de base a la determínación de porcentajes de minerales por métodos automatizados; el Apéndíce 13 permite consultar la composición química de los mineo rales más comunesy ello es una ayuda poderosa para entender la composicíón química de 'o las rocas que se expone en el Apéndice 15 y, por úhímo, el Apéndice 14 comprende una reo .! lación temátíca de las rocas más frecuentes cuyo fin es ayudar.a integrar las rocas estuB diadas en esta obra en un conjunto más amplío y, en consecuencia,disponer de una visíón 6 '6 de conjunto mós ríca. Estos Apéndices intentan ofrecer cierta autonomía al estudiante, .q pero no evitan la consuha convenientede algunos de los manuales recomendadosen la bibliografía temática.
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Escalade birrefringencia(v. pág.22)
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Capítulo I
Nlineralogía óptica El microscopio petrográfico
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El nricloscopiopetr'ogrírfico de polarizacitirrse distin-eue del rnicroscopiobioló-tico.rr-rís fl'ecuente,porqueestírequipaclode una platinagiratoriay dos filtnrs pnlarizadores. ur.lrrsituudo clcbajode la platina(polalizador)y otro encirnade aquélla(analizador).Se puedeconsideral c¡uela luz ordinariaestítlorrnadapor ondascluevibran en todas las direcciones,ntientr'¿rs qne la luz polarizadacstí constituidade ondasc¡r.re vibran en nn plano único oTrlzrrro dc poluria.ttt'itin. Los flltros polarizantesestánfbmrackrspot'uu¿lsust¿rnci¿r denominadapolaloidc.[-os polaroidesse empleanen la fablicaciónde -tafirssolaresy en algur.ros filtros fbto-sráf icos pala evitar krs leflejosdeslurlblantesprocedentes de superlicieslellect¿rntes. Los filtros polalizadr> res del mict'oscopioestánclispuestos de tal firrmaqr-rclas dileccionesdc polarizaciónse¿u.t ntuperpendicullresy paralelasa krs hilos clelletículodcl ocular'(situadodetr¿'rs tLrar)rcnte del lnalizaclor).El filtro polarizaclolsituadodebajode la platinase clenolninapolarizaclor y anrlizador el colocackr¡ru'encinracleésta.El analiz¡clorcstricokrcaclodc tal lirrrnaque pueclesel clinrinackrclcl tla¡,sc¡ocle ltis r¿ryoslurninosos(¡'u ¡rolarizados) y en estc citso 1al¿hnlina ¡roclliiser (l-PNA). Cuandosc inscrt¿r estudiatla ert luz polarizucla no analiz¿tcla el analizador. lu ltinlinl (l-PA).Cuandono hay ningunalárninasobleIa clelgldasc observaen Iuz polurizacla analizada platinaclel nrict'oscopio, ttingunalLrzdeber-11 llcgar al o.jodel obscrvutlor.cuandokrs polarizacloros(¡rolarizaclol inf'eriorv analizaclor su¡rerior)cstiin.cruzadosa 90"". puesla luz polalizacla c¡t-tc tlel polat'izaclor cs absolbidapol cl analizadorsitr¡¿rdo u 9O' r'especto rl antclior'. ¡'rt'ocerle \e lclle\¡ltü un n]ier'()\L,rpio [:n ll páginaizqLrierclu petrogl-ífico b¿isico. Estentodelo.de la lltu'ca conrelcialC¡rrl Zeiss.conc,'biclopara uso de los estLrclilntes. ofl'ccctodasIas prestaciol.lcsnccesarilspala el estL¡clio petloglirficoclc líuninasciel-uadas cn luz tlansmitida.Al ladcl de caclapllte signiticativa sc inclicauna leyencla del estudiante. ¡raralacilitar'lafirnrilialización Estc instrumcntotiene Lrnportaobjetivogilatorio con cuatroob.jctivosde aurnentos dif'erentes: la t'ot¿rción deI portaobjetivopcrnriteun cnmbiode aulncntocolocanclo cl ob.jctivcr en posicirinvertical.direct¿rnrentc. encimade Lr lámina clel-uada. Los objetivosse cliscñan p¿lraser parfbcales:cuanclose cambiadc olr.jctivobastaun ¡tequcñoajustepara situarel puntoexaetocleobservacirin. El entirc¡ue del t-nicroscopio implicaajustalla distanciaentrccl ot-r.jetivo y el oh.jelocxatninado.Se obtienernodificando1¿ialturadc la platinay los ckrsnranclos de dicl'rocontrol (tornillo Ilracrométrico pala ajustecledistanciasrlayoresy el rnicnrlrétricopara cl ajr,rste fino o dc peclueñas distancias) estánsituados.cn cstelrodelo,crr la parteinferiorclclbraz
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Forma y hábito les en luz convergentesuperalos objetivos de este manual. También se emplea el diafragma del iris para disminuir la aberturao diámetro del haz luminoso en Ios casossiguientes: . Para obtener un contraste mayor entre minerales con índices de refracción ligeramente diferentes. . ParaobservarIa línea de Becke (v.pág. 20) y determinarlos índicesrelativosde refracción de minerales próximos (y en contacto en la roca) o el índice de refracción de un mineral respecto al del medio donde aquél está incluido. . También se puede emplearun microscopiobiológico, menoscaro que un microscopio polarizante, para estudiar láminas delgadas añadiendo dos polarizadores en el ffayecto de la luz; el polarizadorsituadoencima de la lámina delgadaseráaisladoy reinsertado.Habitualmenteen un microscopio biológico Ia platina es fija (no giratoria) y en este caso es necesarioque el polarizador inferior sea giratorio: . Para observar el pleocroísmo (es decir, el cambio de color de un mineral observado en LPNA). . Para medir los ánguiosde extinción (v. pá9.26).
Descripción de minerales Para identificar correctamenteun mineral y describirlo, un estudiantedebe ser capaz de: . Describir la forma de los cristales. . Observar su color y cualquier posible cambio de color (pleocroísmo) al girar la platina en LPNA. . Identificar la presencia de uno o varios tipos de exfoliaciones. . Reconocer las diferencias del índice de refracción de los minerales transparentesy determinar cuál de los dos minerales vecinos tiene el índice de refracción más alto. . Observare identificar los colores de interferencia enfiz polarizada analizada,e identificar el máximo color de interferencia para una especie mineral en la lámina estudiada. . Observar la relación entre la posición de extinción y cualquier exfoliación o indicios de éstaen las carasdel cristal. . Observar las maclas y las zonaciones de los cristales. Estas característicasse exponen con detalle en las páginas siguientes y se ilustran en cada caso oportuno.
Forma y aspecto de los minerales En una ¡oca totalmente cristalizadaes poco probable que todas las caras de cada uno de Ios mineralesesténbien formadas.oues interfieren mutuamentedurante el crecimiento crista-
1
Cristales idiomorfos de granate en una roca metamórfica (x 40)
2
Cristalesidiomorfos de nefelina en una roca ígnea (x i1).
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N. del T. Las casas comercíales Jttcilitttn, en la actuqlidad, equípos adaptados cLuna variedad de presupuestos económicos y ello aconseja evítqr las adaptac¡ones de los mícroscopios biológtcos; ademós, debe ponderarse más la calidad y características de las lenfes de los objetivos si se desean realizar observaciones eficaces. Las casas comerciales oJrecenposibilülades amplías consíguiendo unas satísfactorias distancias del trabajo líbre 4istancía en tre la porte más baja del objetívo y Laparte mós aktt del cubreobjetos de vídrío al que se enfoca- y un poder de endistancia entre el límíte superíor e ínferior que es una función inversa de la abertura numéfoque en profwdidad ricq donde los objetivos con gran oberfura numérica, o d.egrandes auruentos, tienen dístanc¡ds de enJbquemós pequeñas I víceversa 1t,por último, debe encontrarse una lente con correcciones de cromatismo y aberracíones. N. del T. Una vez ítlenlificado óptícqmente cada mineraL es muy cLconsejableconocer su composición químíca, pues aporla ínformacíón sobre la composición de la roca <¡ríentctndotqmbíén, en bastontes cqsos, a establecer las condicíones de su formación; esta infomación se expone al descríbir los mineraLesy en el.Apéndíce I 3.
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Color y pleocroísmo lino. En una roca ígnea, los primeros cristalesformados tendrán,posiblemente,carascristalinas características,pues su crecimiento cristalino, de modo probable, se realizó libremente en un líquido. En algunasrocas metamórficasy sedimentarias,los cristalescon carasbien formadas fueron desarrolladospresumiblementeen un medio sólido, pero con fluidos intersticiales. Los cristalesidiomorfos (o automorfos)tienen límites rectilíneosen lámina delgadaque correspondena seccionesde las carasdel cristal (1,2);los cristalesalotriomorfos (o xenomorfos) carecende límites rectilíneosnetos;los cristalessubidiomorfos(o subautomorfos)tienen algunos límites rectilíneosy otros curvos (o no asimilablesa una cara cristalinarecta bien definida). En una roca magmática,los cristalesgrandesdispuestosen una matriz o en una pasta de cristalesmucho más pequeñossonfenocristales(3). En una roca metamórfica,los cristales grandesbastantesimilaresse denominanporfidoblastos(4). En algunasrocas se desconoce si los cristales grandes se han formado a partir de un magma eruptivo o durante una fase metamórfica posterior. En estos casos es prefe¡ible hablar de megacristales. Para describir las formas cristalinas en lámina delgada se emplean los términos rectangular, cuadrado,hexagonal,en forma de diamantey redondeado,que son lo suficientemente explícitos. El término hábito hace referenciaa la fórma de los cristalesobservadosen muestrasmacroscópicaso deducidadel estudiode varias seccionescon diferenteorientaciónen lámina delgada (es, por tanto, una observaciónen res dimensionesy no en dos, como la forma). Se emplean los siguientescalificativos: acicular (en forma de aguja),prismtitico y tabular (5). Prismático designalos cristalescon dos dimensionesparecidasen dos direccionesy que p¡esentanun alargamientoen la terceradimensión(6). Tabular califica los cristalesaplanadossegúnun plano. Un mineral puede ser caracterizadopor un hábito particular pero, en algunas rocas, un mineral puede adoptardos aspectosdistintos.
4
Porfidoblastos de albita en una roca metamórfica (x l3).
5
Cristales en forma de aguja o aciculares de turmalina (x 48).
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Fenocristalesde olivino en una roca ígnea (x 9).
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7Color y pleocroísmo
Color y pleocroísmo Muchos minerales, aunque coloreados en muestra de mano, pueden ser casi incoloros en lámina delgada. Algunos minerales comunes son fácilmente reconocibles por su color en lámina delgada; por ejemplo, la biotita habitualmente es parda (8). Algunos minerales son opacos en lámina delgada y sus propiedades pueden ser estudiadas solamente con el microscopio metalográfico de luz reflejada. Un mineral coloreado en lámina delgada puede mostrar un color diferente o variaciones de tonos en un color determinado cuando es girado mediante la platina del microscopio. Como los cristales en una roca están frecuentemente dispuestosal azar y además cortados según direcciones diferentes en lámina delgada, mostrarán,probablemente,colores diversos o matices de un color en lámina delgada. El color de un mineral observado en LPNA se denomina color de absorción; e\ pleocroísmo es el fenómeno de variación del color en función de Ia orientación del cristal respecto al plano de polarización de la luz 17, 8.¡.Éste es un criterio de reconocimiento muy útil para algunosminerales.
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Cristales prismáticos de sanidina (x 7)
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7 y 8 En 7, se aprecian los cristales verdeoliva de tu¡malina (silicato complejo de boro y aluminio) intercrecidos con biotita, de color amarillo pálido. En 8, tomada tras girar el polarizador 90", muchos de los cristales de turmalina, han cambiado de color y se observan ahora escasamentecoloreados, y la mayor parte de los cristales de biotita se obse¡van ahora de colo¡ marrón intenso. La orientación del polarizador es la indicada por la flecha de doble punta al margen de cada fotografía. El grado de variación de color de cada crisral depende de su orientación (x 16).
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7
Exfoliación
Exfoliación Muchos mineralesse fragmentano se exfolian segúnplanosdeterminados,cuyas posicionesestándefinidaspor la estructuraatómica de los minerales.Entre Ios planos de exfoIiación hay una unión atómica débil respecto a la existente en el interior de1plano. La presenciao ausenciade exfoliación y los ángulos formados por varias exfoliaciones(si existen) puedenser criterios de determinación. Los cristalesde mica se puedensepararcon facilidad en variasláminas finas porque las micas tienen una exfoliación perfecta según un plano determinado. En los cristales cortados en ángulo recto respectoal plano de exfoliación, las exfoliacionesse ven en lámina delgada en forma de un conjunto de líneas oscurasparalelasrectilíneas; cuando el cristal está cortado casi paralelamenteal plano de exfoliación, las exfoliacionesno son visibles. Algunos minerales tienen exfoliaciones paralelas según varios planos y el ángulo formado por dos familias de planosde exfoliación puedeser ca¡acterístico;así, en el grupo de los piroxenos, los dos planos de exfoliación forman un ángulo de 87" (casi 90") (9); en los anfíbolesIas exfoliaciones se cortan formando un ángulo de 124" (10). En lámina delgada, el ángulo formado entre dos exfoliaciones no se puede medir con precisión excepto si la lámina delgada del mineral está cortada perpendicularmente(o casi) respecto a Ios dos planos de la exfoliación. Las exfoliaciones suelen ser, con frecuencia, paralelas a las caras cristalinas aunque esto no sucedesiempre.En las fotografías9 y L0, algunosde los límites cristalinosson paralelosa los dos planos de exfoliación de piroxenosy anfíboles. 9 Cristalesde clinopiroxeno que muestrandos familias de planos de exfoliación con ángulo aproximadode 90'. Hay carascristalinasparalelasa ambasfamilias de exfoliación (x 42).
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10 Cristalesde anfíbol con dos familias de planos de exfoliación que forman un ángulo aproximadode 120".En esta roca, las carascristalinasparalelasa los planos de exfoliación no se apreciantan claramentecomo en los piroxenos (x 70).
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Relieve
Relieve Los mineralesincoloros que tienen índices de ref¡acción similares y próximos al del medio de montaje (bálsamo de Canadá,Lakeside, etc.) no muestranlímites definidos al ser observádosal microscopio. Cuanto mayor es la diferencia entre el índice de refracción de un mineral y el del material que Ie rodea, mayor es su relieve (ll, l2). Cuando las variacionesdel índice de refracción son débiles, se necesitacerrar parcialmenteel diafragma de la subplatina para detectarlas diferenciasde relieve; si el microscopio no está equipado con dicha subplatina de diafragma, es difícil o, incluso, imposible detectar las variaciones de índices de refracción o evaluar el relieve (v. más adelantela discusión del método de la línea de Becke). Los minerales tienen uno, dos o tres índices de refracción según cuál sea su simetría. Cuando se estudia un mineral en lámina delgada y mediante luz polarizada no analizada (nicoles paralelos o LPNA), su relieve puede variar durante el giro de la platina del microscopio, pues el índice de ref¡acción del mineral, que es comparable al del medio en el que estáincluida la roca (p. ej., Lakeside,etc.) puede cambiar.Algunos mineralestienen un índice de refracción que cambia con intensidad y el cambio del relieve puede ser considerable; este fenómeno es característicode los minerales carbonatados ,13. l4). N, del T. Esta varíacíón de relieve al girar la platína se denomina frecuentemente
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= 11 Los cristalesque tieneníndicesde refracción mayoresque el restose aprecianen relieve sobreel fondo, que es fundamentalmente cuarzo.Los dos mineralesque muestranun relievemuy marcadoson cianitay granate: el mineralmarrónes la biotitay presentaun relieve moderado frente al cuarzo (x 8).
12 Los cristales alargados de esta fotografía son cristalesde corindón (A1.O.).Su índice de refracciónes mucho mayor que el del feldespato en el que estánincluidos,por lo cual destacan con un relieve muy marcado(x 7).
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.<+ 13 y 14 Estas dos fotografías muestran cristales de calcita en un mármol. La orientación del polarizador está indicada por la flecha de doble punta at margen de las fotografías; podemos apreciar que el relieve de los cristales de calcita respecto a los cristales que los rodean varía con el cambio de orientación del potarizador (x 50).
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Línea de Becke P a r a i n t c n t a r i c l e n t i f i c a rl o s m i n e r a l e s .p o r k r g e n e r a l .e s r n u y ú t i l c o n o c c l c u á l d c d o s r n i nerales pr'írximos tiene el rrayor índicc clc reli¿rcción. E,l línrite entl'e dos lnir.rcl'alcscon íncli-
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ces diférentes estír marc¿do pol una línea brillante que se puede realzar mírs cerrando un poco el diafiagnra cle la sr-rbplatinay nroclificando Lln poco el ajr-rste(debe usarse el nicl'ór.netro o ajr-rstefino): csta línea brillante es llt línea dc IJctke. Si se levanta el tubo del microscopi() (nrr realizable con los r.licl'osco¡-riosnoclernos) o si se ba.jala platina (-silanclola mcclccilla clel rnicr'ómetro o clel a.jr-rste tino), se obsen'a c¡r-re[a línca c]e Beckc sc clcsplirza haci¿rel nrineral (o cl nlatelial) qLlc ticnc cl ínclicc cle lcfiaccirin mayor: si se baja el tubo. o si se eleva la plati n a , c l i c h a l i r c a s c d c s p l a z a h a c i a e l m i n e r a l c o n u n í n c l i c ec l e r e f r a c c i t i n r r e n o r ' ( 1 5 - 1 7 ) .
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C u a n c l o e l l í m i t e e n t r e c l o s r r i n e r a l e s r l o e s L l u ¿l í n e a b r i l l a n t e s i n o c l u e c o n ' c s p o n d e r r , r n uf r a n j l t e n u e a z u l ¿ L d ay a n i a r i l l e n t a . e s t o i n d i c a q r - r el o s c l o s n r i n c r a l c s t i c n e n í n d i c e s d e
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refracción similales: con ayuda cle una luz rnor.urclornírtice aspecíficr el observac'lop r oclrá deternrinar qué nlrneral ticnc cl irclice cle rel'raccirin rn¿íselevaclo.
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l5-17 La lúrcu le Becke:cn 15. la par-tctlerechude Ia fbto-lral'íl-r estáocLrpada por rnos pocoscristalcs dc moscovit¿t. rnientrasque la parte izquicrclacorresponcie al udhesivode la preparacirin.Estatbtografía fuc tomadl con el analizackrr insertado.por-lo cual el adhesivoclell prep:rlaciiinse observanesro ya quc se trata dc un materialiscilrcpo(v. p/rg.24). micntrasque la moscovitnmuestracoloresde inter-fer-encia brillanles.F,nlas tcxografíasl6 y l7 se ha extraídocl analizarkrrde la trayectoriaIunlinosay el rrisrno campo de inragcn puede apreciitlseen luz plancpolarizacla(LPNA). Para cor.nparallos índiccscle rcfl'¿rccirin de la rroscolit¿ry clelrdhesivode ll preplracitin.es ncccsariodesentbc¿u'el microscopio.En 16, el tubo del microscopiosc ha desplazadohaci¿rLuraposición por dcbajo del punto cleenlot¡ucprcei\,r_\ en 17. a l:r invelsa.se ha desplazadohacia unu posición¡ror errcirradeJpunto de enfirrluepleciso.I-a li nca brillante(líneade Becl
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Birrefringéncia 0.000
Leucita Berthierina
Birrefringencia Aunque los valores de los índices de refracción sean criterios determinativos seguros, resulta difícil medirlos con precisión, especialmenteen aquellos minerales con tres índices de refracción y cuando los índices superanel valor 1,70. Los mineralogistas miden el índice de refracción empleando líquidos con un índice de refracción conocido, pero esto no es el caso frecuente, excepto si se trata de un mineral nuevo que requiere detetminar sus característicasfísicas. Los minerales que tienen más de un índice de refracción poseenla propiedad de Ia doble refracción. La birrefringencia es la medida cuantitativa de la doble refracción; se define por la diferencia entre los índices de refracción máximo y mínimo de un mismo mineral. La binefringencia puede medirse fácilmente y con muy buena precisión. Cuando un haz de fuzpolaizada penetraen la mayoía de los cristales,éste se divide en dos rayos con velocidadesdistintas;como consecuenciade su diferente velocidad al propagarse en.el cristal se generauna diferenciade fase (retraso)entre ambasondas.A la salidadel mineral,los rayos luminososfuera de faseinterfierenentre sí y, observadosen LPA (puestoel analizador), muesffan sts colores de ínterferencia.Estos coloresson análogosa los observadosallí donde una delgadapelícula de aceite descansaen una calzadao firme asfáltico humedecido. Los colores de interf'erencia(o, dicho de otro modo, el retraso entre las dos ondas luminosasgeneradas)de un mineral en lámina delgadadependen,principalmente, de tres factores: . La birefringencia del mineral en la sección observada. . El espesorde la secciónmineral. . La orientación de la sección del mineral. La segunda variable se elimina cortando las láminas un espesor estándar de 0,03 mm (30 p). Para eliminar la tercera variable, se considera sólo el valor máximo del color de interferencia y se obtiene el valor de la birrefringencia indicado en Ia figura 18. Esta escala de birrefringencía recogeIos colores de interferencia de una lámina con espesorestándarde un mineral incoloro que coresponde al valor de su birrefringencia. Hemos indicado en ordenadasla birrefringencia específicade los minerales usualesque describimos en este Atlas. Los colores con birrefringencia baja son grises y blancos, y se sitúan arriba en la escala; dicha escalase divide en órdenes.Los colores de los tres primeros órdenesson los indicados en esta figura. T,os minerales usuales tienen valores de birrefringencia situados en estaescalaexceptolos carbonatoscuya birrefringenciaes de 0,18. Los coloresde orden elevado de los carbonatos se representanen la figura 63.
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Microclina Sanidina
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CorindónCuarzct Clorita
Andalucita
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18 Escala de birrefringencia. Esta escala se obtiene fotografiando un cristal de cuarzo, visto en LPA, tallado de forma que su espesor varía desde cero (parte superior de la figura) hasta aproximadamente 0,15 mm en el extremo inferior (este dispositivo se denomina cuña de cuarzo). No se puede pulir una cuña de cuarzo como la descrita hasta un espesor cero, puesto que dada la fragilidad de este mineral se produciría un exÍemo muy irregular. Por este motivo, el color negro que representala birrefringencia cero se obtiene añadiendo una cantidad uniforme de birrefringencia a 1o largo de la cuña de cuarzo completa. Esta escala muestra también la birrefringencia de algunos de los minerales más frecuentes.
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Moscovita Olivinoferroso(fayalita)
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N. del T. Este coso está ílustrado en Hutchison, 1971. N. del T. Cqda orden representq una diJerencia de fase equivalente a una longitud de onda, es clecír, m minerql con color de ínterferencia de tercer orden ha generatlo una tlíferencia de fase entre los rayos lumínosos que lo han qtravesado, equivalente q mós de dos Longítudesde orula.
22
23
Birrefringencia . Un cristal de mineral puede presentar cualquier color de interferencia entre su color de birrefringencia máximo y el negro, que coresponde a una birrefringencia cero, según cuál sea la orientación del cristal. Para un mineral determinado en una lámina de espesorestiándar sólo el color máximo tiene un valor diagnóstico y define la birrefringencia (19). Algunos minerales en determinadasseccionespresentancolores de interferencraque no están representadosen la escalade birrefringencia. Dichos tonos, azulados,amarillos o pardos, se denominan anómalos. Si la birrefringencia de un mineral varía sensiblementecon la longitud de onda de la luz, algunos colores sufrirán una reducción en su intensidad y los colores de interferencia resultantesserán anormales. Si el color de absorción de un mineral es fuerte, puede afectar el color de interferencia y producir también un color anormal. A1gunos minerales frecuentes,por ejemplo, la clorita (44), se caracterizan por sus colores de interferencia anormal, 1o que puede facilitar su identificación. Ya se ha descrito que los minerales pueden tener uno, dos o tres índices de refracción. Aquéllos con un único índice de refracción presentanuna estmctura constituida por una disposición muy ordenadade átomos y la 1tz atraviesael cristal con la misma velocidad, cualquiera que sea la dirección de propagación. Estos minerales carecen de doble refracción y aparecennegros en LPA: son minerales isótropos Algunas sustancias,como el vidrio y los líquidos, también son isótropas, pero por un motivo distinto: como sus átomos se estructu¡an de forma desordenada,la luz 1osatraviesa con igual velocidad, cualquiera que sea su dirección. Las sustanciasernpleadaspara adherir las j¡astillas de rocá al portaobjetos (bálsamo de Canadá, Lakeside, etc.) para Ia confección de las láminas delgadasson isótropas. Los minerales con dos índices de refracción poseen una dirección única según la cual no hay doble refracción; Ios minerales con tres índices de refracción tienen dos direcciones según las cuales no hay doble refracción y aparecennegros en LPA o nicoles cruzados (polarizador y analizador insertados). En lámina delgada, la proporción de cristales que han sido cortados exactamenteperpendicularesa una de estas direcciones es pequeña, pero se puedenestudiarestasseccionescon ayuda de técnicasópticasmás complejas.
19 Esta fotografía correspondea una roca compuestapor numerosos cristales del mismo minerai, que presentan todo el espectro de colores de interferencia al ser observados en LPA. Unos pocos cristales muesÍan colores de interferencia blancos o grises de primer orden; el cristal grande a la izquierda del centro de la fotografía presentaun color rojo de primer orden. El cristal situado justamente debajo del centro de la imagen muestra un color azul y debajo de éste, otro cristal presenta un color de interferencia verde, que puede corresponder a un verde de tercer orden. La birrefringencia de este mineral, si nos basamos en el color de orden máximo observado, está en torno a 0,040, siempre que la sección sea de espesorcorrecto. La roca es una dunita, tipo de roca monomineral, constituida casi exclusivamentepor olivino (x 11). o o !
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¿ N. del T. La platína universal con 3 ejes es la técníca adecuatla para estudiar tales secciones y, ad.emás,muchas ofras propíedades ópticas con gran interés mineralógíco, como las maclas, exfoliaciones, ángulos 2V, etc. Una exposíción clara de esta técnica se encuentra en J Fabríés, et al., 1982, y Bloss, 1970.
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25
Angulos de extinción
Angulos de extinción El color de birrefringenciade cada mineral de una lámina delgadaobservadoen LPA (nicoles cruzados)cambia de intensidadal girar la platina; la intensidadllega a ser nula cada 90" duranteuna rotación completa(es decir, el observadorve dicho cristal negro o, 1o que es 1o mismo, no llega luz al observadora través de dicho cristal). Se denominanpo.sit'i¿¡ne.s de e.xtínciónde un cristal aqueliasposicionesdonde dicho cristal no deja pasarla luz (estáextinguido o en extinción). El ángulo tle extínciónde un cristal es el ángulo fbrmado entre la posición de extinción y una dirección bien definida de dicho cristal: tiene un valor inf'eriora 45" (a veces,muy pocas,se indica el valor complementario).El ángulo de extinción de una orientacióndeterminadadel cristal o el ángulo máximo de extinción obtenido por medidasen numerososcristalesde igual especiemineral puedeser empleadocomo criterio de identificación.En las fbtografías20-22 se ilustra un método para medir el ángulo de extinción. La lámina delgadadebe estarcentraday fijada a la platina por unas varillas metálicas; se extraeel analizador(estacondición no es estrictamentenecesaria)y se disponeparalelamente a uno de los hilos del retículo del ocular, bien una arista rectilínea(seríael caso de una cara cristalina)o una direcci(rnde exfoliación, y se lee la posición angular así adoptad¿ien el borde externo graduadode la platina. A continuaciónse insertael analizadory se gira la platina, lentamentehastaalcanzaruna posición de extinción y se lee en valor nuevo en la escalaangular de la platina. La diferencia entre las dos lecturasindica el ángulo de extinción del mineral. Si este ángulo es cero, el cristal fiene extinción rer:/a;cualquierotro valor correspondea una ertincion oblicua. La posición de extinción que coresponde a la bisectriz del ángulo formado por dos direccionesde exfoliación se denominaextinción sinútrica.
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20-22 La mayor parte del campo de imagen la ocupa un cristal de cianita, uno de los sistemasde exfbliación se ha situadoparalelamentea la longitud de la fotografía20. El color de interferenciamostradopor la cianitaes un amarillo pálido de primer orden.En 21, la platina del microscopioha sido girada unos 15",el color de interf'erenciase vuelve menos intenso.En 22, laplatina del microscopioha sido girada 30" y en estaposición el mineral se observacompletamentenegro, es decir, se encuentraen la posición de extinción y soiamente las inclusionesde otros mineralesmuestrancoloresde inte¡ferencia.En estaorientaci(rn, el ángulo de extinción de la cianita es de 30", valor que es característicode este mineralcuandose mide respectoa la exfoliaciónmostradaen 20 (pianos 100 o 010) (x 38). 26
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21
Maclas y zonación
Maclas y zonación Muchos mineralesfblman maclas.Un cristal con maclasestáconstituidopor individuos (dos o más) de igual especiemineral cuyasorientacionescristalográficasestánrelacionadas con un elementosimple, por ejemplo, con una rotación de l80" en torno a uno de los ejes cristalográficos,o con una reflexión en un plano del cristal (23). Cuando la macla se repite varias veces,los cristalespresentantna macla poLisintéticao múltiple; en este caso, las láminas o cristalesalternosmuestranla misma orientación. Los mineralesformadoresde rocas más frecuentesen la corteza terrestreson los f'elde los dif'erentesfeldespatos-I-os feldespatosy algunostipos de maclasson características despatoscálcico-sódicos-plagioclasas- presentancasi invariablementemaclaspolisintéticas y una estimaciónde la relaciónNa./Capuedededucirse,en general,mediantela medida del ángulo de extinción o del ángulo máximo de extinción segúnla orientacióndel cristal. En el capítulosegundodescribimosun método para deterrninarIa relación Na/Ca de las plagioclasasa partir de medidasdel ángulo de extinción en cristalesmaclados.
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23 Maclado. Esta fotografía, tomada en LPA -nicoles cruzados-, muestra varios cristales de piroxeno. Algunos de ellos presentan una línea divisoria y su color de interferencia es diferente a uno y otro lado de dicha línea: esto es debido al maclado (la 1íneaque observamoses una seccióndel plano de macla). Si el cristal constasólo de dos individuos separadospor el plano de macla, se dice que presenta maclado simple. Muy frecuentemente,dos orientaciones diferentes de la red de un mismo mineral se encuentran entrecrecidas,de modo que láminas alternas presentan diferente color de interferencia (p. ej., en el cristal en posición vertical a la derechadel centro de la imagen) (x l6).
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24 y 25 hnacíón. Estasfbtografíasmuestranun fenocristalde plagioclasaen una lava. La zona más intema, denominadacomúnmentenúcleo, incluye pequeñoscristalesde otros minerales. Está rodeada,a su vez, por una seglrndazona (zona intermedia),caracterizadapor una elevada concent¡aciónde numerosasinclusionesn-ruypequeñas.Finalmente,la zona más extema (borde) muestranumerosassubzonaso bandeados,ya que algunasde estasbandasse encuentranmás próximasa su posición de extinción que offas.Cabe señalarque el zonadoque se apreciapor diferenciaen el ángulode extinciónsólo se puedeapreciar,como es obvio, en LPA (25) (x l5).
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29
La zonaciónes el término empleadopara describir los cambioscomposicionalesque se producenentre el núcleo y la periferia de un cristal. Se puedeapreciarde diversasrnaneras, por ejemplo, por un cambio de birrefringencia(24), por una variación del ángulo de extinción (25) o por un cambio del color de absorciónentre las partes internasy externasdel cristal. La zonaciónindica, habitualmente,un cambio en la composicióndel cristal que correspondeal hecho de que el fluido a partir del cual se desarroliael cristal tambiéncambia de composición.Muchos mineralesno tienen una composiciónquímica fija, sino que pertenecena las denominadass¿ri¿.sde sr¡lucións¿jlidas',cuando un cristal crece, su capa externa no tiene igual composiciónque aquella (más interna al cristal) sobre la cual se ha desarrollado;esto conducenormalmentea un cambio de sus propiedadesópticas que pueden ser detectadascon facilidad, excepto si las diferenciascomposicionalesson muy débilcs.
Alteración La alteración es una característicahabitual en muchos minerales.Los mineralesfiecuentesen rocas cristalizana temperaturasrelativamenteelevadas,pero cuando se enfiían puedenser parcialmentereemplazadospor otros mineralesestablesa temperaturasmás bajas. La alteraciónde mineralesprimarios puedeproducirseen cualquiermomento de la historia de la roca. Los productosde alteraciónson, por lo general,de grano demasiadoflno para ser identificadosópticamente.Sin embargo,'elhecho de observarunos mineralesalteradosy otros no puecleser un criterio de reconocimientoimportante.Por ejemplo,en los seestosúltimos se distinguencon gran f'acilidad dimentosque contienencuarzoy f'eldespatos, debido a su alteración(113, 114). N del T. En el Apéndice I se indican los minerales de alferación tnris l ret ttetttes.
Capítulo 2
Minerales
Uno de los primeros conocimientosque un estudiantede geologíadebe aprenderes la diferenciaentre una roca y un mineral. Los müteralesson compuestosquímicos inorgánicos naturalesque poseenestructurascristalinasdefinidas.Las rr¡cas,exceptolas compuestas esencialmentede vidrio, son agregadoscristalinos.Si los cristalesson de tamaño bastantegrandey tienen un color específicose los puedeidentificar,de fbrma frecuente,a simple vista en una muestramacroscópicao con una lupa sencilla.Así, en el granito, es fácil distinguir uno o, a veces,dos tipos de feldespatos(alcalino y plagioclasa),una mica (moscovita o biotita, o ambas)y el cuarzo.EI conocimientode los mineralescomponentesde una roca es una etapaprevia a su identificacióny descripción;en-estesentido,describimos en este capítulo los mineralesmás frecuentes. Aunque hemos definido un mineral como un compuestoquímico, el término compues/o se empleaen estecaso en un sentidodistinto al de la química. para un químico, un compuesto tiene, de manera habitual, una composición determinadaque puede ser expresacla por una fórmula química.Los mineralesfrecuentes,salvo álgunasexcepciones,rara vez poseenuna composiciónsimple. Algunos mineralesson, teóricamente,compuestospuros: por ejemplo, el cuarzo está formado por SiO, casi puro; la cianita, la andalucitay la sillimanita tienen la misma fórmula (Alrsio.) y solamentecontienencantidadesmuy pequeñasde otros eiementos.Los mineralessilicatadostienen,como regla general,una composiciónquímrca muy compleja y casi todos forman solucionessólidas; es decir, que algunoselementos químicospuedensustituira otrosen su eslructura.Así. en los mineralesferromagnesianos, el magnesioy el hieno son intercambiables,es decir. que cada uno puedeocupar determinadoslugaresen su fórmula atómica; en los feldespatosalcalinos,el sodio y el potasio son también intercambiables.La hornblenda,mineral frecuente,tiene composiciones =o químicasvariables,dentro del grupo mineral de los anfíbolesy presentadiversasposibilidadesde sustituciónde elemenrosquímicos en su fórmula cristalina. En estecapítulo sólo hemosconsideradoaquellosmineralesfrecuentesque se necesitan o c para identificar la mayoría de las rocas ígneasy sedimenta¡ias.(Algunos mineralesson es'o G pecíficosde rocas metamórficasy los más clásicosse ilustraránen el capítulo 5.) Se indi.! can las fórmulas químicas;algunasde ellas se han simplificadoy se indican entre parénte6 sis las principalessustitucionesquímicas.Así, en el caso del olivino, la composiciónpue.a .s de variar entre dos términosextremos,Mg,Sio, (polo magnesiano)y FerSio. (polo fenoso). J
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Olivino
Olivino (Mg,Fe),SiOo El olivino es el nombre de una serie de solución sólida que varía entre la forsterita (Mg,SiO.) y la fayalita (Fe.SiO*).Se identifica en lámina delgadapor Surelieve fuerte y su birrefringenciaelevaday tambiénporquerara vez presentauna buenaexfoliación sino, más bien, fracturasirregulares.En 26 y 27 se observanfenocristalesde olivino en una matriz microlítica que contienecristalespequeñosde color pardo pálido de piroxeno y pequeños cristalesprismáicos de plagioclasa(v. las maclas)de color gris o blanco. Los cristalesindividuales de olivino muestran,según la orientacióndel corte de los cristales,colores de interferenciade primer, segundoo tercerorden.La zonaciónde los cristalesmayoresde olivino estámarcádapor el colol de interferenciadel sectorcentralque difiere del presenteen su periferiadonde poseeuna composiciónquímica ligeramentediferentey más rica en hierro (y con mayor bilrefringencia). El olivino es un componentefrecuentede las rocas ígneasbásicas;en LPNA habitualmente está acompañadodel piroxeno pardo y se presentacasi incoloro o ligeramenteverdosorespectoal piroxeno (26). En las calizasmetamórficasse observala forsteritacasi pura e incolora en lámina delgada.
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Fenocristalesde olivino, vistos en LpNA (x 9).
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Fenocristalesde olivino, vistos en LpA (x 9).
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Ortopiroxeno
Ortopiroxeno(Mg,Fe)SiO, La composiciónquímica de esta seriemineral puedeser comparadaa la de los olivinos, pueses una serie silicatadade hierro-magnesiocon una solución sólida completacomprendida entre un polo magnesiano(MgSiO,) y un polo ferroso (FeSiO.);los ortopiroxenostienen, sin embargo,algo más de SiO, que los olivinos. La fotografía 28 se ha tomado en LPNA girando después90" el polarizador para tomar la fotografía 29. Los cristales coloreados son ortopiroxenos y el resto del campo de la fotografíaestá ocupado por feldespatosalcalinos,plagioclasasy cuarzo. Los cristalesde ortopiroxeno presentan,en su mayor parte, una coloración verdosa en una fotografía y rosácea en Ia otra fotografía. Este pleocroísmo, variando del rosa al verde, es un criterio útil que permite detectarla presenciade ortopiroxeno,pero, desgraciadamente, no siemprees visible. Algunos cristalespresentanexfoliaciones,aunquetambién se ven fracturasirregulares. En la fotografía 30, tomada con LPA, Ios colores de interferencia pertenecenal primer orden, lo que indica la birrefringenciabaja de este mineral. Los cristalesde ortopiroxenopresentanuna extinción recta en todas las seccionescon una única exfoliación, al contrario de lo que sucedeen los clinopiroxenosdonde,para algunassecciones,la extinción es oblicua.
29
El mismo campo de imagen que en 2g; er polarizador ha
sido rotado 90" (x r5).
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Ortopiroxeno,visto en LPNA (x 15).
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Ortopiroxeno,visto en LpA (x 15)
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Clinopiroxeno
Clinopiroxeno Ca(lVIg,Fe)SirO6 Bajo un punto de vista químico, los clinopiroxenos más frecuentes difieren de los ortopiroxenos por la presencia de calcio como elemento esencial en su estn¡ctura. Las composiciones de los clinopiroxenos de las rocas ígneasbásicase intermedias corresponden,aproximadamente, al mineral denominadoaugita. En las fotografías 31 y 32 se distinguen grandes fenocristales pardos de augita en una matriz con microcristales de augita, olivino y plagioclasa. En el ángulo inferior derecho de la fotografía en LPNA (31) se observa una zonación en el cristal de augita, de forma más neta que en LPA (32). Los dos cristalesde mayoresdimensionespresentanmaclassimples: en algunas rocas, las maclas simples son muy frecuentes en las augitas. En estas dos fotografías no están presentes,de forma neta, las exfoliaciones característicasde la augita (87'). La birrefringencia de la augita puede alcanzar como máximo a colores de interferencia de la parte superior del segundo orden (rojos-violetas). El cristal grande maclado, próximo al borde izquierdo de las fotografías, muestra colores bajos de primer orden debido a la orientación del corte en dicho cristal. Algunos clinopiroxenospuedenpresentarcolor verde en LPNA: esto puedeindicar que el mineral y la roca que lo contiene son ricos en álcalis (Na y K).
31
Fenocristalesde clinopiroxeno,vistos en LpNA (x g).
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Fenocristalesde clinopiroxeno,vistos en LpA (x g).
Entrecrecimiento de dos piroxenos
Entrecrecimiento de dos piroxenos La fotografía 33 muestrauna lámina delgada de roca con plagioclasa y dos ptroxenos entrecrecidos.En cada cuadrante se observan cristales, casi negros o extinguidos, que contienen lamelas coloreadasen LPA. El cristal huésped (casi en extinción) es un oftoplroxeno y las lamelas son de clinopiroxeno. Los otros cristales, coloreadosen azul o en rojo en LPA' son clinopiroxenos; también contienen lamelas, en este caso, de ortopiroxeno. Estos tipos de entrecrecimientospueden ser comparables a los de los feldespatos alcalinos (v. pág. 50)'
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Entrecrecimientode dos piroxenos,visto en LPA e24\.
Anfíbol
Anfíbol NaCar(M8,Fe)o Al3Si6O2r(OH'F)' El grupo de los anfíboles consta de numerosassoluciones sólidas diferentes; todas ellas denen éstructurascristalinas similares a pesal de los diversos tipos posibles de sustitución química. Los colores de los anfíboles son muy variados en lámina delgada y todos ellos son en pleocroicos en mayot o menor grado. Las hornblendas son los anfíboles más frecuentes pero la fórroca, ígn"as; la fóimula indicada arriba puede correspondera ttna hornblenda, caso mula general de los anfíboles es más compleja para sel explicada en detalle en este 3). eI Apéndice en (v. una ampliación ' Los fenocristales pardos de las fotografías 34 y 35 (lámina delgada de una roca volcánica) muestran colorei pleocroicos en los tonos paldos que son frecuentes en las hornblen(en seccionesbasales, das. La mayoría de los c¡istales presentan,al menos, una exfoliación se delas 2 exfoliaciones forman un ángulo de 124'; v. ejemplo en 10) y los bordes negros (36) esirrterferencia de colores Los (por oxidación). ben a la formación de óxido de hierro de la máximo birrefringencia de el color absorción; de colores por los tán algo modificados hornblenda parda es de segundo orden. Otros ejemplos de anfíboles aparecenen los capítulos 3 y 5'
<+ 35 Fenocristalesde anfíbol, vistos en LPNA. El polarizador se ha girado 90" respectoa 34 para mostrarel pleocroísmo.(x 20).
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Fenocristalesde anfíbol, vistos en LPNA (x 20).
Fenocristalesde anfíbol, vistos en LPA (x 20).
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Biotita
Biotita K(Mg,Fe)3AlSi3O,o(OH,F), En las rocas son frecuentesdos variedadesde micas: la moscovita,incolora, y la biotita, parda. La biotita es, en la sección ilustrada en este ejemplo, el mineral con color de absorción pardo. La fórmula indica la sustitución, frecuente, del hierro en vez del magnesio; sólo el término rico en magnesio,casi puro (flogopita) es muy poco coloreado.La biotita tiene una exfoliación perfecta y se exfolia con facilidad en delgadas láminas flexibles. En lámina delgada,esta exfoliación puede observarsecon facilidad y su pleocroísmomanifiesto se muestra en las fotografías 37 y 38. El color de absorción más intenso se obser-va cuando la exfoliación es paralela al polarizador; en la fotografía 37 el polarizador es paralelo al lado corto de la fotografía, mientras que en Ia fotografía 38 es paralelo al lado largo de ésta. Los colores de interferencia de la biotita están influidos por su color fuerte de absorción; por este motivo la birrefringenciano se puede estimar con facilidad. A vecespuede parecerdifíci1distinguir 1abiotita (extinciónrecta)y la hornblenda(extinciónoblicua),pero cuando la biotita está próxima a su extinción (recta) adquiere frecuentemente un aspecto moteado muy característico.Este efecto puede observarseen uno o dos cristales de la fotografía 39 tomada en LPA. Las biotitas presentan coloración verde en algunas ocasiones, pero se distinguen con facilidad de las cloritas verdes (44) que tienen una birrefringencia déb1l.(Una ampliación de su composición aparece en el Apéndice 4.)
<-> 38 Biotita, vista en LPNA; el polarizador se ha girado 90" respecto a 37 para mostrar el pleocroísmo(x 20).
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Biotita, tal y como se obsetvaen LPA (x 20)
Moscovita
Moscovita KAI3Si.O,'(OH,F), La diferenciade composiciónquímica enÍe la moscovitay la biotita, tal y como se puede deducir de sus respectivasfórmulas, es que 1aprimera no tiene hier¡o ni magnesio en su estructura atómica; de ahí que sea incolora en muestra macroscópica (de visu) y en lámina delgada. Tiene una exfoliación perfecta que puede observarseen algunos cristales de la fotografía 40 tomados en LPNA. En el campo de esta fotografía, además de la moscovita incolora, se observanalgunos c¡istalesde biotita (parda) y otros cristalescon relieve muy fuerte que correspondena la cianita (Al,SiOr). Los colores brillantes de birrefringencia son bien visibles en la fotografía 41 tomada en LPA, y hacen difícil, junto a su extinción recta, confundir la moscovita con otros minerales. Esta fotografía es un detalle de la misma lámina delgada(170 y 171) empleadapara ilustrar un sneis con cianita.
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Moscovita, vista en LPNA (x 16).
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Moscovita, tal y como se observaen LPA (x 16).
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Clorita
Clorita (Mg, Fe, Al)u(Si, AI)4O,'(OH), La clorita es el mineral verde visible en la fotografía 42; este color verde dio inicialmente nombre a este mineral (chloros, en griego, significa amarillo verdoso). En la fotografía 43 el polarizador ha sido girado 90" y muchos cristales, verdes en 42, aparecenahora con un color amarillo pajizo pálido; este pleocroísmo es característico de la clorita. El mineral incoloro en las fotografías 42 y 41,es la moscovita. Al igual que las micas, Ia clorita presentauna buena exfoliación. La birrefringencia de la clorita es menor que la de las micas; las cloritas muestran con frecuencia colores de interferencia anormales (v. pá9. 24); es decir, colores que no aparecen en la escala de birrefringencia (18), habitualmente el pardo o el azul (el tono pardo es bien visible en 44 tomadaen LPA).
43
clorita, vista en LPNA. El polarizador ha sido girado 90" respecto a 42 (x 46)
44
Clorita, tal y como se observa en LpA (x 46).
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+6 42 46
Clo¡ita, vista en
-LPNA
(x 46)
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47
Cuarzo
Cuarzo SiO, El cuarzo es uno de los mineralesmás frecuentesen las rocas.Es uno de los princiiales componentes de los granitos, de las areniscas y de muchas rocas metamórficas. Está compuestopor SiO, casi puro. En lámina delgada,en LPNA, se 1o reconocepor su aspectosiemprelímpido e inalterado; carecede exfoliación. En LPA presentacolores de birrefringenciagrises o blancos. Como el cuarzo es un mineral muy frecuente en las rocas, se emplea, al igual que los feldespatos,para evaluar el espesorde una lámina; cuando su color de birrefringencia es amarillo, significa que la lámina es ligeramente gruesa (supera el valor estándarde 30 ¡t). En las fotografías 45 y 46 los cristales de cuarzo y feldespato son grandes y se disponen en una matriz de cristales de grano fino. El cristal situado aniba y a la derecha de la fotografía es un feldespato muy alterado y los cristales límpidos son de cuarzo. En este ejemplo, el cuarzo a veces tiene límites rectilíneos, pero sus indentaciones indican que el cristal ha incorporado, durante su crecimiento, algo de1 líquido silicatado que ha formado más tarde la mafriz de la roca. Las fotografías 47 y 48 representanuna lámina delgada de un granito; el centro de las fotografías está ocupado, sobre todo, por cuarzo. En la periferia se distinguen algunos cristales de biotita (parda) y feldespato; la alteración del feldespato es perceptible en LPNA y LPA. En LPA, los cristales de cuarzo situados en el centro están casi extinguidos aunque estaextinción no es uniforme. Esta extinción, denominadaondulanteindica que la roca ha sido sometidaa esfuerzoscompresivosy es un caráctermuy frecuenteen muchos cuarzos de rocas ísneas. sedimentariasv metamórficas.
45 Cristalesde cuarzoy f'elilespatoalcali_ no, vlstos en LPNA (x 7).
46 Cristalesde cua¡zoy feldespatoalcali_ no, vistos en LpA (x 7).
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47 Cuarzoen granito,visto en LPNA (x 7).
48
Cuarzoen granito, visto en LpA (x 7).
48 49
Feldespato Todos las f-eldespatos tienen un relieve y una birretiingencia bast¿ultcbaj.s; asi pues, se los puede reconocerpor sus colores de birrefiingencia,gris o blanco; las plagioclasas próximas a la anortita presentanun color amarillento en una lámina con espesor n.rmal. casi todos los f'eldespatostienen dos buenasexfbliacionesy, en algunas láminas,pueden aparecerperpendiculares. En las muestrasmacroscópicas,con una lupa, la presenciade la exfoliación permite distinguir al feldespatodel cuarzo,pueseste último carecede dicha exfoliación'Muchasplagioclasas presentan maclasmúltiples,polisintéticas, con lanrelasque, frecLrentemente, pueden ser observadascon la lupa en las rocas granudasde grano grueso, en ntueslrilde mano.
Feldespatos I-os f'eldespatosson los mineralesmás fiecuentesed las rocas de la cortezaterrestrey rtlcalittoscuyas composicionesvarían entre la de la comprendendos series:los f'eldespatos ortosa (KAlSi.O,) y la albita (NaAlsi.o,), y los feldespatosplagioclosns,que fbrman una seriecontinuacuya composiciónvaría entre la albita (NaAlSi.O*)y la anortita(CaAl,Si,O'). Ccrmola albita forrna el término finalo ¡tolo de las dos series,las composicionesde los f'elpor un triángr.rlocuyos ángulosson tres polos indicadospor despatospuedenrepreseritarse las abreviaturasOr (ortosa),Ab (albita) y An (anortita)(49). La serie de las plagioclasascomprende6 términos con las composicionessiguientes: 0-10 7o An Albita: Oligoclasa: l0-30 7o An Andesina: 30-50 7o An Labradorita: 50-'70a/oAn Bytownita: iO-90 % An 90-100 a/oAn Anortita:
49
La composiciónde las plagioclasasse indicahabitualmentesegúnel porcentajede los poios antesindicados(Ab-An); por ejemplo, An,,.Ab..,o simplementeAn,,..Todas las plagioclasascontienenuna cantidadpequeñade feldespatopotásico(habitualmentemenosdel 5 7o) cálcico(rrenosdel 5 o/c);así, y torloslos f'eldespatos alcalinoscontienenun poco de f'eldespato en 49, las composicionesse indicanen una bandatriangularmejor que en ttn segmento. En la serie de los feldespatosalcalinos (con abundanteproporción de potasio,49), solamente se han definido nombresespecíficospara los términos finales, pues es difícil determinar (segúncriterios ópticos) las composicionesde los términos intermedios.Ademíts, estosúltimos suelenpresentardesmezclaa baja temperatura(la solución sólidaen estostérminos intermedioses establesólo a alta temperatura),generandoentrecrecimientosde dos feldespatos,las pertitas (53) o micropertitcts,segúncuál sea la dimensión de estos entre-
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crecimientos. La presenciade feldespatoses esencialpara clasificar las rocas ígneas;así pttes,es deseabledeterminarlosy también sus proporcionesrelativas.Cuando una plagioclasase identifica, es útil determinarsu composiciónsegúncriterios ópticos.En las rocasmetamórficas, la composiciónde las plagioclasaspuede indicar el grado de metamorfismo. El adhesivoempleadopara prepararlas láminas delgadastiene un índice de refiacción próximo a 1,54.La albita y otros feldespatosalcalinostienen índicesde refraccitininf'eriores a este valor. La oligoclasatiene índicespróximos a 1,54, pero las plagioclasasmás Iicas en calcio tienen índices de refracción más altos. Así pues, examinandoel borde de la lámina, o los huecosde la lámina,cuandoun f'eldespatoestácontiguo al adhesivode la preparación,podemosemplearel método de la línea de Becke (v. pá9. 20) para deterrninar,según los índices de refracción, si se trata cle una plagioclasao de un f'eldespatoalcalino.
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Seriede los feldespatos alcalinos
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49 Diagrama triangular que muestra la composiciónde los feldespatos alcalinosy plagioclasas,según las proporcionesde los tres po_ los: anorrita(An), albita (Ab) y orrosa(Or).
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Sanidina
Sanidina (K, Na)AlSi.O, Los feldespatossódico-potásicosforman una serie de solución sólida a temperaturas elevadas,pero a temperaturas'inf'eriores a los 700 oC, tiendena separarse-decmezclarseen unidades,de dimensionesvariables,con composicionesque correspondena los términos extremosde la serie,es decir, ricas en potasio (Or) y en sodio (Ab), generandopertitasen sus diferentesvariedades. Los feldespatosalcalinos de rocas volcánicasson, habitualmente,sanidinas;las fbtografías 50 y 51 muestran cristalesprismáticos de sanidina en una pasta microlítica. La orientaciónpreferentede los cristalessugiereque han sido transportadosen un magma todavía fluido previo a su solidificación.Los cristalespresentancierta altelacióny, de manera fi'ecuente,una macla simple. El hábito prismático,así como la macla simpie son característicosde Ia sanidina.No es fácil determinarla composiciónde un feldespatoalcalino según criterios ópticos; no obstante,las sanidinasricas en potasioson más frecuentesque las sanidinasricasen sodio. La ofiosa es un feldespatopotásicono maclado,o con una macla simple, común en las rocasgraníticas.Como no se puededistinguir con f'acilidadla ortosa de la sanidinase tiende a restringir el uso del término ortr¡stt al.polo potásicode la serie de los f'eldespatos alcalinos.
50
Cristalesprismáticosclesanidina,vistosen LpNA (x l3),
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Cristalesprismáticosde sanidina,vistosen LpA (x I3).
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52
53 L
Microclina
Microclina KAlSi3O8 Respectoa la sanidina,cuya fórmula química implica la existenciade sustituciónde potasio por sodio, la fórmula de la microclina indica que se trata de un mineral potásico'con muy poco sodio. En la fotografía52,la microclina ocupa la mayor parte del campo visual. Su macla cuadr.icular,en parrilla -<¡¡¿sl¿ de tartán>-, es muy característicay, normalmente,basta para identificarla.No hemos incluido la fotografía en LPNA cuyo único interésserá mosiral su relieve'bajo. Entre l0 y 25 mm debajo del borde superiorde la fotografía en LPA se ve rrn entrecrecintientode cuarzoy plagioclasaque se denominamirmequita. En la fotggrafía 53 se observauna pertita en la microclina. Las pertitas,con forma de estánformadasde albita (NaAlSi.O*) y las partescon r.cnillasorientadassubdiagtrnalmente. (KAlSi.Or). Probablemente,estecristal se formó en soaspectodc re.jillason tle nricroclina (albita se han separado(desmezclaa baja y microclina) dos rninerales l9s sóli¿r I¡cirin ¡, terrperatura),con posterioridad,para fbrmar esta interyenetraciónpefiítica'
52
Microclina, vista en LPA (x 16).
53
Pertitaen microclina, vista en LPA (x 40)
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Plagioclasa
Plagioclasa NaAlSi.,Or-CaAl2SirO, rnuestrancasi siempremaclasmúltiples del grupo cle las plagiocl¡ls¿rs Los f'eldespatos y clarasen los clistalesobserpolisintéticas, que se apreciancourobandasalternasoscr-ll'as vadcrscon nicolescruzados.La rnaclapolisintéticamás ll'ecuente(no la única) esla ntucla exlbliación per'lec¿leler all'¡itu'.en este caso,las larnelasse disponenparalelamentea r"rn¿r ta. Las fbtografías54-56 ilustranun cristalde plagioclasamaclado;en un¿rde ellas se ve buenaexfoliación dispuestaparalclamentea lns bordesclela fotografía 54; los nicoles (polarizadoles)estírncruzaclosy dispuestosparalelarnentea los bordes de las firtografías.La rotaciónde la platinadel microscopioen una direccitinprovoc¿lla extinciónde un ct'njunLa rcfaci(rnen dirccciónopuestaprovoc¿lla extincirindel otro conkr de lamelas(cristales). En la maclade ley albita,algunaslamelasson imigcnes de l¿rmelas. .juntocomplementario (sin tener,necesat'iamente. igr-ral anchura)aunqueel de las larlelasadyacentes especulares írn-vulode extinción en una dilección sea exactamenteigual al de la otra dilccción cu¿rnclo a la exfbliaci(rn.Si el corte no es exactamente el cristal estírcortacloperpendicr-rlarmente perpendicular a la exlirliación,los írnguloscleextinci(rn.a amboslados.sólo difierenentre en este caso se loma srr valor prornedio.Se del'ine así cl áttgulo de c.tsí algunos,uraclos: ¡int ititt tlt' Iutrt aon(t .tiutL'trictt.
55
Plagioclasa rraclada.visraen LPA (x l6).
56
Plagioclasa maclada.visrr en LPA (x l6)
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54
rnaclacla. visia en LPA (x l6) Pla-uioclasa
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51
Plagioqlasa Existen dos métodosde aplicación de la medida del ángulo de extinción en zonas sr¡nétricasde plagioclasas: . El más simple consisteen encontrarun cristal cortadope|pendicularrnente, no sólo respecto a una dirección de exfbliación sino a las dos direcciones.Esta exfbliación es subpacomo una línea en zig-zag, ya ralela al borde izquierdo de la fixografía 54 donde ap¿lrece que las dos exfoliacionesno forman un ángulo recto, sino de92", aproximadamente,entre sí. Por ejernplo,Ios ángulosde extinción medidos en las fotografías55 y 56 son de 28"; la composiciónde este cristal puede obtenersea partir del diagramaque relacionael ángulo de extinción en las seccionesperpendicularesal eje cristalográficox (58). En este caso, la plagioclasatiene una composiciónpróxima a una labradoritaAn.-. . El segundométodo se errplea en el cast'r,más general,de no encontraruna secciónperpendiculara las dos exfoliaciones;se emplea entoncesel ángulo de extinción nttixitn¿¡en las zonas simétricas.Se mide habitualmenteel ángulo de extinción de seis cr:istalesal menos para obtener la composiciónde la plagioclasaa partir de una curva que relaciona la composiciírnquímica (en abscisas)con el ángulo de extinción máximo obtenido (en ordenadas.58). En la fbtografía57 se observaun f'enocristalde plagioclasaen una lava: comprendedos partesasociadaspor una macla simple. Cada parte presenta,a su vez, maclaspolisintéticas. La parte superiormuestrauna zonación,puestade manifiestopor la valiación del color gris de interferencia,lo que indica una posición de extinción dif'erenteen las diversaszonasdel cristal.La zonaciónno se apreciaen la mitad inf'eriordel cristal, ya que presentauna orientación dif'erentey no puedemostrarcoloresdiferentesde interferencia,tan matizadoscomo los de la oarte suoelior.
58 90" B0' 70" c .o
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40' 30' 20" M á tmo '10. 0'
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10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 porcenta¡ede anortita An
58 Diagl'amaque muestrala relaci
,es válida para seccionesperpendicularess
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Fenocristalde plagioclasazonadoen una lava, vista en LPA (x l5)
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Nefelina
Nefelina NaAlSiO, los l-eldespaL¿ine1élinaes un r.nineral del grLrpode los leldespatoides. Quírric¿rmente. pelo cou Llncontcnidomenor en sílice.La fórmr.rla toidesson sinlilaresa los f'eldespatos, naturalescontienenalgo de potasio.La arribaindicadaes teórica.puestodaslas nef'elinas más fl'ecuentesy su presenciainclicaque la roca c¡ue nel'elinaes uno de los f'eldespatoicles la contienc s lieaen liicirlis. en LlnitpastunriEn las lirtografías59 y 60 los f'enoclistalesde nefelinaestándispr.restos o, a veces,hexagonal.El cristalen cl clolítica.Los cristalcstienenuna tirrma rectan-eular /rngLrloinf'eriorizquierdo de la fbtografía es palte de un cristal hexagonalroto y el clistal sitr-rado an'iba.a la derechadel centro,es talrbién hexagonal.Estasscccioneshexagonalcs se observancasi negras,entre nicolescruzados.clcbidcla la orientaci(rnde la seccitin.N. ¿1c1 T. Lu nefelirtue.sun ntitrcral tutiú.ri<'ol por tutlÍo Íiene unu set'ciótt,perpertdi
59
Fenoclistalesde nefelina en luz plano-polarizacla, vistos en LpNA (x l l )
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Fenocristales clenef'elina.vistosen LPA (x 1I ).
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Calcita
Calcita CaCO. La calcita es el principal mineral constituyentede las calizas.Las calizaspuedencontener dolomita, CaMg(CO.),, pero su origen sueleestaf en un reemplazamientode la calcita original. La calcita se presentaen numerosasrocas metamótficasy es el principal mineral clelos mármoles.También se la encuentraen algunasrocasígneasy es el principal componentedel grupo de las carbona¡lras.Muchos métodospuedenemplearsepara distinguir ia dolomita de la calcita; mencionaremosen estecaso solamenteel test químico mís clásico (consultarel Apéndice 12), por el cual la calcita se disuelvecon efervescenciaen ácido clorhídrico diluido, mientrasque para la dolomita esta reacciónes mucho más lenta, salvo que dicho ácido se caliente. Los mineralescarbonatadostienen todos una birrefringenciamuy elevada,por 1o cual en 18, sino coioracionespasno presentancoloresde interferenciacomo los representados tel y coloresbrillantesirisados(la superposiciónde un número elevadode retrasos,genera ptácticamenteluz blanca). Su fuerte birrefringenciatambién es responsabledel cambio de su relieve -pleocroísmo de relieve- cuando se gira la piatina del microscopioo del polarizador. En la fotografía 62, el polarizadorha sido girado 90' Iespectoa la fotografía 61: cada cristal parecedil-erenteen las dos fotografías.Las exfoliacionesy las maclas son netamentevisibles. En Ia fotografía 63 se observanlos colores de birrefiingenciapastel.Un cristal maclado, en el ángulo inferior derecho,muestraalgunaslamelasextinguidasy casi negras.
+> 62 calcita, vista en LPNA; el filtro polarizadorse ha girado 90' respectoa 61, para mostrar el pleocroísmode relieve (x 35).
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Calcita, vista en LPNA (x 35)
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Calcita, vista en LPA (x 35)
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Granate
Granate (Fe,Mg)rAl2Si3O,2 Esta composiciónquímica, muy simplificada,es aproximadamentela que corresponde al granatede tipo almandino.(En el Apéntlice 5 se índican detalles de su contposición.) El granatees un mineral común en rnuchasrocas metamórficas.Presentaun color rojo o pardo-rojizoen muestrade mano, pero es normalmenteincoloro en lámina delgada,a veces rojo pálido o pardo. Debido a su fuerte índice de lefracción y su car'ácterisótropo es de fácil identificación,por lo general,en lámina delgada.Tiende a formar cristalesidiomorfos que, no obstante,puedenpresentarnumerosasinclusionesde otros minerales. Algunas composicionesquímicas de los granatesindican su formación a alta presión, mientrasque otros granateshan podido folmarse a presionesrelativamentebajas,pr'óximas a las de la superticieterrestre.No hay un método óptico simple para determinarla especie del granate;incluso su índice de refracciónes difícil de medir, ya que son difíciles de obtener líquidos de comparacióncon índice de refiacción alto. Los crist¿ilesrepresentados en las fotografías64 y 65 son cristalesidiomorfos en una roca metamórfica.Su fuerte relieve y su carácterisótropo son claramenteapreciables.
64
cristales idiomorfos cregranateen una roca metamórfica,vistos en
LPNA (x l6)
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Cristalesidiomorfos de g'anateen una roca metamóúrca, vist.s en LpA (x l6)
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65
Las rocas ígneas esL'ánformadas por solidificación de un líquido, normalmente silicatado, al que se denomina magma. Cuando el magma se enfiía lentamente a cierta profundidad de la corteza terrestre, los cristales tienen tiempo de crecer y formar cristales grandes. Las rocas que cristalizan en macizos grandesa profundidades de algunos kilómetros forman masas a las que se llarna pluton¿s y sus rocas se denominan p/atónicas. Cuando el magma es emitido por un volcán o a través de una fractura cortical, se enfiía más rápidamente y la roca así formada contiene cristales pequeños o vidrio. Se habla, en este caso, de rocas extrusivas o volcánicas. Las rocas que consolidan en diques o sills comprenden una tercera categoía y se denominan intrusíones menores o rocas hipovolcónicas que, en general, son de gmno medio -rocas microgranudas-. Hay diferencias considerables en las rocas ígneas; la función del petrógrafo es comprender las causas de esta diversidad y determinar las relaciones entre las diversas rocas y respecto a los ambientes geológicos donde aquéllas se forman. Para describir una roca es deseabledisponer de un sistema de clasificación y dar nombres específicos a cada categoría de rocas. Ya hemos hecho una primera división, considerandolas conüciones en las que se han for¡nado las rocas. Hay nombres específicos para rocas plutónicas, volciínicas e hipovolcánicas; los nombres de las rocas hipovolciínicas se emplean en raras ocasiones,excepto el término de dolerita (o diabasa en Estados Unidos) para designar uRa roca filoniana formada a partir de un magma basáltico. En la actualidad, una roca plutónica designa aquélla con cristales gmndes y tamaño de grano superior a 5 mm; las rocas microgranudas compuestaspor cristales de tamaño medio (l-5 mm) incorporan el prefijo <> al nombre de la roca plutónica correspondiente;por ejemplo, microgranito; las rocas de grano fino (0,05-l mm) son, por lo general, rocas volcánicas microlíticas. Así, un borde enfriado de una masa de gabro, con una cristalinidad muy fina, podría describirse como un basalto. Para clasificar las rocas ígneas, se puede emplear un criterio mineralógico o un criterio basado en la composición qulmica. El criterio mineralógico es el más sencillo para las rocas plutónicas cuyos minerales pueden identificarse, a simple vista o con una lupa, en las muestras macroscópicasy precis#su composición en lámina delgada estudiada al microscopio. En rocas de cristales muy pequeñosy para el caso de rocas vítreas, puede preferirse la clasificación basadaen la composición química, aunque dicha clasificación impone realizar un análisis químico, con una instrumentación sofisticada, implica un coste y el tratamiento posterior de los datos químicos.
Rocas ígneas En este caso se emplea una clasificaciónmineralógicabasadaen el contenidode cuary zo feldespatode una roca segúnlos cuatro criterios siguientes: si el cuarzo su. El primero es la saturaciónen sílice de la roca: la roca es sobresaturada pera el 10 7o tJel volumen de la roca y será subsaturadasi, por el contrario, contienemás del l0 Vode fel
Saturación Porcentaje de plagioclasa en el total de feldespatos Srn <10% 10-35 % 35-65 % 65-90 % > 90 o/" feldespafos esenciales Sobresaturada Granito Cuarzomayordel alcalino* 10 % de la roca Riolitaalcalina
Granito* Riol¡ta-
Granodiorita*
Tonalita Dacita
Riodacita Plag, Ca Añ.0
Saturada Sienita M e n o sd e l 1 0 % alcalina de cuarzo.Si no Traquita nay cuarzo, alcalina m e n o sd e l 1 0 % de feldespato¡des
Sienita Traquita
Monzon¡ta MonzoLatita diorita
Diorita* Dunita Andesita* PeridoA n < 5 0 % tita*
andes¡la
Piroxenita
Plagioclasacon An<50 yo
Monzogabro
Gabro. Basalto-
Plagioclasacon An>50 %
nocristales). Los grupos de la tabla I representan,en la práctica,una agrupaciónaltificial, pues, de hecho,las rocas realesmuestranuna transicióngradualentre las categoríaspreestabiecidas. Una roca con porcentajesmineralógicosdeterminados,que se proyectepróxima a un límite entre dos campos de la clasificación,puede clasificarse,correctamente,tanto con uno como con otro término. Las denominacionesempleadasfrecuentementepara describir el color de las rocas son: oscuro,medio y claro. N. del T. Los preJijos de origen griego mela-, para las rocos oscuras, 1, leuco-, pctrctlas rocctsclaras, sotl tunbién de usofrecuente; p. ej., leucogabro = gabro tle color claro.En las rocasplutónicas(con cristalesgrandes)hay cierta correspondencia entre las denominacionesque hacen referenciaal color y las que indican el contenido en sílice (SiO,) de la roca, según su análisis químico. Se habla, por lo tanto, de rocas ¿rltrctbósicas,básicas,intem'tediosy ócidas. Una roca ultrabásicaes aquélla cuyo contenido en SiO, es inf'erioral 45 7a: serábásicasi la sílice está comprendidaentre el 45 y e\ 52 Vo; la intermedia implica un intervalo del 52 al 66 Eoy cuandola sílice supere el 66 Vo será ácida. Las rocas ultrabásicasy básicasson habitualmenteoscu¡as(melanocráticas)y, por el contrario,las ácidasson claras(leucocráticas).El adjetivo alcalíno es frecuenteen geoquímica y hace referenciaa aquellasrocas más ricas en álcalis (Na,K) que otrasrocasmás frecuentescon igual contenidoen sílice (SiO,).
Subsaturada Sin cuarzo.Los fe¡despatoides representanmás .10 del % de la roca.
Sienita nefelínica* Fonolita.
Esexxita
Teralita Tefrita
TcLblaI Clasificaciónde las rocas ígneas,basadaen la saturaciónen sílice y el porcentaje de plagioclasaen el total de feldespatos.Los términosempleadospu.u .o.uri. grano grue_ so, plutónicas,se expresanen negrita,mientrasque los términosóorrespondientes a las rocas de grano fino. volcdnicas.se expresanen fina. Los tipos de rocasmás comunes, rlustradosen este atlas, se han indicado con un asterisco. o
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Es necesarioresaltarque estostérminos no se emplean en el sentido químico clásico puesto que una roca rica en álcalis puede conteneruna proporción alta de sior; según su significadogeológico,dicha roca puede ser, al mismo tiempo, áciday alcarina. Muchas rocas ígneasno son fácilmenteclasificablespor este método; es el caso de Ios lamprófidos.Este grupo de rocasforma filones o diquesintrusivosy se caracte¡za por presentar f'enocristalesde un mineral ferromagnesiano(biotita, hornblenda o augita) en una matriz que contienecomúnmentefeldespato(alcalinoo plagioclasa)con frecuencia muy alterado,o en algunoscasos,un feldespatoide.La calcita es un mineral frecuenteen la matriz y procede,probablemente,de una alteración,aunqueesto último no esté admitido por todos los petrólogos.
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Peridotita
Peridotita y una pequeñaproporciónde plaEsta roca estáconstituiclapor olivino y clinopiroxeno, olivino y el piroxeno; esto es al del sioclasa.El relieve de la plagioclasaes bajo respecto LPNA' patente en la fotografía 66 en resultandoincluidos en los crisLos cristalesde olivrno son pequeñosy redondeados, textura poiquilítica' Los denomina se tales de clinoptroxeno mayores; este tipo de textura 66 (en LPNA) defbtografía la en patentes más son sectoreso.rrpudo, por el ciinopiroxeno de el lado derecho esta fotografía se ¡i¿o ut .otoi parOoOetpi.or"no en lámina delgada; en distingueun piroxeno de gran dimensión'
66
Peridotita,vista en LPNA. Origen de Ia muestra:islas Shiant,Escocia,Gran Bretaña(x 9)
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Peridotita,vista en LPA. Origen de la muestra:islas Shiant, Escocia, Gran Bretaña (x 9).
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Basalto olivínico
Basalto olivínico de Esta roca basálticacontienemás olivino que ia mayoríade los basaltos.Los cristales y son de tamañomedianoy grandecon fbrma irregular observablesen las firtografías68 69 y olivino' olivino y estánrodeadospor una pastamicrolítica de plagioclasa,clinopiroxeno por fracturas y afectados están variables muy climensiones toman de olivino Los cristales características. Los cristalesde olivino pueden ser cortadosen la lámina delgadasegúnorientaciones que varían del muy diversas,lo que está registradopor cliversoscoloresde birrefringencia orden blanco (cristal a la izquierda del centro cle la fbtografía 69) al amarillo de segundo icristalsituadodebajodel anterior). Obsérveseque, en algunaspartesde la fbtoglafía, los cristalespequeñosde plagioclasa magtabular tienen una orientaciónpref'erente,sin duda alguna,debida al movimiento del ma previo a su solidificación.
68 Basalto olivínico, visto en LPNA. Origen de la muestra:isla de Ubekendt,Gr-oenlandia (x 9).
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69 Basaltoolivínico, visto en LPA. Origen de 1amuestra:isla de Ubekendt.Groenlandia (x 9).
Basalto
Basalto En la fotografía 70, con pocos aumentos, se observa la textura de grano fino del basalto con microfenocristales de plagioclasa (en el centro del borde superior de la fotografía), de olivino (colores de interferencia rojo y naranja) y de piroxeno (colores de interferencia amarillo-pardo).La pastamicrolítica está formada por mineralesigualescon unos cristales casi rectangularesde un mineral opaco que, en este caso,es magnetita(Fe.O"). Las fotografías7l y 72 son una ampliación de igual lámina. El c¡istal con color de interferenciaazul es un olivino; los cristalesparduscoscon exfoliación son piroxenos y los cristalesde magnetita,siemprenegros,al ser opacos,se identifican con facilidad en la fotografía 71 con LPNA. La plagioclasamuestra un relieve alto respectoal adhesivode la preparación,por lo cual debe tratarse de una plagioclasa cálcica.
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Basalto,visto en LPNA. Orieen de la muestra:Hualalai. Hawai lx 50)
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Basalto,visto en LPA. Origen de la muestra:Hualalai, Hawai (x 50)
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Basalto,visto en LPA. Origen de la muestra:Hualalai, Hawai (x 11).
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Doleritaalcalina
Dolerita alcalina Las fbtografías73 y 74 se han tomado con unos aumentosmayoresa los de las otras fotografíasde este Atlas. Esta dolerita es una roca hipovolcánica,de composiciónbasáltica, fbrmada esencialmentepol olivino, piroxeno y plagioclasa.El cristal grandeen el centro de la fotografía es un clinopiroxeno; incluye varios cristalestabularesde plagioclasa. Esta texturaes característicade estetipo de roca y se denominatextura ofítica (aunquepuede presentar,además,otras texturas).Aunque el olivino no se observebien en el campo de esta fotografía se distinguen,sin embargo,algunoscristalesde olivino en su ángulo derecho superiorque presentanunos coloresde interferenciade primer orden debido a la orientación de sus secciones. Esta roca ha sido clasificadacomo una dolerita alcalina,ya que, ademásde los tres mies un mineral sódico neralescitados,contieneanalcima.La analcima-Na[AlSirO.]HrOque ha cristalizadointersticialmenteentre las plagioclasas.Tiene un índice de refraccióninferior al del adhesivode la preparacióny por este motivo la plagioclasacálcica apareceen relieve cuando estájunto a la analcima (v. el sectorjusto a la izquierda del cristal grande de piroxeno visible en el centro de la fotografía). En Norteamérica se prefiere el término diabasa al europeo de dolerita. N. del T. En la literatura geológictt españolcLy .francesa es tan J'recuente,como incr¡rrecto, Ia denominación de ffias a las doleritas de aJinidad alcalina; con este térmfuo fueron designadas inicíalmente sólo las doleritas pirenaicas t'u¡'a afinidad nmgmáticu es únicunente toleítica; si se desea conservar este térm¡no de ámbitr¡ regional debe respetarse,estríctamente,su composick'tnprecisa y evitar la generalizacióna rocctsde origen distinto.
73 Dolerita alcalina, vista en LPNA. Origen de la muestra:islas Shiant, Escocia,Gran Breraña(x 26).
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Dolerita alcalina,vista en LpA s 74 taña (x 26).
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Origen de la muestra:islas Shiant,Escocia,Gran Bre-
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Gabro con olivino
Gabro con oliYino Los mineralesesencialesdel gabro son el clinopiroxeno y la plagioclasacálcica, con composiciónde labradoritao incluso más cálcica. El gabro visible en las fbtografías75 y 76 está formado por olivino, ademásde los dos mineralesindicados.Los piroxenos presentanun color pardo en LPNA (75) y la mayoría de sus cristalespresentanuna o dos exfoliaciones.Los olivinos estánmenos coloreadosy están atravesadospor fracturasirregulares.Un cristal de olivino, en forma de diamante.con colores de interferenciaamarillo y verde,se ve en el centro del lateral derechode la fotografía76 en LPA. Los olivinos tienen coloresde interl'erenciamás altos que los piroxenos. Los cristalesde plagioclasapresentanuna orientaciónpreferenteen estaroca, debido al movimiento del magma o bien por sedimentaciónde tales cristales,de morfblogía aplanada, bajo el ef'ectode la gravedad.
75 Gabro con olivino, visto en LPNA Origen de la muest¡a:Ardnamu¡chan,Escocia, Gran Bretaña(x 9).
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76 Gabro con olivino, visto en LPA. origen de la muestra:Ardnamurchan,Escocia,Gran Bretaña(x 9).
79
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Gabro El gabro representadoen las fotografías77 y 78 es menos rico en olivino que el de las fotografías 75 y 76. No obstante,en el ángulo supelior izquierdo de la fotografía 77 (LPNA), justo en el mismo borde, se distingueun cristal de olivino que, en LPA, fotografía 78, se observacasi negro ya que está orientadocasi en su posición de extinción. En el ángulo inferior derechode las mismas fotografíasse observaun cristal pequeñode olivino -cs¡ f¡¿gf¡¡¿sinternas- rodeadopor piroxenosde tamaño mayor. La mayor parte de la fotografíaestáocupadapor plagioclasa,maclada,y por clinopiroxeno.A partir de medidas del ángulo de extinción, la composiciónde la plagioclasaes próxima a An,,,,esto es, una composicióncomprendidaentre la labradoritay la bytownita. La tonalidad amarillentaindica que la plágioclasaes bastantecálcica o bien que la lámina tiene un espesorsuperioral estándar. El clinopiroxenopresentados rasgosinteresantesque hay que comentar.El color de birrefringenciade algunoscristalesvaría en su borde externo,lo que muestraun cambio en su composición(esteaspectoes manifiesto en el cristal próximo al borde inf'erior izquierdo de la fotografía 78; tal cambio composicionaisuele afectar un enriquecimientoen Fe -o Ti- con un empobrecimiento,proporcional,en Mg, siendo constantela fórmula estructural;estoscambios son muy patentesen los cristaleszonados).En algunoscristalesse obse¡vauna fina estructurade lamelaso laminillas internas.Se debe a la evolución de un piroxeno pobre en Ca a partir de un piroxeno huéspedmuy cálcico (v. pág. 38). Estas laminillas o lamelas son visibles, con detalle, en algunos cristalesde la fotografía 78 y requieren ser estudiadoscon aumentosmayores.Finalmente,a la izquierda del centro de la fotografía78 puede observarseun piroxeno coloreadoen pardo-rojizoa un lado de su macla simole v de amarillo en su otra Darte.
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Gabro, visto en LPNA. Origen de la muestra:Nueva Caleclonia(x ll).
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Gabro,visto en LPA. Origende la muestra:NuevaCaledonia(x ll).
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Andesita
Andesita EnlasfotografíasTgyS0seobservan,especialmente,microfenocristalesdedosminerales(plagiocla-sayhornblenda)enunapastamicrolíticaformada,enparte,pormicrocrisson límpidos en la fotografía 79 tales de plagioclasas.Los microfenocristales de plagioclasa colores de interferencia del presentan que verse (LPA) puede lieN4l; erila fotografía 80 aproximada puede composición Su definido. bien polisintético gris al blanco y un maclado una composición toma caso, este y, en evaluarsesegún la medida de su ángulo de extinción marcada' bien zonación una verse de andesina.En diversos cristales puede Loscristalespardossondeanfíbolconcomposicióndehornblenda(estacomposición análisispor microsondaelectrónicala no ha sido obtenidapor métodosópticos, siendolos precisa). En 79 (LPNA) pueden composición una metodología más fiecuente pof aportar en LPA (80) presentancolores que incoloro, pi.o*"no, á" p.qráño, verse alsunos cristales el centro del borde superior' en Uno de estos cristales, visible ;; t"i.J.r.".i". ;;tffi;"r rojo' muestraun color de interferencia
79
Andesita,vista en LPNA. Origen de la muestra:Bolivia (x 9).
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Andesita,vista en LPA. Origen de la muestra:Bolivia (x 9)
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Diorita
Diorita roca e125 7o (en una inspecciónde la fotografía 81 (LPNA) permite estimar para esta y eI 75% de mineray piroxenos) (biotita melanocratas o or.uro. minerales dé volumen) facilidad por su color les claros, principalmenteplagioclasas.La biotita se identifica con de piroxenos(ortipos dos identificar podemos Además, pardo y exfoliacibn característica. ortoptroxenosmuesbirrefringencia;los por su distinguibles y clinopiroxenos) iopiro*.no. recta, reconociblegitran colores cle interferenciade priner orden (ademásde extinción -con extinción oblicuaclinopiroxenos los mientras rando la platina del microscopiá) (82' en LPA)' adoptanctlores de interferenciade primer y segundoorden coloreadoen A la izquiercladei centro de la fotografía se ve un cristal de ortopiroxeno' de.clinopiroxeno pequeño cristal un justo hay inferior borde su en gris de priÁer orden y bien de 1asplaIolor"oáo en azul y rojo. Los cristalescle cuarzo, 1ímpidos,se clistinguen de cuarque cfistales los puede verse 3L gioclasascon maclaspolisintéticas;en la fotografía identificación que su por 1o intersticiales, posiciones las y ocupan zo son escasos,pequeños y un desaffollo prises difícil en la fotografía.Las plagioclasas,con maclaspolisintéticas al cuarzo y, en este mayoles algo mático, estánzonadasy presentaníndices de refiacción andesina. caso.su composiciónes de
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Diorita. vista en LPNA. origen de la muestra:comrie, Escocia,Gran Bretaña(x I 1)
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Diorita, vista en LPA. origen de la muestra:comrie, Escocia,Gran Bretaña (x ll)
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Granodiorita
Granodiorita En el borde supeEn estaroca, los mineralescoloreadosson la biotita y la hornblenda. pardo oscuro color por su identilicable biotita de cristal un destaca 83 rior
83 Granodiorita,vista en LPNA. origen de la muestraMoor of Rannoch,Escocia,Gran Bretaña(x 11).
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Granodiorita,vista en LPA. Origen de la muestra:Moor of Rannoch,Escocia,Gran Bretaña(x 11).
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Riolita
Riolita Estaroca(85-86)Constadefenocl.istalesdefeldespatoenunapastamicrolíticaconun de felclespatoalcaiino'Las fisuras aito porcentajede vidrio y nunlelososcristalespequeños delimítadaspor fisuras cttr' (o vítreas concéntricasen la pastason fisurastrterlíticas ¡terlns brusco de la lava' enfriamiento por un forma se geometría esta r,as) visibles en LPNA; clifícil, a vefesulta vítreas; Los fenocristalespresentan,en su mayol parte,inclusiones la macla es Si plagioclasa una o alcalino ces, determinarsi un i-enocristales un ¡elclespato En la plagioclasa' una a corresponde polisintética es y cuando simple, se trata de sani¿ina quíanálisis un realizar necesario clecuarzo y, pol tanto. es fotografÍa no hay f-enocristales riolita' una de trata que se mico de la roca, para asegurarsede de clinopiAdernásde los fenociistalesde f'eldespato,también hay microf'enocristales (85 y dispersos verse pueden y roxeno que presentancolores brillantes de birrefl'ingencia f'eldespatos' de 86) bien en la pastao junto a microfenocristales
85
Riolita, vista en LPNA. Origen de la muest¡a:Eigg, Escocia,Gran Bretaña(x ll).
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Riolita, vista en LPA. Origen de la muestra:Eigg, Escocia,Gran Bretaña(x l l )
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Microgranito
Microgranito La roca ilustrada en las fotografías 87 y 88 contiene muy pocos minerales oscuros (ferromagnesianos)y está formada, sobre todo, por feldespatos alcalinos y cuarzo. El feldespato alcalino está muy alterado y coloreado en tonos pardo-amarillentos en LPNA (87), mientras que el cuarzo es límpido. El entrecrecimiento del feldespato alcalino y el cuarzo es, probablemente,resultado de la cristalización simultánea de estos dos minerales; a este tipo de textura se Ie denomina textura granofídica. El mineral ferromagnesiano,totalmente alterado, no puede identificarse en estas fotosrafías.
87 Microgranito, visto en LPNA. Origen de la muestra:isla de Skye, Escocia,Gran Bre_
taña (x 20).
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Microgranito, visto en LpA. origen de la muestra:isra de skye, Escocia, Gran Bretaña (x 20).
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Granito
Granito En las closfbtografíasen LPNA (89-90) se puede apreciarel pleocroísmode las biotialcalinos(ortosay microclina) y plagioclasa,pero los f'elt¿rs.l-a roca contienef'eldespatos alcalinosson más abundantes.Las plagioclasas(zonadasy con maclaspolisintéticlespatos (a sericita)que los feldespatosalcalinosy tienen un relieve ligeramás alter.adas está¡ casj alcalinos muestran,localmente,maclas en panilla (v' párnentemás alto. Los felciespatos gina 54) en el núcleo de los cristales,lo que es típico de la microclina. Los cristaleslímpidos son de cuarzo. Esta roca se ha elegido para testificar análisisquímicos, pues está lelativamentepoco y presentaun tamañode grano unifblrne. despuésde su trituración,se puedenobalter¿rda tener muchasnuestlas con igual cornposiciónque se envían a los divelsos laboratorioscle l n ú l i s i s .D r r i l\ u u \ o c o t ) t oe s t i n d l r .
90 Granito, visto en LPNA. El polarizadorha sido giraclog0" respectoa la posiciónen g9. Origen de la muestra:Westerly, Rhode Island, EstadosUniclos(x l2).
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+ 89 Granito visto en LPNA. Origen de la muestra:Westerly, Rhode Island, EstadosUnid o s( x 1 2 ) .
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9 l C r u n i t o ,r i s r oe n L P A Origen de la muestra:Westerly,Rhode Island, EstadosUnidos (x 12).
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Granito alcalino
Granito alcalino
92
En la fotografía 92, en LPNA, los feldespatosestánpoco alteradosy su relieve es débil, por lo cual, es difícil distinguirlosdel cuarzo.Los cristalescoloreadosen estaroca son, casi todos, anfíbolesalcalinos,con un pleocroísmomuy marcadoque varía del azul prusia al pardo oscuro.Los colores de interferenciade estos anfíbolesen la fotografía 93 (LPA) estánmodificadospor el color de absorciónen LPNA, por lo cual no podemosestimar stl birreiringenciu con exactitud. El cristal grande,con color de interferenciablanco, a la izquierdadel centro en la fotografía 93 es cuarzo, al igual que el cristal colindantede color gris. Los otros cristalesnegros también son de cuarzo,en posición de extinción. Los cristalesde cuarzocontieneninclusionesde albita y microclina; estosmineralestambién se presentanentre los cristalesde cuarzo;tienen índicesde refraccióninferioresal del cuarzoy sus maclaspermiten una correcta identificación.La micrclclinapresentala macla en parrilla típica y la albita, maclas polisintéticas.
92
Granito alcalino, visto en LPNA. Origen de la muestra:Jos,Nigeria (x 16.¡,
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Granito alcalino,visto en LPA. Origen de la muestra:Jos, Nigeria (x 16).
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Fonolita
Fonolita constaesenci¿rlmente de La tbnolitaes el equivalentevolcánicode la sienitanet'elínica; proporciónescasade piroxenoalcalino.Estaroca (94nef'elina, un feldespato alcalinoy r.rna 95) contienel'enocristalesidiomortbs de nefelina en una pastat.lenefelina y microlitos aliscle nefelina y piroxenospristonadosde feldespatosalcalinos,así conro microt'enclcrist¿iles Algunos cristalesde net'elinapresentanseccionesde tbrma rectanr¡áticos verdoso-pardos. -!¡ulary otros,hexagonal.Las scccioneshexagonalesaparecenneglaso casi neglasen la foque la tografía95 en LPA (correspondena seccionesperpendicularesal eje óptico). Pr.resto birrefringencil y los índicesde refiacción de la net'elinay el feldespatoson nruy semejanla nef'elinano tes, a vecesresultaclifícildistinguirlosaunqueexistenalguniisdif'erencias: no fbrma maclassimples tiene dos clireccionesde exfirliaciónperfectas,como ei f'elclespato, prisn-ráticas, y, además,tieneuna extinciónrectaen todaslas secciones mientrasque los f'eldespatosalcalinossírlotienenextinciónrectaen algunassecciones. En las rocas alcalinas,los piroxenosson, con fiecuencia,verdesy el color de los anfíboles(alcalinos)varíadel verde-azulal azul índigo oscuro.
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Fonolita,vista en LPNA. origen de la muestra:IslasComores,océanoÍndico (x')
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Fonolita,vista en LpA. origen de la muestra:Israscomores,océanoÍnaico (x 1l).
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Sienita nefelínica
Sienita nefelínica de feldespatoalcalino' muy Las fotografías 96 y 97 muestranfenocristalesprismáticos (96). La nefelina es otro mineral LPNA alterados,como lo indica su tonalidadparduscaen son de nefelina y de felroca dicha en fino más güno de principal de la roca. Los cristales son muy semejantes'1o que hace difíá.rpuiot las birrefringenciasde estosdos minerales que permiten identificar los fenocil, a veces,su distinción, f.ro t,uy otras características tienen geometríasprismáticas alcalinos feldespatos Los cristalesindividualesde esia roca. y . c o n f r e c u e n c i a . m a c l a s s i m p l e s . A u n q u e e s t o s c r i s r a | e s h a y a n s i d o . p r o bexoablemente.sanide feldespatomicropefiítico por la dina en su origen (v. pág. 52), en la actúalidadson potáslco' lución de un feldespatosódico y un feldespato observar: permlte aumentos mayores con 98 La fotografía .Lanefelina,claraeinalterada,enelánguloinferiorizquierdodelafotografía' .Algunosmineralesoscuros;setratadepiroxeno-verdoso-'alaizquierda,ybio-pardaa la derecha. tita es muy escasa'tal y como se La proporción de mlnerales oscuros (ferromagnesianos) aumentos' pocos con observaen la fotografía 96
97
Sienita nefelínica,vista en LPA. Origen de la muestra:Barona,Portugal (x 9)
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Sienita nefelínica,vista en LPNA. Origen de la muestra:Barona, Portugal (x 23).
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Ba¡ona, Portugal (x 9)' Sienita nefelínica, vista en LPNA. Origen de la muestra:
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Leucitita La leucita (KalSi,O.) es un feldespatoidey. por tanto. bastanterelacionadocon la nef'elina. Las fotogral'ías99. 100 y 101 representanuna roca volcánica que contienefenocristales de lerrcita.La leucititano es una roca fiecuentelsin embargo.corlo otrasroc¿rs con leucita,se selecciona en las colecciones de enseñanza porquemuestracristalesidiomorfbsmuy variadosy lo suficientementegrandespara ser identificadosen las muestrasd¿ r,i.r¿¿ rr macrosctipicasy se ptredeconflrmar posteriormentela identificación,mediantela correspondiente lán'rinadelgada.Sr.rpresenciaen un¿lroca indica que ésta es rica en potasirry. con i'ecuencia,pobre en sílice, por lo que no se encllentrael cuarzo (recr-rérdese que el cuarzo es un mineral incon'rpatiblecon los feldespatoides). La roca está constituidapor microf'enocrist¿rles de leucita y piroxeno en unl pasta microlítica formada por los mismos minerales.Con mayores allmentos, en la nlrsma roc¿r (101) se observamuy bien la macla cornplejac¡ue,junto con su bajísin'rabirrefringencia(es casi isótropa),ctracterizanla leucita.Algunos cristalesde piroxenotambiénestín maclados,como es el casodel cristalsituadoa la izquierdadel centroen la fbtografía100.
100 Leucitira.vistaen I_pA. Origen clela muesrr.a: Celebes.Indonesia(x I l).
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Leucitita,vistaen LPNA Origende h muestra:Clelebcs, Indonesia(x
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Leucilita.vistaen LpA. Ori-rren clc la nruestra:Cclcbes.Indonesia(x
33).
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Lamprófido
Lamprófido Este término designa un grupo de rocas filonianas que contienen fenocristales ferromagnesianosy una matriz de feldespatos alcalinos, plagioclasas y, en algunos casos, feldespatoides.El feldespato, con frecuencia, está muy alterado. Las fotografías 102 y 103 muestran un lamprófido con mica; el borde de algunos cristales de biotita es ligeramente más oscuro que su núcleo, con seguridad a causa de un cambio de composición por oxidación parcial del hierro. La plagioclasa de la matriz está muy alterada y toma una tonalidad pardusca algo más pálida que la que correspondea la biotita. Dado su bajo índice de refracción, su composición debe ser próxima a la albita. La calcita se presentaen proporción relativamente alta en los intersticios de la roca; los cristales límpidos, arriba y a la izquierda de la fotografía L02, son calcitas. Los cristales aciculares, con índice de refracción alto y birrefringencia débil, son apatitos (mineral de fosfato cálcico -Cq(POo). (OH,F,Cl)-, que es común en bastanteslamprófidos).
102 Lamprófido, visto en LPNA. origen de la muestra: Ross of Mull, Escocia, Gran B¡er a ñ a( x 1 1 ) .
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N. del T. El estudio de los diversos LampróJklospuede resultar difíciL a causa de su variedad müreralógica y tambíén por las descripciones algo inconpletas en bqslanles mqnuales no muy recíentes: sugerimos la consulta del manual lnmprophyres -Rock, I99ly el artículo tle Wolley et al (1996) reJerenciados en la bibLiograJía.
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103 Lamprófido, visto en LPA. origen de la muestra: Ross of Mull, Escocia, Gran Bretaña (x ll).
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Ignimbrita Una ignimbrita es una roca formada por la solidificación de fragmentos proyectados a alta temperaturapor una erupción de lava. Muchas rocas volcánicas ácidas interpretadasantiguamente como lavas son, de hecho, tras un estudio detallado, ignimbritas. La roca representadaen estecasocontienecristalesde cuarzoy plagioclasaen una matriz o pastade fragmentosvolcánicosvítreos.La fotografía 105, tomadaen LPA, es muy oscurapor la elevada proporción de vidrio -isótropoen la roca. Sometidos al peso del material suprayacente,los fragmentosvítreos,a alta temperatura,han sido soldadoscomo un conjunto,por lo cual en algunasocasionesse ha denominadoa este tipo de roca toba soldada.La cristalización parcial en lamaúiz puedeacontecerduranteel enfriamientode los materialesvolcanoclásticos superyuestos. En el borde izquierdo de la fotografía 104 tomada con LPNA, se observan fragmentos vítreos que han quedado orientados paralelamenteentre sí.
104 Ignimbrita, vista en LPNA. Origen de la muestra:zona volcánica de Taupo, isla del Norte, Nueva Zelanda (x l6).
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N. tlel T. El estudio en el campo ¡ ol tttitt'os<'opio de las igninúritas, conto el de lus rocus piro<'lósticas en ge tteral, tto es Ln tenq.fóc¡l ni, muchas teces, resultct asequible realí¿arlo con ejentplos tle ulídqd, por lo que la con sLtltude t?ttutttttlescliversos es imprescitdible t etiitu (oneter errores en Ltnosutlfo po(o sentill¡t cottto ésre. Sugerí mos ltt tonsulfu de lus
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105 Ignimbrita, vista en LPA. Origen de la muestra:zona volcánica de Tauoo. isla del Norte, Nueva Zelanda (x l6).
105
Capítulo 4
Rocassedimentarias Las rocas sedimentariascomprendendos grupos: . Las rocas detríticas terrígenas, formadas principalmente por fragmentos de rocas preexistentesy mineralestransportadosdesdesu fuente (origen) por un fluido (aire o agua) y depositados. . Las rocas formadas por precipitacíón a partir de una solución, bien por la acción de organismos,como es el caso de muchas calizas,o bien por una precipitacióndirecta, como es el caso de los depósitossalinos. La petrografía sedimentaria comprende, habitualmente, el estudio de los sedimentosal microscopio. Este estudio es importante pues, de forma frecuente, es el único método có modo para estudiar la mineralogía y la morfología de los componentesde los sedimentos constituidos en rocas. Puede revelar el origen de los fragmentos erosionadosde rocas detríticas terrígenasy arrojar alguna luz acercadel medio sedimentariode los carbonatos.Los estudios microscópicos son particularmenfe importantes para comprender las modificaciones posteriores a la sedimentación.Estos cambios, conocidos como diagénesls,engloban todas las modificacionesfísicasy químicasque se producenen el sedimentodurantela progresiva profundización en la pila sedimentaria,bajo el efecto del aumento de la presión de dichos sedimentos y por la circulación de fluidos en el sedimento.La diagénesispuede afectar intensamente la porosidad (porcentaje de espacios libres -porosen un volumen global de roca) y a la permeabilidad (capacidadde la roca para permitir el flujo de un fluido a su través).Esto es muy importanteen el estudiode acuíferosy almacenamientode hidrocarburos. En teoría,los estudiospetrológicosen sedimentosdeberíanintegrarsecon los datos de campo en los estudiosgeológicosde superficie,o con los datos de sondeoen los estudios del subsuelo,para elucidar de maneracompletalas características de la sedimentacióny los procesosposterioresen las secuenciassedimentarias.
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Rocas detríticas terrígenas Las rocas detríticas terrígenas se pueden dividir, en primer lugar, atendiendo a su granulometría.Las areniscaso arenitas (con diámetro medio de partículasde 0,0625 a 2 mm) se estudian,sobretodo, al microscopiopetrográfico. En los sedimentosde granomás fino (lutitas),las partículasno puedenestudiarsecon facilidad sin la ayuda de técnicasespecialeso medianteel uso de un microscopioelectrónico. En los sedimentosde grano más grueso(conglomerados),los constituyentesse identifican, por lo común,con la lupa en las muestrasde mano. Es más, si la superficiede la lámina delgada es pequeñasólo incluirá unos pocos granos gruesosy el estudio de dicha lámina no serárepresentativodel conjunto de la roca, lo que se resuelveen algunasocasionescreando láminascon una suoerficiedoble a la habitual o aumentandoel número de estasláminas.
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101 b-.
Clasificación de arenitas Al describir una arenita se consideran, por 1o común, los siguientes elementos petrográficos: los granos o partículas, lamatiz, el cemento y los poros. Granos. Los granos minerales más frecuentes son de cuarzo (Q) y feldespatos (F). Sin'embargo, muchos sedimentoscontienen partículas que son, en realidad, fragmentos reconocibles de la roca o rocas originales y se denominanfragmentos de roca (R o FR). Estos tres tipos de granos o componentescomponen la base de la clasificación de muchas arenitas (106 y Apéndice 7) aunque puedan estar presentesotras composiciones de granos minerales. Lamatriz es un sedimento de grano fino situado entre las principales partíMatriz. culas detríticas. Gran parte de la matriz es un material arcilloso, demasiadofino para identificarse al microscopio óptico. Comprende, por lo general, cuarzo muy fino y minerales de la arcilla. Los minerales de la arcilla comprenden una serie compleja de silicatos alumínicos hidratados que se forman, sobre todo, por la alteración química de los minerales silicatados de la roca original.Lamatriz está ausenteen numerosas arenitas . Cuando la matriz se presenta en proporciones pequeñas,la arenita se puede denominar, en campo, Si la matriz supera el 15 Vodel volumen total, el sedimento es vna Srauarenita <. wacay se clasifica de maneradistinta a las arenitas(107 y Apéndicel).La matriz arcillosa que se observa en una loca puede habersedepositado al mismo tiempo (protomatriz) que las partículas gruesasde sedimento,pero también puede habersedepositadopor infiltración traJla sedimentacióno, incluso, haberseformado durante la diagénesispor recristalización de la matriz original (ortomatriz) o tras la alteración de fragmentos químicamente inestables en el sedimento: feldespatos(epimatriz) o fragmentos de roca (seudomatriz).
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106 Cuarzoarenita
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106 Clasificación de Folk (1968) para arenitascon un porcentajede matriz inferior al 15 Vode su volumen. (V. Apéndice 7.)
Cemento. El cemento designa el material cristalino precipitado en los espaciossituados entre los granos. En muchas areniscas este cemento es de cuarzo o calcita. Es totalmente postsedimentarioy puede haberse formado millones de años más tarde que la sedimentación de los granos. El cemento es el principal material litificante que transforma un sedimento móvil (no consolidado) en una roca sedimentaria'
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Poros. Son los espacioslibres entre los granos, lamatr\z o el cemento' En niveles por debajo de la superficie,estosporos se rellenan,por lo común, de agua o, en ocasiones,de petróleo o gas. Los poros pierden su agua durante la elaboración de la l¡ímina microscópica y podrán rellenarse de agua o por cualquier otro medio de impregnación en lámina microscópica.
Feldespato
1:1
Fragmentosde roca
107 clasificación de arenitas con un porcentaje de matriz que supera el 15 vo de su volumen (grauwacas).(V. Apéndice 7.)
108
Rocas carbonatadas las proClasificación. Se han propuestodiversasclasificacionesde las arenitas,según presenta un se caso En este descritos. antes constituyentes de los porcionesvolumétricas (F) e¡emptode clasificaciónempleanclolos diagramasQFR. El cuarzo (Q), los feldespatos y los fragmentoslíticos (R) ocupanlos vérticesen estosdiagramastriangulares'El triángual 15 7a del io de referenciacomprendelas arenitascuya matriz de grano fino es inferior y, a convolumen de la roca (106). Se estimael volumen global de todos los constituyentes se conroca de y fragmentos feldespatos cuarzo, de tinuación, el porcentajevolumétrico granito de Los fiagmentos clasificación. de diagrama en el proyectar para 7o, vierte al 100 el y de gneis, .uunáo se presentan,se cuentancon los feldespatos,en vez de hacerlo con y granitos de la alteración de proceden feldespatos por."ntoi" de líticos ya que muchos copreferible es diagrama, este emplear Para común. posible origen un de causa gneisesa cuarzo' *"nro, considerando,en primer lugar. el porcentaje(sobreel 100 7o indicado) del o/a que conroca una cuarT.osa. arenittt una es cuafzo de cualquier roca que supereel 95 es más abunfeldespato si el arcósica tna arenita es de cualzo y Vo el 95 7l el entre tenga danteque los fragmentoslíticos y seráuna sublítarenitttsi, por el contrario' los fiagmentos se líticosiuperan el feldespato.Los sedimentosque contienenmenos dell5To de cuarzo líticos' feldespato/fragmentos la relación según clasifican La figurá 107 representala clasificaciónde las grauwacassegúnun diagramatriangu-
componentes aroquímicos.
;:iffi:,T;,i::ilffi::ca
son agregados organizadosde carbonatoque se 'óomprendei .Éstos desedimentación losooi¿"s, rá.s biocrastós, ros
ooides. Son partículasesféricaso erípticas que pueclen arcanzarundiámetro de 2 mm (sl superaneste diámetro se denominan pisoiaesi y poseenuna textura concéntrica regular con iáminasde carbonatofinamente cristatizadoque rodeana un núcleo.Se fbrman por pre_ cipitación a partir de una solución sobresaturadu .n oguu, turburentasdon¿elos núcleos se encuentranen suspensión. Peloides.Son aloquímicoscompues¿os de carbonatosde grano fino y carentes de cual_ quler tipo de textura interna reconocible. Infraclasfos. Están constituidospor un sedimenroque se depositó previamente en el fondo de la cuencasedimentaria;.ri" ,.¿irn.ná ha sido port.riá.rn.ntJ eirosionado y re_ movilizado en la cuencasedimentaria hastaformar nuevosgranos. Bioclastos son restos,compretoso fragmentados, de laJpartesdurasde organrsmosca_ pacesde fijar el carbonato(en forma de ciparazones,bioconstrucciones, etc.). Micrita' Este término es una abreviaturade calcita microcristalina y hacereferencra a los sedimentoscarbonatados cuya dimensión de grano es inferior ; í p.. se forma en la cuencade sedimentació.nbien por precipitación directa del agua del mar o por des_ composición del carbonatocárcico r¡aao po, atgunosorganismos,como es el caso de ras algas' EI término rr¡trocarb:.¡natodo i" rr..u"n.ia en lugar del de micrita aun_ quer en sentido estricto, el lodo "^p'"u.8n o fango está formado de un mate¡ial fino con una dimensión de partícuia inferior a 62 pm.la dimensión de ros cristares¿" .oi.r,u es muy 'n_ ferior al espesorde las ráminasdeigadas .;;;;;;;, por lo que resulra imposible distinguir Ios c¡istalesindividualesal microsópio l.uuJo ," lregana distinguirpequeñoscristares se suele emplear el término mícroespari'ta, frecuentementefbrmada por recrrstalización de la micrita). La micrita suereestai coloreadade gris oscuro o gris normal. Las partes externasde los oolitos, los peloides y los intraclastosestán constituidasfrecuentemente por micrita.
lar QFR. texturales,como la forma y el redonCaracterísticas texturales. Las características a parlir de láminas delgavisualmente estimarse deamientode los granos puedentambién grado de clasificaciónde el también, importante, Es -11). en eIApéndice (v. indicadt¡ /o das una los sedimentos.La clasificación indica la repartición granulométricadel sedimento: clasiJibien palte se denomina mayor su en roca que contengaglanos con igual dimensión gfanos cada mientrasque aquella que contengauna gran variedad de dimensionesen sus componentesse denominamctl clasificada. Huy qu. recordarque, en lámina delgada,no todos los granospresentansiempresu diámetro máximo. Así pues,incluso los sedimentosbien clasificadosmuestranuna variación ctparentedel diámetro de los granosque no coincide siemprecon una variaciónreal.
Rocas carbonatadas Las rocas carbonatadasestán formadas básicamentepor dos minerales, la calcita (caco,) y la dolomita (caMg[co.],). En muchoscarbonatosmarinos poco profundosy recienteses frecuenteel aragonito (CaCO.). Sin embargo,este último es metaestabley durante la diagénesisprobablementeserádisuq]too recristalizadoa calcita.La dolomita es un a la calcita o al alagonito,o bien formineral mayoritariamentesecundarioque re\laza de forma tempranaen Ia diagénepuede realizarse reemplazxmiento ma un cemento.Este sis, justo despuésde ia sedimentación,o mucho más tarde, tlas el hundimiento.Estos dos y mineralescarbonatadostienen propiedadesópticassimilares,con un relieve variable unos (es fácil es siempre no óptico al microscopio y su distinción altos coloresde birrefringencia frecuenteel uso de tincionespreviasindicadasen el Apéndice l2)' Los principalescomponentesde las calizas son partículasde carbonatocálcico descritas como componentesaloquímicos,micrita y esparita'
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Esparita' Este término es una abreviatura de calcita esparítica y haceref.erencia a crstales con diámetrode 5 pm o mayor. Los cristaies.cle .spariiu ,"", p"'. ül"n..ut, a. ,uyor tamaño (de 10 a r00 de.diámetro). ¡rm La espantaes un cemento(v.pág. I0g) precipitado secundariamente como relleno .n to, poai.otros componentes. Muchas calizas no son carbonatospuros y contienen un pequeño porcenta.iede materiardet¡ítico terrígeno. t-o. g.uno, identificabresson, por ro general, de cuarzo; las caiizas que contienen alg"unospot.;",u¡.. significativosde cuarzo son calt_ zas arenosasLas calizas,particularmente las de grano fino, contienen,con cierta fiecuen_ cra, arcilla y se denominancarizas margosts. Es"imposibleestimar en le-ina dergadaer porcentajede arcilra mezcladacon carbonatosfinamentecristalizados. Al igual que las are_ niscas,los sedimentoscarbonarados rambiénp";;;; ser porosos.
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qt:ePfación ut N. del T. En el Apéndice 7 se ho re¡tresentutlo lu clusílicución de este tiPo cle rr¡ctts ton ma\or et at. (1g87), motlificundolQ propuTta oríginal tle Dott (1964). tuhlmente,proPuesf(lpor Pett¡.¡ohn
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110
clasificación. Muchas carizascontienen un material formado en la cuencade sedi_ mentacióndonde el transportede los granos no es la característicaprincipal. Esto significa que hay una gran va¡iación granulométrica en el sedimento;la clasificacióngranulométrica no es tan importanteen estasrocas como en las detríticasterrígenas. lil
b.
lClasificación de las rocas carbonatadas
108 Hansidopropuestasmuchasclasificacionesdetalladasparalaslocascalbonatadas.La en el recouno d9 i1.m,ás útiles (y simples)y se basa que se expone "' original de la roca. Es útil, tanto en esta clasificación, "r,. "uto"[é "ntextura ,"¿irl1.ntu.lu nocimiento de la preaiadir al tipo de roca el nombre del aloquímico como en orras modifica.i;;;;;i;s, dominante;porejemplo'unsedimentoquecontieneooidescementadospolespafitayCarecedemicfita..d.no-inugrainstoneooidal.Deigualmanera,un afocaconbioclastosy micrítica, se denomina wackestonebioclástico' micrita, con textura soportaia-por la matriz Frecuentemente'esdifícildistinguirlastexturasgranosoportadasySopoftadasporlamatriz No obstante,de modo general, los sedimencuando obsewamos Ia .o"u "n límina delgada. t o s c o n m á s d e l 5 5 - 6 0 v a d e g r a n o s S o n g l a n o s o p o r t a d o s , i n c l u s o aque u n qlau eiámina e n l á mdelinadelgade granos' Hay que recordar da no estén tocándosetodas las secciones gadaesunaSeccióncasibidimensionalylosglanospuedenestarencontactofueradeiplano de la sección.
originalesno unidosorgán¡camente Componentes duranteel dePósito
Contienelodo carbonatado (micrita)
Componentes unidos orgánicamente duranle el depósito
Sin micrita
Sooortadopor la matrizmicrítica Grano soportado <10"k Aloquímicos
> 10 "/" Aloquímicos
MUDSTONE WACKESTONE
PACKSTONE GRAINSTONE
BOUNDSTONE
i 108 Clasificación de calizas de Dunham atendiendo a la textura sedimentariaoriginal. Las calizasbioconstruidas-Boundstone- son rocas sedimentariasen las que los componentes están cementadosorgánicamentedurante la sedimentaciónpara formar una estructuraígida. Comprenden muchas calizas de anecifes y habitualmente se identifican a simple vista o con la lupa en muestrasmacroscópicas,mejor que al microscopio'
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proptresttts dtN. det T. La clctsificacíón de Dunham ( 1962) basada en criterios textLlrqleses general y han sído y es Ia prrt versas modíficaciones sobre la clasificocitin orí¿¡inal. Lu clcLsífícuciónmós actLtal de mtLyor uplícacíón ApénpLrcstLpof Wríght (1992), tLmplittntlctla propuesta tle Embry y Klot,an (197 | ), ,v que se ha reprotlucído en eL clíce 8.
113 lt2
Cuarzoarenita
Cuarzoarenita
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es decir. una en las fotografías109 y ll0 es una cuafzoarenita. La roca representada cuarzo' En granos de mayoritariamente, que contiene, terrígena roca sedimentaria detrítica birrefringenciauniestecaso,los granosde cuarzoson cristal"t individualescon coloresde porosidad,dando cierto asformes. La roca está poco cementaday subsisteuna importante (color negro) en LPA (110). Los isótropos poros son (109); estos pecto moteadoen LPNA responsabledel granosclecuarzotlenen unasenvueltasfinas que contienenóxido de hiero, granos' La algunos de periferia la en bien folor amarillo pálido (LPNA), que se observa soldadoscon granos resultan y algunos moderada compactación una roca ha experimentado izquierdode la fbsus vecinoso, incluso, los penetianligeramente(v. en el ángulo superior tosrafía 109).
109 Cuarzoarenita,vista en LPNA. Origen de la muestra:New Red Sandstone.PermoTrias, Inglatera, Gran Bretaña(x 47).
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f l0 Cuarzoarenita, vista en LPA. Origen de la muestra:New Red Sandstone,Permo-Trias, Inglaterra,Gran Bretaña (x 47).
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114
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Subarcosa lll
Subarcosa ligeramenteporosa' donde Las fotografíaslll y 112 muestranuna roca sedimentaria su observación'La mayor facilitar a1u] colorante por un Para los poros est?nimpregnados diversostonos de y (111) muestran p.á O. los granos .on d. .uu,,o, límpidos en LPNA desiguales,sobre de birrefiingencia colores gris en LPA (1.12).Muchos g,uno. -.u.,tl.an que afecdeformación una ¿e resulta carácter este de laiotografía; todo en la parte inf'erior E\ feondulante' extinción una ta la red de los cristalesde cuarzo,que plesentanentonces o memagmático origen de cuarzo el en frecuente nómeno de extinción ondticmtees muy bien en LPNA leconocen se que feldespatos muchos contiene también tamórfico.Esta roca (111)porSuaspectoturbioyporquepfesentansignosdealteración.Laalteraciónydisoluporosascoloreadasen azul' se ción parcial de ios f'eidespu,or.t'¡i"n visible en las zonas brillantes'Esta toca sec1e interferencia colores por sus reconocible arcilla de distinguealgo o/a que este por(recuérdese f'eldespato de dimentaria, rlca en cuarzo, pero con más del 5 y frag_ feldespatos cuatzo, de suma por Ia definido vo centajese considerarespectoal 100 subarcosa' como clasifica se roca) la rJe total al respecto no mentosde roca,
f 1l Subarcosadel Carboníferosuperior,vista en LPNA. Origen de la muestra:Milistone Grit, Norte de Inglaterra,Gran Bretaña(x 9).
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ll2 Subarcosadel carbonífero superior,vista en LpA. origen de la muestr"a:Millstone Grit, Norte de Inglaterra,Gran Bretaña(x 9).
111
Arcosa
Arcosa La roca sedimentaLas arcosasson arenitas que contienen más del 25 Vade feldespato. que se distinguecon feldespato. en rica mu¡ es y I l4 I lJ en las lbrografías ria representada marrón amarillento turbio, g-fNal aspecto por su fif fátografía la en cuarzo facilidad del más estable,es claro, límpido a causade su alteraciÓnquímica. El cuarzo,por el contrario, en LPA (114, abajo a la izvisibles son feldespatos los en e inalterado.Las trazasclemacla de hierro' óxidos probablemente opacos, minerales contiene matriz La quierda).
113 Arcosa del Precámbrico,vista en LpNA. origen de la muestra:Torridonian, Escocra, Gran Bretaña(x 13).
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114 Arcosa del precámbrico,vista en LPA. Origen de la muestra:Torridonian, Escocra,
o Gran Bretaña(x 13).
119
Sublitarenita
Sublitarenita Laslitarenitassonarenitasquecontienenfragmentosderocareconocibles,ademásde se obierva una sublitarenita formada fundamenlos granos de cuarzo. en fa totoi.afia 115 es' con.muchos fragmentos de roca cuyo origen talmente por cuarzo, d" Jp;;;ir*pido' grises o pardusy colores fino g.uno en gran parte, sedimentaná o metasedimentario,"on por lo menos del25 Eodel volumen de granos' cos. Estos fragmentos o" ,o* .ornprenden cual esta ro.u ," clasifica como sublitarenita'
115 Sublitarenita de1 Carbonífero superior, vista en LPNA. Origen de la muestra: Coal Measures, Norte de Inglaterra, Gran Bretaña (x 19).
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Grauwaca
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Grauwaca matriz gris parLa fotografía 116 es un buen ejemplo de grauwaca, con una abundante amplia variación de una presentan granos que los upr".iar pu"de Se granos. dusca entre'los (tiene una distribución tamaños,es decrr, se trata de una loca .on unu mala clasificación parte' aunquetambién se mayor en su cuarzo de son granos Los grunutoÁet.i.u polimodal). en el ángulo izquierdo suelíptico fragmento (p. el ej., ioca de fragmentos algunoi áp."ciun de la página 109 p"rio.); se"trata, pues, de unu g.uu*u.á lítica según la clasificación (y Apéndice 7).
116 Grauwacadel Paleozoicoinferior, vista en LPNA. Origen de la muestra:oeste del País de Gales,Gran Bretaña (x te).
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Arenita micácea
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Arenita micácea láminasde Las fotografías117 y 118 muestranuna arcnitl tluc cotttienenLrmerosas ntica nroscovitareconociblespor sus coloresblillantesdc birrefringenciaen la fbtografía l l8 (LPA). Estarocacontienemuchosglanosde cuarzoy pequeñosfragmentosde roca con granofino: con estacomposiciónpodríaclasific¿rrse No obstante.conconrosublitoarenita. de mano. se tratade una aLesiderandola presenciade mica. bien visible en l¿lsrnuestras nita nricácea.
rt7 Arenitamicáceadel Silúrico.vistaen LPNA. Ori-uende la muestr¿r. Tilestoncs.Dyf'ecl, Paísde Gales,Gran Bretaña(x 27).
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ll8 Arenitamicáceadel Silúrico,vistl en LPA. Origende la muestra:Tilestones,Dyf'ed Paísde Gales,Gr¡inBretaña(x 27).
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Arenita calcárea
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Arenita calcárea Las fotografías 119 y 120 muest¡an una arenisca que podría ser clasificada como cuarzoarenila,pues casi todos los granos son de cuarzo.No obstante,la roca contiene abundante carbonato, tanto en forma de fragmentos de conchas como de cemento entre los granos de cuarzo. El carbonato es reconocible por su relieve elevado y muestra un color gris pardusco en LPNA (119); sus colores de interferencia de orden alto, verde y rosa pálido, son bien visibles en LPA (120). Esta roca debería ser clasificada, por lo tanto, como una arenita calcárea.
ll9 Arenita calcárea del Jurásico medio, vista en LPNA. orisen de la muestra: isla de Skye, Escocia,Gran Bretaña(x 13).
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¿ N. del T. La clasificactón de las rocas mixtas -p. ej., const¡tuidas por proporciones significativas de Sranos terrígenos y carbonatados es, no obstante, clífícil ,- existen numerosas propuestas, cuya complejídad excede los ob' jetivos de este manual.
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120 Arenita cal,cáreadel Jurásico medio, vista enn LPA. Orisen de la muestra: isla de Skye, Escocia,Gran Bretaña (x 13).
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Arenita glauconítica
Arenita glauconítica potasio [(K,Ca,Na),. (Fe.-, A1' Mg' La glauconita es un aluminosiiicato de hierro y poco profundosy es frecuenteen marinos medios en forma que se Fe'-¡o.osi,A1.,O.,(OHL] arenitasyenlocascarbonatadas.LaglauconitaSeplesentaenformadeagregad osredonque oculta el color de indeadoscon cristalesmuy pequeñosde color verde característico de cemento arenita glauconítica,con terferencia.Las fotogratías121 y 122 muestranuna (l2l) y con color gris en LPA ('122)'EI ce' LPNA en timpiao presenta se cuarzo H,l calcita. coloresvivos de birrefringenci:i' mento de calcrta,con .sureiieve elevado,presenta
l2l Arenita glauconíticadel Cretácicoinferio¡. vista en LpN Origen de la muestra:sur de Inglaterra,Gran Bretaña (x 27).
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122 Arenita glauconíticadel Cretácicoinferior, vista en LpA Origen de Ia muestra:sur de Inglatera, Gran Bretaña (x 27).
129
Grainstoneooidal, packstone ooidal
Grainstone ooidal Los ooides tienen, frecuentemente,una estructuray láminas concéntricas;un ejemplo representativose muestraen la fotografía 123. Los núcleosde los oolitos son granosde micrita; sobretodo en la parte superiorde la fotografía 123 se puedenver muchos pequeños granos de micrita con desarrollo oval o elíptico. La micrita tiene un tamaño de grano tan pequeñoque no se puedendistinguir los cristalesindividualesy se observacon color gris pardusco oscuro en lámina delgada. Una característicainfrecuente de esta roca sedimentaria es la presencia de oolitos fragmentados (v. en el borde izquierdo de la fotografía 123). la cementaciónes de esparita. La textura de esta roca es granosoportada;
123 Grainstone ooidal del Jurásico superior, visto en LpNA. Origen de la muestra: pro_ venza,Francia (x 19).
Packstone ooidal Los ooides se encuentran, de forma frecuente, mal conservados y la fotografía 124 muestra una caliza en la cual los oolitos están formados de micrita en láminas concéntricas mal definidas. El sedimento tiene granos en contacto cementados,sobre todo, por esparita. Sin embargo, en el ángulo derecho superior de la fotografía se distingue bien una matriz de lodo carbonatado.Se trata, pues, de un packstone y no de un grainstone según la clasificación de la página 113. o E o a
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124 Packstoneooidal del Jurásicomedio, visto en LpNA. Origen de la muestra:Inglaterra, Gran Bretaña, (x 20).
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Packstonebioclástico,Wackestonebioclástico
Packstonebioclástico La roca representadaen la fotografía 125 es una caliza bioclásticaque contiene fragmentosdiversosde conchascon tamañovariable.Se presentandos tipos principalesde fiagmentos.Unos tienen una textura laminadaregular (los dos flagmentos grandesen la parte inferior de la fotografía) y son conchasbien conservadas,con calcita original o primaria. Otros son fragmentosmás pequeños(en 1aparte superiorderecha)que procedende conchas originalmentede aragonito,donde el aragonitometaestableha sido reemplazado,después, por esparitacalcítica.La roca tiene una textura granosoportaday cementode esparita,así como matriz de micrita; se Íata, por lo tanto, de un packstone.
125 Packstonebioclás¡icodel Jurásicomedio, visto en LPNA. Origen de la muestra:Inglaterra,Gran Bretaña.(x 13).
Wackestonebioclástico En la fotografía 126 se observa una roca carbonatadacon abundantematriz, en este caso con textura soportadapor la matriz. A pesarde las numerosasconchasde escasoespesor (bioclastos)se puede ver que hay un sedimentomicrítico abundante;se tlata, pof lo tanto, de un wackestone.
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126 Wackestonebioclásticodel Jurásicoinferior. visto en LPNA Origen de la muestra: Grecia.(x 21).
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Grainstone de intraclastos
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Muchas calizas contienenmezclasde diversostipos de granos.En ia fotografía 127 se distinguenprobablesooides (abajo a la izquierda) aunquela laminación concéntricano es claramentevisible en este caso y también bioclastos(p. ej., los fragmentosde conchasen el lado derechode la fotografía).Los g¡anosmayoresson intraclastos,partículascompuestas donde los componentesindividuales han sido sedimentadosy cementadosconjuntamente,dentro de la poca cuencay, más tarde,removilizados.Los intraclastosde esta roca contienenmuchos granos de cuarzo anguloso;el relieve débil del cuarzo contrastacon el relieve elevadodel cementoesoarítico.
127 Grainstonede intraclastosder Jurásico,visto en LpNA. origen de la muestra:Grecia (x 12)
Grainstone con peloides En la fotografía 128 se observanmuchos granosde micrita no estructurada(peloides). Algunas partículas,como el fragmentode conchaen la parte inferior derecha,son bioclastos con un ¡evestimientode micrita. Están formados por micritización, procesoque implica la perforaciónde la conchapor microbios y un relleno de estasperforacionespor micrita. Las perforaciones rellenas de micrita sólo pueden desarrollarseen la perif'eria del fragmento de concha. o
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128 Grainstonede peloidesdel Jurásico superior,visto en LpNA. Origen de la muestra: Manuecos(x l3).
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Mudstone carbonatado
Mudstone carbonatado o calcimudstone La roca representadaen la fotografía 129 está completamente formada de micrita con algunos bioclastos visibles, de difícil identificación. La textura es la de un mudstone carbonatado y no la de un mudstone detrítico terrígeno,
129 Mudstone carbonatado del Jurásico superior, visto en LPNA. Origen de la muestra: Mamrecos lx 20).
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N. del T. En inglés, el término mudstone se emplea tanto pqra lns rocas carboruqtadasconstítLtídAsesencialmenfe por micrita conxoporu lqs ru¡casdetríÍicas del grupo tle las lutitas, de uhí kL acLaracíón que hacen k¡s autores; además, esta sítuación, que origina confusíoues,justifica que Wright ( 1992) proponga suslítuír el t¿ffi¡no mudstone, 8enérico, por eL de cetlcimudstone,específico, pnra aquellos mudstones de composícíón carbonotada.
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Dolomita
Dolomita es un mineral frecüente en muchas rocas sedimentarias La dolomita -CaMg(COr)2carbonatadas,normalmente reemplazandoa carbonatosde calcio preexistentes.Ópticamente, la dolomita es similar a la calcita, pero en las rocas sedimentariasla dolomita f¡ecuentemente se presentacon hábito romboédrico, con seccionesen forma de paralelogramo bastante distintivas..Las rocas carbonatadasdolomíticas se clasifican según su contenido en dolomita: O-10Vade dolomita: 10-50 Vode dolomita: 50-90 7o de dolomita: 90-100 Vade dolomita:
caliza caliza dolomítica dolomía calcátea dolomía
Cabe reseñar que, al contrario de 1o que sucede en la terminología inglesa, dolomía es el término empleado para la roca constituida esencialmentepor el mineral dolomita. En inglés, ambos, roca y mineral, se designan con el mismo término, dolomite. Para evitar las situaciones de confusión, se ha acuñado,y se emplea a veces, el término dolostone para hacer referencia a las dolomías. La fotografía "130muestra :unacaltza dolomítica. El sedimento original era un packstone peloidal en el cual parte de la roca, especialmente delamattiz, ha sido reemplazadapor dolomita, que en este caso se presenta con su motfología idiomorfa romboidal. No siempre es fácil distinguir la dolomita de la calcita al microscopio. Cuando en un sedimento crecen cristales individuales de dolomita, no es posible mantener indefinidamente la morfología romboédrica y en rocas muy ricas en dolomita, no es posible identificarla por la morfología idiomorfa. Para distinguir la calcita de 1adolomita, se emplean habitualmentemétodos simples de tinción (v. el Apéndice I2).Elmás simple consisteen sumergir la lámina delgada, sin cubreobjetos,en una disolución de rojo de alizarina S en ácido clorhídrico diluido. La calcita reacciona con el ácido y se forma sobre ella un precipitado de color rojizo.La dolomita no reacciona fácilmente con el ácido clorhídrico diluido y permanecesin teñirse en este proceso. La fotografía 131 muestra una sección de caliza que ha sido tratada con el proceso de tinción con rojo de alizarina S descrito anteriormente. Se trata de una caliza dolomítica, puesto que podemos apreciar los elementoscalcíticos con diversos tonos de rosa. rojo y marrón. En este caso se aprecia que los fragmentos de valvas se han teñido en rosa, mientras que los intraclastos micríticos, debido a su color de absorción, presentanun color rojo oscuro-marrón. La dolomita ha permanecido incolora-gris y parece que ha reemplazado fundamentalmente ala matriz y/o cemento. La fotografía 132 es una dolomía o dolostone, en la cual no se reconoce ningún resto del sedimento original. Las diferentes tonalidades de gris que presentala dolomita resultan de su pleocroísmo de relieve (al igual que sucede con la calcita, pág. 62). Esta roca tiene una porosidad muy significativa. La roca fue impregnada con una resina teñida de azul, antes de realizar la lámina, de ahí que la porosidad se aprecie en color azul. Los cristales de dolomita que han crecido libremente en dichos poros han mantenido su morfología idiomorfa. pero en el resto de la roca los critales son subidiomorfos o alotriomorfos.
130 Caliza dolomítica del Jurásico,vista en LPNA. Origen de la muestra: Grecia (x 20). 131 Caliza dolomítica, teñida con rojo de alizaina S, vista en LPNA. Origen de Ia muestra: caliza carbonífera. Gales del Sur, Gran Bretaña(x 7).
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132 Dolomía porosa, vista en LPNA. Origen de Ia muestra: caliza carbonífera, Derbyshire, Inglaterra, Gran Bretaña
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Silexita de radiolarios o radiolarita
Silexita de radiolarios o radiolarita Las silexitas son rocas compuestaspor sílice autigénica, esto es, sílice formada pol precipitación directa a partir del agua, o como mineral secundariodentro del sedimento.La sílice se presentanormalmente en forma de cuarzo de grano fino. Las silexitas primarias se generan principalmente a partir de los restos de organismos que segreganpartes duras silíceas,como algunasesponjascon espículassilíceas,los radiolariosy las diatomeas.Las fotografías 133 y 134 muestran una silexita de radiotarios o radiolarita. Se pueden identiflcar los caparazonesesféricosde los radiolarios y algunasfinas espículasde esponjas,en una matriz oculta por óxido de hierro marrón rojizo. El tamaño de grano fino del cualzo que constituve los caparazonesde los radiolarios es evidente en la fotografía en LPA (L34).
133 Silexita de radiolarios del Cretácico inferior. vrsra en LPNA. Origen de la muestra: Grecia (x 40).
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134 Silexita de radiolarios del Cretácico inferior. vrsta en LPA. Orisen de la muestra: Grecia (x 40).
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Silexita de reemplazamiento
Silexita de reemplazamiento normalmentepor reemplazamientode rocascarbonaMuchas silexitasson secundarias, tadas.Este reemplazamientoes habitualmenteparcial, ya que la sílice tiende a reemplazar selectivamenteciertosfragmentosde conchas,aunquetambién puede desarrollarnódulos o niveles.Las fotografías135 y 136 ilustran una silexita desarrolladaen una capa dentro de una secuenciacarbonatada.La textura original de la caliza,previa al reemplazamiento,está sugeridapor las seccionesde granos,de redondeadasa elípticas(¿peloidesu ooides?)y los granosalargadosy estrechos(¿fragmentosde valvas?).La mayor parte de los granosoriginales han sido reemplazadospor cuarzo de grano fino. Las áreas parduscasen el centro de la fotografía 135 están formadas por cuarzo con estructura fibrosa (que se aprecia en la fotografía 136). Se trata de una variedadde sílice denominadacalcedoniay, en este caso, se trata de relleno de poro más que de un reemplazamiento.El grano de cuarzo que Seaplecla a la izquierda de la fotografía es un grano detrítico.
135 Silexita de reemplazamientodel Jurásico superior, vista en LPNA. Origen de la muestra:sur de Inglaterra,Gran Bretaña(x 13).
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Silexita de reemplazamientodel Jurásicosuperior,vista en LPA. Origen de la mues-
o tra: sur de Inglatera, Gran Bretaña (x I 3 ) .
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143
Evaporita
Evaporita Los minerales evaporíticos son aquellos que precipitan a partir de las aguas naturales, concentradaspor la evaporación. Solamenteunos pocos minerales son frecuentesen los depósitos evaporíticos,pero debido a la elevada solubilidad de estos minerales,son particuIu.-"nt" susceptiblesa los procesosdesarrolladosdurante la diagénesis,por 1o que pueden aparecercon texturas muy complejas. Las fotografías 137 y 138 ilustran una evaporita marina, constituida por dos minerales: hatira (NaCl) y anhídrita (CaSO.). La halita, también denominada sal gema, es isótropa y forma ias bandas de bajo relieve que se identifican en L37 y que luego se observanisótropasen la fotografía en LPA (138). La anhidritatiene un relieve moderado y colores de interferencia brillantes de segundo orden. La mayoría de la anhidrita en L38 es de grano fino, pero también se observan algunas seccionesrectangulares características.
137 Halita y anhidrita del pérmico. vrstasen LPNA. Origen de la muestra: norestede In_ glatena, Gran Bretaña(x l2).
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118 Haüta y anhidrita del pérmico, vistas en LpA Origen de la muestra:norestede Inglaterra, Gran Bretaña (x 12).
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Roca ferruginosa oo¡dal
Roca ferruginosa ooidal Los mineralesde hierro estánpresentesen pequeñascantidadesen muchasrocas sedimentarias.En algunoscasoshay suficientecantidadde hierro en la roca como para que sea explotablecomo mena de hierro. Estasrocas son las denominadasrocas femrginosassedimentarias.Un tipo de roca ferruginosa,bien conocida,se presentaen las rocasjurásicasde Europa y contieneabundanteca¡bonato,con texturassimilares a las de las calizas,y además ooidesy fiagmentosde conchas.Los ooidespuedenestarfbrmadospor óxidos de hierro o por silicatos.En las fotografías139 y 140 se puedenapreciarooides compuestospor berthierína,un aluminosilicatode hierro. En estecaso,la berthierinapresentaun color marón pálido, aunquede modo habitual presentacolor verde.Este mineral se puede identificar por su birrefringencia,muy baja, por lo cual se presentacasi negra en la fotografía en LPA (140). El mineral marrón, de alto relieve y con elevadabirrefiingencia,que reemplaza las zonasexternasde algunosde los ooides,es la siderita,FeCO,; también se puedeapreciar un cementode carbonatoesoaríticomuv evidente.
139 Roca ferruginosaooidal clel Jurítsico inf'erio¡,vista en LpNA Origen de la muestra GranB r e t a ñ a( x 2 l ) .
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140 Roca l'erruginosa ooidal del Jurásicoinl'erior, vista en LpA. Origen de la muesrra: Uran Bre¡añ¿1x 2 | ).
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Roca ferruginosa bandeada
Roca ferruginosa bandeada claramentebanun¿iestrLrctura del Precámbricopresent¿ln f'erruginosas Las lbrm¿rciones deaday se conocenhabitualmentecon el nombre de FormacionesFerruginosasBandeadas (FFB). Las fbtografías l4l y 142 permiten identificar niveles ricos en óxiclos de hierro (opacos)y cuarzo de grano fino, qr-representasu característicocolor de interferenciablanco-gris cleprimer orden en la fotografía en LPA (L42).
l4l Roca f'erruginosabandeadadel precárnbrico.vista en LPNA. Origen de la muestr.a Tlansv¿ral.RepúrblicaSudafricana(x 29).
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142 Roca ferruginosa bandeadaclel pr.ecámbrico,vista en LpA Transvaal,RepúblicaSudafricana(x 29).
Origen de la muestra
149
Rocas volcanoclásticas
Rocas volcanoclásticas en las cuales los .Las rocas volcanoclásticas pueden ser consideradas rocas fragmentarias, amplio y complerocas grupo de un de trata se detalle, en Pero, gruno. ,on de origen volcánico. más frepara su estudio con trasrocas sedimentarias' pero de modo io, utgonu, veces incluido de ro. tipo este de simple, (V. clasificación, una ígneas. cuente' considerado.¡unto con las rocas 9 . 1 A P e n d i c e e l c a s .e n Lafotografíal43muestraunconglomeradovolcánico,enelcuallosfragmentossonde composiciónbasáltica.Estetipoderocu'confragmentosderocareconocibles,puedeserclasifi. (106)' como una litarenita, aunque' siencado, empleando una de las cüsificaciones para aienitas doestrictos,enlafotografíasepuedenapreciarclastoscondiámetrossuperioresalos2mmy, por tanto, esta roca debería denominarse conglomerado' Lasfotografías|44yl45muestranunarocacompuestaporcristalesgrandes,subidiomor. (isótropos y por tanto negros en la fotofos, de feldeJpato y por fragmentos de vidrio volcánico menor tamaño que los feldespatos. una de la mayoría o alargados, .uruoi r¿il, grufíu "nI_pÁ, por materral de oriien volcánico con transporte y caída desde un.medio aéreo (p' roca compuesta se podría denominar toba vítrea rica en ej., pirocüstos di caída), se denomina toba., esfe ejemplo subaéreo, en las cuales los fragmendepósito .ririut.. (o cristal-toba vítrea). Aquellas tobas con tempranamente a tobas solevolucionar pueden caída, a su enfriados tos no están completamente las rocas ígneas (104-l'05)' grupo de del daáas o ignimbritas, ya citadas en este manual dentro de interferencia de orcolores con carbonato, de matriz una En 144 y 145 también es apreciáble den elevado.
144 Cristal-toba vítrea del Mioceno, vista en LpNe paña (x 16).
Origen de la muestra: Maltorca, Es-
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visto en LPNA' 143 Conglomerado volcánico de fragmentos basálticos del Cuaternario, -Origen de la muestra:Isla de Reunión (x 10).
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145 Cristal-toba vítrea del Mioceno, vista en LpA Origen de la muestra: Mallorca, España (x 16).
151
Capítulo 5
Rocasmetamórficas
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El metamorfismoes el conjr"rntode procesosque modifican la mineralogíay la textura de rocas preexistentes.Antes de haber expelimentadocambios en las condicionesfísicas que han modificado su minelalogía y textura, la roca puede tenel un origen ígneo, serjimentarioo. incluso,metamórfico.Se admite,cornorasgogeneral,que la corrposiciónclui mica global cle la roca ha sido poco modificada,exceptuandopérdidaso, a veces.ganancias de componentesvolátiles collo agua o dióxido de carbono. Cuandose puededetnostrar que ha existidouna ganancia(o una pérdida)importantede colllponentesno volátiles a escalasuperiora la de una lámina delgadao Llnantuestr¿llnacroscópica(roca de ui,rrr)se habla de nrcfu.tontofisnto. E,ster.netasom¿rtismo a gran escalaha sido estableciclopara algunasroc¿ls,pero no estucliaremos en este c¿lsoestos procesosya que nos interesrmás la descripciónde las rocasque su origen. La presenciaen numerosasrocasmetamórficasde estmcturasy texturassugiriendoque han sido consiclerablemente defirrmadaso la presenci¿r de mineralesque sólo se fbrnan bajo presionesintensasindicanque las rocashan estadoemplazadas fiecuentemente a protundidadesinrportantesde la cortezaterrestrey han alcanzadornás tarde la superficie.El ntetamorf ismo se debe a la actuaciónde uno o varios factores,crxlo la temperatura,la presión ¡ l o r c ' r f u e r z otse c l ó n ¡ c ( ) s . El Inefotttorfisnndc ()tlt(rL'too nretunorJisnu.¡ ténnico es el procesoen el cual el agente principal es el increuento de telnperaturageneladopor Ia intrusi
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153
Facies metamórfica de los procesosmetamórficos es el resultado del estudio, desde las estructurasa gran escala de lai rocas hasta los detalles de su composición mineralógica y textural. Sólo desdehace unos 40 años, aproximadamente,ha sido posible sintetizar muchos minerales característicos de las diferentes condiciones metamórficas e indicar las presiones y temperaturasaproximadas que rigen la formación de las rocas metamórficas. Aunque el fin de este Atlas sea un estudio petrográfico, resulta útil disponer de un marco de referencia que permita clasificar las rocas, lo que requiere conocer las condiciones donde estasrocas se han formado.
Facies metamórfica
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Las rocas metamórficas se clasifican con frecuencia seg'ln la facies metamórfica a la que pertenecen.Este concepto ha sido introducido para reagrupar las rocas que han experimentadounas condicionesanálogasde presión y temperatura,cualquieraque sea su composición química global. Los términos adoptadospara cada facies proceden de la mineralogíu qu. podría alcanzar el metamorfismo de rocas de composición basáltica. En la época en que se estableció esta propuesta no se podían indicar los 1ímites de presión y temperatura para las diferentes facies y esta situación se mantiene, también, en la actualidad, incluso admitiendo un acuerdo amplio en valores aproximados para las temperaturasy presiones que correspondena las diferentes facies. La figura 146 muestra los dominios de estabilidad de las facies metamórficas ilustradas en este Atlas. Muchas rocas metamórficas se designan por un nombre que caracferiza su textura, seguido por los nombres de uno o varios de sus componentesmineralesque puedenindicar át gtuao metamórfico de la roca. Los calificativos de la textura son: przatra (shale), filita, esquisto, gneis y corneana; estos grupos texturales también indican la importancia de las transformacionesdesarrolladasen la roca. El término granulita se ha empleado para designar al mismo tiempo la facies con presiones y temperaturasmás altas del metamorfismo regional (v. su posición en la figura 146) y la textura definida por minerales con tamaño uniforme sin elongación preferente. Para este tipo de textura es preferible emplear el término de textura granoblóstica' Indicamos en este caso dos términos específicos comunes de rocas que indican paragénesis mineraiógicas determinadas. Eclogita es el término asignadoa rocas de composiciónbasáltica,pero con una mineralogía muy distinta a la del basalto, ya que está formada, sobre todo, por granate y clinopiroieno que contieneuna alta proporciónde sodio y aluminio. Se sabeque estaasociación mineral sólo es estable a alta presión en un intervalo amplio de temperatura (la posición de esta facies se indica en la figura 146).
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("C) Temperoturo 146 Diagrama presión-temperatura(P-T) que muestra los dominios de estabilidad de algunas facies metamódicas. Modificado de B.w.D. Yardley, An Introduction to Metamorphic Petrology, Longman, Harlow ( 1989).
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Una anfibolita es una roca metamórfica, también de composición basáltica, pero formada por dos mineralesprincipales,homblenda y plagioclasa,a veces,con una pequeña proporciónde granate.También es un nombre de facies cuya posición se iridica en la figura 146. Algunas texturasde rocas metamórficasson muy comunes,por lo que sólo representamos algunasde ellas. Las seleccionadas son simplesy su interpretacióngenéticano es muy discutida,lo que no es común para todas 1astexturasde rocas.
Esquistosidadde crenulación
Esquistosidad de crenulación
147
Una esquistosidadde crenulación (147) se forma cuando una foliación presente en la roca se deforma en una serie de pequeñospliegues, lo que crea una nueva estructula planaf en la roca. Los minerales visibles en esta fotQgrafía son, sobre todo, moscovita, biotita y cua¡zo. Las zonas redondeadaslímpidas son granate (el cristal mayor próximo al borde superior derecho) y, más abajo, un hueco en 1a lámina. La diferencia de desarrollo entre los dos flancos del pliegue está exageradapor el pleocroísmode Ia biotita; un flanco muestra biotitas de color amarillo pálido y el otro biotitas pardas.
147 Esquistosidadde crenulación(x 17, LpNA).
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Textura coronítica Esta textura se apreciamás claramenteen ia fotografía 149 en LPA, ya que el cristal de granate,que ocupa la mayoría del campo de la imagen,es isótropo y por lo tanto se observa en negro, con una corona periférica muy bien destacada.Alredecor del granatees patente la interpenetraciónde diversos minerales formados por reacción química entre el granate y los mineralescontiguos.Uno de los mineralescomponentesde esta interpenetración es un anfíbol de composicióndistinta al anfíbol verde presenteen la roca encajante.Obsérveseque esta corona es más ancha a la derechay a la izquierda del granateque en su parte superiore inferior: estatextura indica que no se ha alcanzadoel equilibrio químico en estaroca: un estudio minucioso de los mineralespermitirá indicar la naturalezade la reacción desarollada.
148 Texrura coronítica(x 16, LpNA).
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149 Textura coronítica(x 16, LpA).
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Reacción polimorfa
Reacción polimorfa Algunos mineralesson polimorfbs (es decir',tienen igual composiciónquímica y ordenacionescristalinasdif'erentes).Los ejemplos más comunesinch.ryenla cianita, la andalucita y la sillimanita cuyri composiciónes AI.SiO.. La roca de las fotografías150 y 151 es un gneis con cianita folmada por rnetamorfismoregional.Esta roca ha sido extraídade un afloramientosituadoa menosde I km de un batolito granítico;la cianita ha sido reemplazada, en gran parte, por andalucita,por metamorfismode contacto.Alrededor de la andalucita y de la cianita hay una banda formada por un agregadobrillante (shimmeraggregare) de cristalesmuy pequeñosde moscovita. En LPA (151), la mayor parte de la andalLrcita se observanegrao gris oscuro;en la parte inferior derechade la andalucita,se distingue un cristal relíctico (o residual)de cianita (su relieve m¿irs alto se pnede observaren la fotografía 150, en LPNA).
150 Reacciónpolimorfa (x 13, LpNA).
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151 Reacciónpolimorfa (x 13, LpA).
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I Milonita Esta roca (152 y r53) procedede una importante zona de fara que atraviesael sur de Bretaña(Francia).Se trata de un granito qr. iru ,ráo muy deformado,lo que ha provocado la recristalizacióndel cuarzo y aet.r.taespato. ai po.taóulasto granáe -u.ri.u Ios signos de macladode microclina y una extinción .n pu..h", Qtatchy).En la parte inferior de la fo_ tografía los cristalesde cuarzo estánclaramente arargados.La textura de esta roca se des_ cribe como lexl)ra catucl(istict.
152 Milonita del sur de Bretaña (Francia)(x
15, LpNA).
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Miionira del sur de Breraña(Francia) (x 15, LpA).
163
Corneana con biotita
Corneana con biotita En esta roca de grano fino (154 y 155), el único mineral identificable con pocos aumentos es la biotita, de la cual se observan tres porfidoblastos dispersos en la roca. Las ligeras diferencias de color en LPNA (154) se deben al propio pleocroísmo de la biotita. El bandeadooriginal del sedimento es casi paralelo al borde vertical de las fotografías, pero la orientación de las biotitas no está asociadaal bandeadooriginal. Como la roca procede de una zona próxima a un granito, la biotita está formada, probablemente,por metamorfismo de contacto. La matriz de la roca está formada principalmente de cuarzo, moscovita, biotita y plagioclasa.Los cristalescon macla polisintéticason de plagioclasa.
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Corneanacon biotita de Ballachulish,Escocia,Gran Bretaña(x 23, LpNA).
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155 Corneanacon biotita de Ballachulish,Escocia,Gran Bretaña(x23,LPA)
Corneana con cordierita y andalucita
Corneana con cordierita y andalucita Es muy útil estudiar siempre una roca en lámina delgada empleando al principio pocos aumentos(obteniendoasí el máximo campo de observación)y ello es más cierto en esta roca.A simple vista se puedenver manchaso motasblancasen la lámina antesde estudiarla al microscopio e incluso se puede intentar identificar los mine¡ales componentes de estas motas. Casi en el centro del campo de la fotografía se distingue un cristal grande, cuadrangular, más claro que los del resto de la roca; encima de ésteun cristal, claro, análogoal anterior, con desarrollo en punta de flecha y, debajo del c¡istal central, un cristal similar a los dos anteriores.Estos cristales,con mayo¡ relieve que los mineralescontiguos son andalucitas (Al,SiOr). Los otros cristales,con geometríasirregulares,son cordieritas [(Mg, Fe), AloSi5O,s]. Aunque presentanmuchas inclusiones,algunosde ellos muestransignos o restos de maclas; en el cristal situado en la parte inferior de la fotografía, a la derechadel centro, se pueden ver en LPA (157) dos sectores de color gris claro y otros dos de tonos gris oscuro dispuestosde forma alternativa (gris claro, gris oscuro, etc.). Esta macla en sectores es característicade la cordierita en algunas rocas. Otros minerales que forman la matriz de la roca son la biotita, la moscovita y e1 cuarzo.
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156 Corneanacon cordie¡ita y andalucita; aureola del granito de Skiddaw, Inglaterra, Gran Bretaña(x 16, LPNA).
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157 Corneana con cordierita y andalucita; aureola del granito de Skiddaw, Inglaterra, Cran Bretaña1x 16,LPA).
Serpentinita Es una roca (158 y 159) formada, casi completamente,por serpentina,un silicato hidratado de magnesio. Las característicasde la serpentina son su birrefringencia débil y su textura reticulada visible en la fotografía en LPA (159). Las serpentinitascontienen,con frecuencia,restosde c¡istalesde olivino y piroxeno que próceden de las rocas ígneas originales en las que estos cristales se forman (p. ej. peridotitas). En esta roca se aprecian dos restos de ortopiroxeno; uno de ellos situado en la parte media del lado izquierdo y el otro en su parte opuesta,en la mitad derecha de la fotografía (159). Se reconocen por su binefringencia débil y su alto relieve respecto al de la serpentina. La lámina muestra también un mineral opaco, probablemente óxido de hierro y en el lado izquierdo se observanunos cristalescon color pardo oscuro (158) de espinela(óxido de magnesio,hierro y cromo) que con LPA son isótropos(159).
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Serpentinitadel Cabo Lizard, Cornualles,Inglaterra, Gran Bretaña (x ll, LpNA)
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159 Serpentinitadel Cabo Lizard, Cornualles,Inglaterra,Gran Bretaña (x ll, LPA).
Esquisto con cloritoide
Esquisto con cloritoide
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En estaroca destacandos mineralespor su relieve en LPNA (160 y 161): el granatey el cloritoide.Los granatesson los cristalespequeñosque se presentannegros(isótropos)en LPA (162). El cloritoide [(Fe, Mg),ALSi,Or0(OH)4] se presentaen varios cristales,dos de ellos bastante grandes (en la parte izquierda de la fotografía) y otros cristales más pequeños, dispersosen la roca. Su color y pleocroísmocaracterísticosfacilitan su identificación en este caso aunquealgunos cloritoidespueden presentarcolores más pálidos. En nicoles cruzados(LPA), el cloritoide es casi negro a causade su fuerte color de abso¡cióny por la birrefringenciamuy débil en estaroca. Otros mineralestambiénpresentesen la roca son la moscovita(la identificaciónes muy fácil por su hábito laminar y coloresbrillantes de birrefringencia)y el cuarzo que es poco abundantey se distinguemuy bien alrededordel cloritoide. suele presentar una refringencia alta, fracturas frecuentes, N. det T. EI cloritoide -monoclínico o triclínicr con exfbliación buena según (00,/) e imperfecta en (110.),es pleocroico -tonos verdes, verdoso amarillento, azul claro o gris verdoso- o bien es incoloro, tiene elongación negativa, birrefringencia de débil a media, el ángulo de extinción varía entre 3 y 30", es biáxico positivo, presenta una dispersión fuerte y son frecuentes las inclusiones de cuarzo, magnetita, circón o turmalina y, a veces, rutilo. Recuérdeseque las secciones alargadas son largo-rápido. Son fiecuentes las maclas polisintéticas con 100l) como plano de composición. En general, el cloritoide de origen hidrotermal suele se¡ triclínico y su polimorfo monoclínico es más fiecuente en esquistos con asociación frecuente al granate rico en la molécula de almandino. Se distingue de los anfíboles verdes por la diferente exfoliación y éstos presentan una birrefringenciamás alta por 1o general;los ortopiroxenostienen una exfoliación distinta, extinción recta y elongación positiva, además de presentar un hábito diferente: las cloritas tienen una refringencia más débil y menot
+ 16l Esquistocon cloritoide de Ia isla de Groix, Bretaña,Francia(x 16, LPNA; el polarizador está girado 90" respecto a la fotogralíaanterior.160).
ánsulo de extinción.
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..<+ 160 Esquistocon cloritoide de la isla de Groix, Bretaña,Francia (x 16, LPNA).
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162 Esquistocon cloritoide de la isla de Groix, Bretaña,Francia (x 16, LPA).
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Micaesquistocon granate
Micaesquisto con granate Esta roca está formada por metamorfismo de grado medio a partir de una roca sedimentaria rica en aluminio. Los granates se distinguen bien en la superficie alterada de la roca (y, en general, con una lupa) y, también, en lámina delgada, a simple vista observando la lámina
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Micaesquisto con granate de Pitlochry, Escocia, Gran Bretaña (x 11, LpNA)
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L64 Micaesquisto con granate de Pitlochry, Escocia, Gran Bretaña (x 11, LPA).
Mármol con forsterita y diópsido
Mármol con forsterita y diópsido Esta roca consta, sobre todo, de calcita y algunos cristales de fo¡sterita (olivrno nco en Mg) y diópsido (clinopiroxeno rico en Mg y Ca). En el centro de la fotografía L66 se distingue un cristal ovalado de diópsido (azul en nicoles cruzados, fotografía 166) y se observa otro cristal igual en el extremo superior izquierdo; ambos cristales presentan al menos una dirección de exfoliación. En el ángulo superior izquierdo se observa un cristal de forsterita, con birrefringencia débil y se distingue este cristal del diópsido por su carencia de exfoliación y la presencia de fracturas irregulares. Los minerales de las calizas metamórficas, por lo general incoloros, pueden presentar dificultades en su identificación y, debido a la ausencia del cuarzo y del feldespato, es difícil conseguir un espesorcoffecto en la lámina; así, esta lámina parece que tiene un espesor algo menor a las 30 pm ya que los cristales de calcita muestran colores de biirefrinsencia más brillantes de lo habitual. .
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Mármol con forsterita y diópsido (x 13, LPNA).
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Mrármol con forsterita y diópsido (x 13, LPA)
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Anfibolita con granate
Anfibolita con granate Esta roca tuvo, probablemente,una composición original basáltica y pudo formar un dique o un sill. Consta, en lo esencial, de tres minerales: anfíbol, plagioclasa y granate. Se observan dos granatesmuy bien desarrolladosy con geometría algo irregular: uno se ve en el borde superior derecho de la fotografía 167 donde, además,se distinguen numerosasinclusiones de cuarzo y el otro granate se ve en el centro del borde inferior (167). Cerca de los granatesse ven unas biotitas de color pardo claro. El anfíbol se distingue en las fotografías 167 (LPNA) y 168 (LPA), pero sus detalles más significativos se aprecian en la fotografía 169 que es un aumento de una parte de la roca. Es difícil identificar la composición de la plagioclasa en una roca de este tipo, dado que sus cristales son pequeños y muy escasoslos que presentanmaclado polisintético (recuérdeselo indicado sobre el'árrgulo.de extinción en las plagioclasas).Por lo general,la composición de las plagioclasas en la facies anfibolita es próxima a la andesinao, incluso, más cálcica, mientras que en las rocas con menor grado metamórfico, como los esquistos verdes.lá composiciónes próxima a la albita.
168
Anfibolita con granatede Aberfeldy, Escocia,Gran Bretaña(x 16, LpA).
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¿ L67 Anfibolita con granate de Aberfeldy, Escocia, Gran Breraña (x 16, LPNA).
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Anfibolita con granate de Aberfeldy, Escocia, Gran Bretaña (x 16, LPNA).
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Gneis con cianita
Gneis con cianita Ésta es una roca con un grado relativamente intenso de metamorfismo, ya que contiene cianita (A1,SiO,).En las fotografías170 y l7l se observandos cristalesgrandesde granate, uno en el borde superior derecho y el otro en el ángulo inferior izquierdo que, en ambos casos,presentaninclusionesmuy pequeñasde cuarzo. Se observancristalesde biotita parda y moscovitasituadosentre los cristalesde granate.Los cristalesde cianita, frecuentes, destacanpor su relieve fuerte y carácterincoloro, tal como se puedeobservar,por ejemplo, en el borde superiorizquierdo-también hay otros cristalesdispersosen Ia roca-. La cianita tiene un relieve alto y las seccionesprismáticaspresentanuna exfoliación típica que, en algunoscasos,constade dos direccionesformando un ángulo de unos 74": una exfoliación perfectaen (100) y otra menosperfectaen (010). Es incoloro y, a veces,coloreadoen azul (o cian, de ahí el nombre de cianita); con birrefrigencia media, polariza en amarillo de primer orden, tiene un ángulo máximo de extinción en 30" y una elongaciónpositiva que resulta muy útil confirmar en algunos cristales de algunasrocas metamórficas con cieÍa deformación y, por lo tanto, con cierta dificultad para observaralgunasde sus otras propiecladesdistintivas.La composiciónde estemineral indica que la roca original (sedimentaria) era rica en aluminio y, al mismo tietnpo, que la roca ha alcanzadolas condicionespropias del mayor grado dentro de 1afaciesde las anfibolitas.Los mineralesmás comunesque suelen acompañara la cianita son la moscovitay el granate(así es en estaloca). 170 Gneis con cianita de Glen C1ova,Escocia.Gran Bretaña(x 8. LpNA).
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Gneis con c:ianitade Glen Clova, Escocia,Gran Bretaña(x 8. LPA).
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Gneis con sillimanita,cordierita y granate
Gneis con sillimanita, cordierita y granate
173
En estaroca se identificancon facilidad el granatepor su relieve alto y carácterisótropoapreciable en LPA (173 y 174) y la biotita por su exfoliaciónperfecta,color pardo y pleocroísmo.Las áreasblanquecinasde los ángulossuperiorderechoy el inferior izquierdo(en 172 y 173) son algo más difíciles de identificarpero,vistascon detalle,corresponden a la cordierita(unto con cuarzo,más límpido) y hay que evitar confundirlacon la plagioclasaa causade su bajo relieve y débil birrefringencia.En el borde superior derechose puedenobservarlas maclasen laminillasque presentala cordieritay que, en algún caso, puedellevar a confusióncon las plagioclasas. La composiciónde la cordierita[(Mg,Fe),Al.Si.OLs o, también, con H,Ol indica que la roca original es rica en Si y Al con una proporciónvariablede Fe y Mg; este mineral es frecuente,por ejemplo,en rocasque han experimentadometamorfismode contactoy puede presentarse en otrasrocasmetamórficas(gneises)o, incluso,en granitosricos en Al, pero no se presenta, de forma flecuente,en rocasvolcánicas.Por lo general,el agua estápresenteen las condicionesde baja temperaturay es anhidraen ambientesde alta temperatura,por lo que algunasde sus propiedadessuelen diferir para ambassituaciones.La cordieritaes incolora o débilmentepleocroica(azul, violeta pálido o rosa pálido) y, además,experimentacon frecuenciauna alteraciónque permite la formación de un producto secundario,denominadopinita (se trata de una mezclade clorita y moscovitacon grano muy fino) bien reconociblepor su color amarillento.La cordieritaes un mineral biáxico negativo,que suelepresentaruna gran variedadde maclasque, por lo común, son múltiples-laminares o, incluso,en sector-. Otros ejemplosde cordierita,con maclasdiferentes,se indicanen las fotografías156 y 157. Entrecrecidocon la biotita, se identifica un mineral incoloro de alto relieve; se trata de sillimanita. que la sillimanitaes,junto con la andalucitay la cianita,un polimorfo del silicatode alumiRecuérdese nio; Al,SiO,; estosotros polimorfosse indicanen las fotografías150 y 151. La sillimanitaes el polimorfo de más alta temperaturay en estaroca se puedeobservaren seccionesbasalescon forma rómbica (v. en el borde inferior izquierdo de la fotografía 174) o en cristales aciculares(174) entremezcladocon otros minerales(sepuedeintentardistinguirde la biotita, cuarzoy cordieritaen la fotografía174, con gran aumento:v. el alto relievey la forma prismáticao rómbica). Esta roca (gneis)ha experimentadoun metamorfismoen las condicionesde menor presiónde la facies de las sranulitas.
173 Gneis con sillimanita, cordierita y granate del Fuerte Dauphin, sur de Madagascar (x 13, LPA).
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¿ 172 Gneiscon sillimanita,cordieritay granate del Fuerte Dauphin, sur de Madagascar (x 13,LPNA).
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174 Gneis con sillimanita, cordie¡ita y granate del Fuerte Dauphin, sur de Madagascar (x24,LPA).
181
Granulita con dos piroxenos
Granulita con dos piroxenos
175
Esta roca representa la f'acies de mayor temperatura del metamorfismo regional. Con LPNA (175), los mineralescoloreados(tonos rosasy verdespálidos) correspondenal ortopiroxeno y al clinopiroxenoy, en el estudioreal al microscopio,recuérdeseque la extinción recta y menor birrefringencia correspondenal ortopiroxeno y la extinción oblicua al clinopiroxeno. El anfíbol tiene un color pardo a verde oscuro y se ve muy bien, situado entre los dos piroxenos.Además se observael granatepor su relieve alto y carácterisótropo con nicoles cruzados(compáreseesto último en las fotografías175 -LPNA-y 176 -LPA-). La plagioclasa,con macladopolisintético,es de distinción fácil en la fotografía 176 (LPA) y en estecaso tiene una composiciónde andesina.
175 Granulitacon dos piroxenosdel PuenteNuanetsi,región de Limpopo (Mozambique) (x 26. LPNA).
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176 Granulitacon dos piroxenosdel PuenteNuanetsi,región de Limpopo (Mozambique) (x 26, LPA).
183
Anortosita
Anortosita Esta roca estáconstituidapor el 95 Vade plagioclasacuya composiciónes de Ab..-Anu. -labradorita- segúnmedidasópticasaplicandoel método del ángulo de extinción.Como mineral distinto se puede observarun anfíbol verde azuladopresenteen cristalesaislados (se trata de los tres cristalesde tonos oscurosen las fotografías177 y 178) cuya determinación precisano puede realizarsesolamentea partir de estasfotografías.La roca original premetamórficapudo ser una roca ígneay en la actualidades una roca metamórficade grado bastantealto. Muchasanortositas presentanuna texturacataclística.pero en esteejemplo no se apreciancristalesrotos ni deformados. El término anortosita se empleatambién para designarrocas ígneascompuestasprioritariamentepor plagioclasa;esta roca de origen ígneo es frecuenteen niveles componentes de los complejosplutónicosbásicosestratificadosy la composiciónde su plagioclasasería más cálcica o más anortíticaoue la identiflcadaen esta roca metamórfica. N. det T. El lector puetle encontrer wlo infornación mds detollqda sobre lus urutrtosins en la bíblíografía que Qparece en este AflIs.
177 Anortositade South Harris, Escocia,Gran Bretaña(x 19, LpNA)
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178 Anortosita de South Haris, Escocia,Gran Bretaña(x 19. LpA).
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Eclogita retrógrada
Eclogita retrógrada Los dos minerales esencialesque definen una eclogita son un granate rico en magnesro y un piroxeno onfacítico;es decir,.un piroxeno que contienesodio y aluminio. Ambos minerales requieren para formarse unas condiciones de presión relativamente altas y, así, el término eclogita se emplea también para designar una facies metamórfica de presión muy alta. En esta roca, los porfidoblastos de granate se ven muy bien en LPA (180). Entre estos granates se distinguen cristales pequeños de esfena o titanita [CaTiSiO*(O,OH,F)] y de rutilo (TiO,), amboscon un índice de refracciónmuy alto, dispuestosen la roca segúnalineacionesbien visibles (179\ y que presentanun color negro o casi en LPNA (179). Es impofiante comprobar que gran parte del piroxeno onfacítico ha sido reemplazado, parcialmente, por la glaucofana que es un anfíbol sódico [Na'Mg.A1'Si'O,'(OH)'] de color azulado a lila que es característicode la facies metamódica de esquistos azules o esquistos con glaucofana 1o que implica, en la práctica, unos valotes de estabilidad propios de una presión menor que los que son típicos de la facies de eclogitas y esto indica un proceso r¿trógrado, por 1o que se habla de eclogita retrógrada. Debe considerarsetambién la presencia de moscovita ocupando pequeñasáreasincoloras. Esta loca es un ejemplo, muy bueno, de retrogradación; es decir, indica la transformación de una asociación mineral (paragénesis) inicialmente formada en condiciones de grado metamótfico muy alto (eclogitas) en otra paragénesiscon un grado metamórfico más bajo (ambiente de los esquistosglaucofánicos), 1o que requiere un apofte de agua puesto que es claro el carácterhidratado de la glaucofana y la moscovita (roca reÍogradada final) a partir de una paragénesisinicial anhidra (eclogita).
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Eclogita retrógrada de Jenner, California, Estados Unidos (x 9, LPNA).
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Eclogita retrógrada de Jenner, California, Estados Unidos (x 9, LPA)
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Bibliografía temática
Manuales generales en mineralogía Baronnet, A. (1988): Minéralogie. Dunod, Paris, 184 págs. Deer, W. A.; Howie, R. A., y Zussman, J. (1992): An introduction to the rock-forming minerals. 2." ed., Longman, Burnt Mill, 696 págs. Deer, W. A.; Howie, R. 4., y Zussman, J. (1982): Orthosilicates (Vol. 1A); (1986): Disilicates and ring silicates (Vol. lB), y (1978): Single-Chain silicates (Vol. 2A), Longman, Burnt Mill. Hurlbut, C. S. Jr., y Klein, C. (1982): Manual d¿ mineralogía de Dana. Reverté, Barcelona, 564 págs. (con reimpresiones actualizadas). Mineral Society of America, en su colección Reviews in Mineralogy, edita periódicamente volúmenes sobre grupos de minerales cuya consulta es asequible en la Biblioteca de una Facultad o Laboratorio de Investigación. Putnis, A. (1992): Introduction to mineral sciences. Cambndge University Press,New York,457 págs.
Manuales de consulta en mineralogía óptica Fabriés, J.; Touret, J., y Weisbrod (eds.): Détermination des minéraux des roches au microscope polarisant. Lamarre-Poinat, Paris, 382 págs. Heinrich, E. W. (1970): Identificación microscópica de los minerales. Urmo, Bilbao, 456 págs. (con reimpresiones actualizadas). Kerr, P. F. (1972): Mineralogía óptica. Ed. del Castillo, Madrid, 433 págs. (aunque agotado, se localiza en Bibliotecas de Universidades y Laboratorios). Nesse, W. D. (1991): Introduction to optical mineralogy. Oxford University Press, New York, 335 págs.
Cristalograflra óptica y obras de microscopia Bloss, F. D. (1970): Introducción a los métodos de cristalografía óptica. Omega, Barcelona, 320págs. (con reimpresiones actualizadas).
€o Técnicas de laboratorio o '6 d
.t!
Hutchinson, C. S. (1974): Inboratory handbook of petrographic techniques.John Wiley & Sons, New York,527 págs. (su difícil localización está resuelta consultando las Bibliotecas de Universidades y Laboratorios).
'6
.G Nomenclatura
en algunos grupos de minerales
I @
¿ a (t
o
Anthony, J., y cols. (1995): Handbook of mineralogy. YoL2, Silica, silicates. Tucson, Mineral Data. Kretz, R. (1983): Symbols for rock-forming minerals. Am. Mineral. 68 277-279. Leake, B. E. (1978): Nomenclature of amphiboles. Miner. Magafine. 42: 533-563. Morimoto, N.; Fabrids,J.; Ferguso,A. K.; Ginzburg,I. V.; Ross,M.; Seifert,F. A.; Zussman,J.; Aoki, K., y Gottardi, G. (1988): Nomenclature of pyroxenes. Am. Mineral. l'73: 1123-1133.
189
Bibliografíatemática
Bibliografía temática Cas, R. A. F., y Wright, J. V. (1987): Volcanic successions,modern ancl ancient. Allen & Unwin, Boston, 528 págs. cox, K. G.; Bell, J. D., y Pankhurst,R. J. (1979): The interpretationofigneous racfts.Georse Allen & U n w i n . .L o n d o n .4 5 0 p á g s . Didier, J., y Barbarin, B. (1991): Enclaves and granite petrology. Elsevier, Amsterdam, 625 págs. Hibbard, M. J. (1995): Petrography to petrogenesis. Prentice Hall, Englewood Cliffs, 5g7 págs. Johannes,W.,yHoltz,F.(1996): Petrogenesisandexperimentalpetrologyofgraniticrocks.Springer, Berlin,335págs. Martí, J., y Araña, V. (1993). La volcanologíaactual. CSIC, Madrid, 578 págs. Perchuk, L. L. (1991): Progress in metamotphic and magmatic petrology. Cambridge University press, Cambridge,503 págs. Pitcher,W. S. (1993): The nature and origin of granite. Blackie, London, 321 págs. Wilson, M. (1989): Igneous petrogenesis. Unwin Hynman, Boston, 466 págs. Wohletz, K., y Heiken, G. (1992): Volcanology and geothermal energy.IJniversity of California press, Berkeley, 432 págs.
Manuales en clasificación de rocas Le Maitre, R. W. (ed.) (1989): A classiJicationof igneous rocksand glossary of terms. Blackwell Sc., 193 págs. Murray, J. W. (1981): A guide to classiJicationin geology. Ellis Horwood, Chichester,ll2 págs' Rock, N. Nl. S. (1991): Lamprophyres.Blackie, Glasgow, 285 págs Woo1ley,A.; Bergman,S.; Edgar, A.; Le Bas, M.; Mitchell, R.; Rock, N., y Sc9tt, B. H. (1996): Classification of lamprophyres, lamproites, kimberlites, and the kalsilitic, melilitic, and leucitic rocks. The Canadian Míneralogist 34:. 1'75-186.
Manuales sobre texturas Adams, A. E., MacKenzie, W. S., y Guilford, C. (1996): Atlas de rocas sedimentariasobservadasal microscopio. Masson, Barcelona, 104 págs. Bard, J. P. (1985): Microtexturas de rocas magmáticas y metamórfcas. Masson, Barcelona, l8l págs. MacKenzie, W. S.; Donaldson, C. H., y Guilford, C. (1996): Atlas de rocas ígneas y sus textur(ts. Masson,Barcelona. McPhie, J.; Doyle, M., y Allen, R. (1993): Volcanic textures. A guitle to the interpretotion of textn'es in volcanic rocks. CODES, University of Tasmania, 196 págs. Shelley, D. (1993)'. Igneous and rnetanorphic rocks under the microscope. Chapman & Hall, London, 445 págs. Yardley, B. W. D.; MacKenzie, W.S., y Guilford, C. (1996): Atlas de rocas metamórfcas y sustex-
Manuales en petrología metamórfica Bucher, K., y Frey, M. (1994): Petrogenesisofmetamotphic rocks. Springer, Berlin,318 págs. Kornprobst, J. ( 1996): Manual de petrología metamórfica y su contexto geodintímico. Masson, Barcelona, 220 págs. Kretz, R. (1994): Metamorphic Crystallization. John Wiley & Sons, Chichester, 507 págs. Miyashiro, A. (1994): Metamorphic petrology. IJniversity College London, London, 404 págs. Passchier,C.W., y Trouw, R. A. J. (1996): Microtectonics.Springer,Berlin,289 págs. Sheffey, D. (1993): Igneous and metamorphic rocks under the microscope. Chapman & Hall, London, 445 págs. Spear, F. S. (1993): Metamorphic phase equilibria antl pressure-temperature-timepaths. }¿1inenlogical Society of America, 799 págs. Spry, A. (1979): Meramorphic texfures. Pergamon, 350 págs. Yardley, B. W. D. (1989): An inÍroduction to metamorphic petrology. Longman, Burnt Mill, 248 págs.
Masson, Barcelona. l¿rr¿Js.
Manuales de trabajo de campo en petrología Fry, N. ( 1985): Thefietd description of metamorphic rocks. Open University Press,Milton Keynes, I l0 pags. Thorpe, R., y Brown, G. (1990): Thefield desc,riptionof ig,neousrocfts' Open University Press,Milton Keynes, 154 págs. Tucker, M. (1982): Therteld description of sedimentary rocks. Open University Press, Milton Keynes, I 12 págs.
Manuales en petrología sedimentaria
Manuales generales de petrología Best, M. G. (1982): Igneous and metamorphicpetrology. Freemanand Co., San Francisco,630 págs. Blatt, H., y Tracy, R. J. (t996): Petrology: igneous, sedimentary and metamorphic. Freeman and Co., New York, 529 págs. Bonin, B. (1995): Petrologie endogéne.Dunod, Paris, 336 págs. Clarke, D. B. (1992): Granitoid rocfts. Chapman & Hall, London, 283 págs. Fisher,R. V., y Schmincke,H. U. (i984): Pyroclastic rocfts.Springer,Berlin,472págs. Hall, A. (1996): Igneous petrology. Longman, Harlow, 551 págs. Hughes,C. J. (1982): Igneouspetology. Elsevier Sc.. Amsterdam,551 págs. Hyndman, D. W. (1985): Petrology of igneous and metamorphic rocks' McGraw-Hill, 786 págs. Philpotts, A. R. (1990): Principles of igneous and metamorphic petology. Prentice Hall, London, 498 págs.
Manuales complementarios en petrología ígnea Bourdier. J. L. (1994): Le volcanisme.Manuels & Méthodes,B.R G'M., Orléans'420 págs'
=o E
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d
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u < a
¿ a o I
190
Adams, A. E.; MacKenzie, W. S., y Guilford, C. (1996): Atlas de rocas sedimenfariasobservadasal microscopio. Masson, Barcelona, 104 págs. Arche, A. (ed.) (1989): Sedimentología.CSIC, Madrid,2 vols.,54l y 526págs. Bathurst, R. G. C. (1975): Carbonate sedimentsand their diagen¿sis.Elsevier, Dev. in Sedim, 12, 700 págs. Berner, R. A. (1980): Early diagenesis.University Press,Princeton,237 págs. Blatt, H.; Middleton, G., y Murray, R. (1972): Origin of sedimentary rocks. prentice-Hall, 634 págs. Corrales, I.; Rosell, J.; Sánchez de la Torre, L.; Vera, J. A., y Vilas, L. (1977): Estratigrafía. Rueda, Madrid, 718 págs. Friedman,G. M., y Sanders,J. E. (1978): Principles of sedimentology.John wiley & sons, chichester,792 págs. Füchbauer, H. (1974): Sedimentsand sedimentary rocks. E. Schweizerbarth, 2." ed. 464 págs. Garrels,R. M., y McKenzie, F. T. (1971): Evolutionof sedimentaryrocks.W. W. Norton &C.,39'.págs. Larsen, G., y Chillingar, G. V. (eds.) (1979): Díagenesis in sedimentsand sedímentary r¿cfts. Elsevier, Dev. in Sedim., 25A,579 págs. Mingano F., y Ordóñez, S. (1982): Petrología exógena I. Hipergénesis y sedimentogénesisalóctona. Rueda,Madrid, 387 págs.
Bibliografía temática Pettijohn,F. J. (i975): Sedimentaryrocks. Harper InternationalDe', 3'" ed , 628 págs' pettijohn, F. J.; Potter, P. E., y Siever, R. (1987): Sand and sandstone.springer, Berlin, 617 págs. potter, P. E.; Maynard, J. B., y Pryor, W. A. (1980): Sedimentology of shale. Springer, Berlin, 306 págs' Prothefo, D.R., y Schwab, F. (1996): Sedimentary Geology: An introduction to sedimentary rocks and stratigraphy. Freeman, W. E' and Co., New York' 575 págs' Scholle, P. A., y Schluger, P. R. (eds.) (1979): Aspects of diagenesis' Spec' Publ'' SEPMTucker, M. E.; Wright, P., y Dickson, J. A. D. (1989): Carbonate sedimentology and diagenesis.
Apéndices complementarios
Apéndice 1.
Blackwell, Oxford, 430 Págs. Tucker, M. E. (1993): Techniquesin sedimentology.Blackwell Sc', Oxford, 394 págs' Tucker, M. 8., y wright, v. P. (1990): Carbonate sedimentology. Blackwell Sc., oxford, 482 págs' Tucker, M. E. (1991): Sedimentary petrology. An introduction to the oriqin of sedimentary rocks' Blackwell Sc., Oxford, 2.^ ed.,260 págs. Ve¡a, J. A. (1994): Estratigrafía: principios y métodos. Rueda, Madrid, 802 págs'
Minerales de alteración más frecuentes
La selección tle ntinerales (y términos de productos de alteración) indicados -más comgnes- se forman, de manera secundaria, t'tnnclo el ntineral primario deja de ser estable por un ccrntbioen ns condiciones originales (P, T, X o composición, etc.). Algunos térntinos de ominerales, pueden estar justificados todavía en el trabajo habitual que no requiere, por lo general, precisiones compusicionales muy estrictcts; lcrs Íécnicas anttlíticcts recientes (microsonda eLectrónica,microscopia electrónica, difractometría de rayos X, etc.) permiten esclarecer su composición verdadera.
Otros temas Foucault,A., y Raoult, J. F. (1985): Diccionario de Geología.Masson,Barcelona,316 págs. DíazG., Mauriño, C. (1991): Diccionario de términos minerctlógicosy cristalográficos. Alianza, Madrid,571 págs.
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Bastita. Variedad de la antigórita (mineral del grupo de la serpentina)formada por alteraciónde piroxenos (en rocas básicas).Tiende a conservarla orientaciónóptica del piroxeno al que sustituye. Calcedonia (SiOr). En fibras que, con cierta frecuencia,estánasociadasa sílice amorfa (ópalo). Presentaun relieve bajo, próximo al del cuarzo;es incolora; su binefringenciatambién está próxima a la del cuarzo.Las fibras tienen extinción recta y elongación(+ o -). Sueleformarsea temperaturabaja. Se observacon frecuenciarellenandocavidadesde rocas volcánicasdonde,a veces,estáasociadaa min e r a l e sd e l g r u p o d e l a s c e o l i t a s . Cancrinita. Mineral de alteracióncomún en la nefelina.Con refringenciadébil, incolora o, a veces, azul; típica birrefiingenciafuerte, extinción recta y una elongaciónfrecuentenegativarespecroa la traza de la exfoliación. Caolinita. Resultade la alteración,frecuente,de mineralesalcalinos(feldespatosy feldespatoides) y suele adopteruna morfología de cristalescon un tamaño muy pequeño(su individualizaciónrequiere aumentosgrandes)y con cierta frecuenciasuele estar coloreada(o pigmentada)por óxidos de hier r o o d e t i t a n i oq u e l e i m p r i m e nu n a sc o l o r a c i o n eps a r d o - r o j i z a s . Ceolitización. Formaciónde ceolitassecundariasque suelenrellenarlas cavidadesde rocasvolcánicas. Clorita. Como mineral secundarioes fiecuente en la alteración(cloritización)de las biotitas; el excesode hierro de aquéllastiende a concentrarseen los planos de exfoliación o en los bordesde las cloritas y, a veces, determina la fbrmación de gránulos o bandas finas de opacos. El exceso de titanio de la biotita, que no se incorpora en la clorita, suele generar esfena y/o rutilo, frecuentemgntecon textura sagenítica.La clorita secundariatambién se forma por alteraciónde piroxenosy anfíboles,siendo la calcita y.la epidota mineralessecundariosaoompañantes de la clorita. Damourita. Por lo común es una mica blanca que cristalizaen laminillas muy finas con orientación frecuentea favor de direccionesconcretasdel mineral primario, tal y como los planos de macla o las direccionesde exfbliación. Es frecuentesu presenciaen plagioclasaso nelelina alte¡adas.También se forman laminillas finas de damouritaa expensasde la andalucita,en la estaurolitay en algunasturmalinas. Dipiro. Comprendeel término con el 20-50 7¿ de la molécula de meionitaen la serie isofbrmade las escapolitasformada por marialita (polo sódico) y meionita (polo cálcico).Se forma como mineral secundariopor sustituciónde la plagioclasaen gabros alteradoso doleritasy al procesogeneralizado se denominadipirización (p. ej., frecuenteen algunasdoleritastoleíticasde los Pirineos). Epidota. Los mineralesdel grupo de la epidotaresultan,con frecuencia,de la alteraciónsecundaria de otros minerales,como la plagioclasa(saussuritización) y algunossilicatoscálcicos. Gibbsita (AItOHlj). Es frecuentssu fbrmación secund¿Lria en cristalesde plagioclasas(p. ej.. en basaltosy gabros),f-eldespatos y, a veces,corindón. Goethita (FeOr), Con desarrollocriptocristalino,refiingencia muy alta, pleocroica (de amarillo naranjaal verde o pardo amarillento),birrefringenciamuy elevada,extinción recta y biáxica negativa.
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Apéndice 2
Apéndices comPlementarios Apéndice 2.
y es uno de los Resulta de la alteración de minerales ferríferos (magnetita, siderita, glauconita, etc.) (biáxica componenresde la iddingsita.Gran parte de la llamada limonita es goethita.La lepidocrocita positiva) va muy asociadaa la goethita' Iddingsita. Se presenta como una banda rojiza (o pardusca), de birrefringencia alta, que rodea o penetraa favor de las fracturas,en los cristalesde olivino. No es un mineral, sino una mezcla con, al menos, dos componentes invariables: goethita y hematites. Se piensa que su naturaleza consta de una amplia variedad de minerales, como la goethita, montmorillonita, illita, clorita hinchable y óxido de
Los piroxenos (inosilicatos en cadenassimples) tienen la fórmula estructural general: M2MlT,06, o bien:[(M2) (M1) (Si,Al),O")] d o n d el a p o s i c i ó nM 2 t c o n v a l o r 1 . 0 )c o m p r e n d eM g ' . . F e ' . M n ' . . L i . . C a ' . . N a : l a p o s i c i ó nM l l c o n valor 1,0) incluye Alr', Fet., Ti'., Cl-, Vt, Ti',Zru, sct., Znt., Mg', Fe", Mn'. ¡los catrcnesen cursivapuedenentrarenMl sóloparcialmenteyenM2 lohacenantes)y, porúltimo, laposiciónT(tet r a é d r i c ay c o n v a l o r m á x i m o 2 . 0 t a l o j a l o s c a t i o n e sS i o. A l ' ' y . p a r c i a l m e n t ep.u e d eh a c e r l oe l F e ) . Hay una sustitución,poco importante,de Al'- + Si'* en los tetraedrosy la gran variedadde sustituciones requiereuna consultade manualesespecíficos(Deer, Howie y Zussman,1978; Prewitt [ed.], 1982). Según que la simetría resultante sea ortonómbica o monoclínica tendremos ortopiroxenos o clinopiroxenos. Los ofopiroxenos (piroxenos ferromagnesianos)comprenden la enstatita y la ferrosilita, existiendo solución sólida entre ambos.A su vez, en los clinopiroxenosse establecendos familias: a) los piroxenos de Ca-Fe-Mg (los cuatro términos extremosson: la clinoenstatitay la clinofenosilita -en realidad, polimorfos de los ortopiroxenos- y, además,el diópsido y la hedenbergita);recuérdeseque la pigeonitay las augitasson solucionessólidasintermedias,y b) los clinopiroxenosalcalinos(aegirina,jadeíta, onfacitay espodumena[Li]). La clasificación actual resulta del acuerdo adoptado por una comisión de especialistascuyos resultados están expuestosen: Morimoto, N, y cols. (1988): Nomenclatureof pyroxenes.Amer. Mineral 1'73:l123-11.33. El caso más frecuenteestá ilustradoen el polo del diagramaQ-Jd-Ae (figura inferior izquierda) cuyo desarrollo comprende los ortopiroxenos (figura superior derecha) conside¡ando una proporción inferior al 5 Vode molécula de wollastonita(polo Ca) y, por lo tanto, con desarrollode los polos Mg (enstatita) y Fe + Mn (fenosilita), y los clinopiroxenos, que aparecenen el esquema inferior derecho, según la proyección del diagrama Wo(Ca)-En(Mg)-Fs(Fe + Mn) que comprende 7 minerales. (Los manuales modernos de Mineralogía aportan datos detallados sobre este grupo mineral.)
hierro. Leucoxeno. Variedad de la esfena (o titanita), de grano muy fino, que resulta de la alteración de diversosmineralestitaníferos(ilmenita, rutilo, etc.). Con frecuencia es criptocristalino y se presenta en masas compactas; también Montmorillonita. es frecuente en cristales en forma de hojas pequeños con una exfoliación perfecta; la refringencia es variable; suele ser incoloro o ligeramente coloreado con tonos de verdes a amarillentos y el pleocroísmo suele ser neto, pero precisa aumentos grandes y disponer de cristales bien desarrollados.Tiene extinción recta y elongación negativa. ópalo (SiOJ. Amorfo y coloidal. Isótropo.Con refringenciamuy débil. En LPA es incoloro o ligeramgnte coloreado. Pinita. Desarrollo entrelazado de cristales aciculares finos que, en detalle, corresponden a una mezcla de moscovita con cloritas o serpentinasy óxidos de hieruo, y que es el resultado habitual de la alteración de la cordierita. La pinita se presenta en los bordes de la cordierita, puede progresar hacia su interior a favor de la exfoliación o fracturas y, en el caso más avanzado, llega a desarrollar una trama anastomosadao red interna que puede invadir completamente la cordierita. La geometría y el color amarillentode la pinita (e; LPNA) es un criterio rápido para localizar la cordieritaen granitoscon alto contenido de aluminio y en rocas metamórficas. Es un agregadode cristales pequeñosque forma una corona alrededor de otro miQuelifitización. neral (p. ej., granate,y a veces,espinela,piroxeno o anfíbol) cuya composiciónpuedevariar siendofrecuente, en el caso de los granates,la presencia de clorita verdosa acompañadao no de epidotas. A veces, la corona quelifítica invade el mineral primario a favor de sus fracturas. Saussuritización. Se refiere, no a un mineral único, sino a una asociación de minerales secundarios que, por lo común, es una mezcla de epidotas(y, a veces,lawsonita)con escapolitasy otros minerales,generadacuando se alteran,por un procesohidrotermal,las plagioclasascálcicasde una roca básica.Otros acompañantessuelenser cuarzo, actinolita o calcita. Sericita. Este término coloquial hace referencia a un mineral micáceo normalmente desarrollado en laminillas finas, formando asociacionespolicristalinas, en feldespatos y plagioclasas alterados (sericitización). Su composición puede corresponder a moscovita-hidromoscovita o paragonita. Serpentina. Como producto secundario es frecuente a expensasde piroxenos y del olivino de rocas básicas(plutónicasy basálticas).Presentaun color verdosode binefringencia media y en su composición intervienen minerales del grupo de la serpentina, la nontronita, la saponita, la vermiculita y, entre otros, la bowlingita. Es frecuente la presencia de magnetita. Talco. Su presencia es frecuente en peridotitas y basaltos alterados, donde el talco está asociado, con frecuencia. a minerales, como clorita, actinolita, antofilita, vermiculita, serpentina y/o magnesita. También se forma talco por alteración de la tremolita en algunos mármoles. El talco es incoloro (LPNA); se presentaen agregadosfilamentososo en láminas con disposicionesdiversas(radial, láminas curvas,etc.); con exfoliación perfecta,biáxico negativo y tiene un ángulo 2V muy pequeño(desde 30'hasta próximo a 0"). Este término desígna una mezcla de anfíboles de colores verdosos (del tipo de la Uralitización. hornblenda y/o la actinolita) formados por Ia alteración (uralitización) de piroxenos componentes de rocas básicas. Los anfíboles secundariostoman la orientación cristalina del piroxeno inicial. Por lo general, el desarrollo de la uralitización suele implicar un descensodel porcentaje de An de las plagioclasascomponentesde la roca alterada. Como mine¡al secundario es frecuente en 1asmicas de tipo biotita' Vermiculita.
Clasificaciones de piroxenos
Wo (Ca)
,
E n . /.(H¡s)
Q (Wo,: n , F s )
=oo
/,
E
"of
o '6
20
.= .q
/
iK
t
\-
E n s t a t i t a I F e r r o s i t i t a\ F S
oRToPtRoxENos(Fe+Mn) o o
Wo (Ca)
\'
c D o
trgrflna
d o p o
=.
Egirina-\ Onfacita augita \ J^d"ítu
@_
JO
( N a ,At) ,
Diópsido lHedenbergita'
Ae (Na, Fe3+)
Augita
o L
Pigeonita @
¿ a a
En
(Ms)
Clinoenstatita
clinofetrosilita
(Fe+Mn)
@
194
195
Apéndices comPlementarios Apéndice 3.
Apéndice 3
Clasificaciones de anfíboles
A.
Nag
Anfíboles cálcicos
Tremolita
Mg-Homblenda
Gedrita
0,1
Fe-antofilita
Fe-gedrita
0,0
B.
Monoclínicos
1,0 lvlg-cummingtonita 0,7 Mg Mo - + Fe'
Cummingtonita 0,3 Grunerita 0,0
Apéndice 4.
Clasificaciones de biotitas
Las biotitus, micas rrioctaédricascon tórmula gener.al:K,(Mg. Fe") [Si.AlO,,,(OH,F).],),deben ser junto a los otros dos términos:la;flogopitct(rica en Mg) y Iaannittr (con Fe'. y sin Mg). consideradas En el caso de disponerde un anhlisisquímico en una mica trioctaédrica(p. ej., empleandouna microsonda electrónica)y tras el cálculo de su fórmula estructural,su clasificaciónes muy sencillacon el sistema adoptado en este caso (Deer, y cols. 1962), pues sólo requiere calcular la proporción de Fe/(Fe+ Mg) ---en ordenadas-, con rango entre 0,0 y 1,0, y del Ali' -en abscisas- con rango entre 1,0 y 1,5. La mica analizadase sitúa en el plano composicionalasí definido y, en el caso de disponer de diversascomposicionesde estasmicas trioctaédricas,es posibleestudiarsus relacionesmuruas(variacionesde composición,etc.).
Anfíboles alcalinos Mg-Taramita
Antofilita
Mg + Fe'
Eckermanita Mg-Arfvedson¡ta
Anfiboles calcosódicos
6,0 l\/g-gedr¡ta
Mg
Los cationesmás comunesen las posicionesindicadas(A, B, C y T) son: A (Na,K); B (Na,Ca,Mg, Fet. aunquetambién puedenestar Mn.Li): C (Mg.Fe'-,Al,Fe'*,pero también pueden alojarseMn, Zn, Cr, Ti y Li) y en la posición tetraédricao T (Si,Al). Hay una sustituciónimportanteAl't * Si'. (con mayor desarrolloque la existenteen los piroxenos);otras sustitucionesson: Mg * F. (sin implicar un balancede carga),(Mg,Fe) * Al, Na * Ca y la introducciónde Na(K) en la posición A. Se consideran dos grupos según sea la simetría: ortorrómbica (ortoanfíbol) y monoclínica (clinoanfíbol). La nomenclaturaactual (incluida y desarrolladaen los manualesmodernosde Mineralogía)para los anfíboleses la propuestapor Leake, B. E., y cols. (1978): Nomenclatureof amphiboles.Mineral Mugazine, 42.533-563. Esta nueva ordenacióncomprendelos grupos de mineralesmás representativos atendiendoa su composición,obtenidapor anáLisisquínticosde microsondaelectrónica(u otra fécnica analítictt),que está indicadaen una malla cuadrangularsegúnse expone en la figura superior.Los rtrtoortfíboles comprenden la antofllita y la gedrita; en i.osclinotutfíbol¿s se establecendos grupos bá(cummingtonitay grunerita)y b) los clinoanfíbolescalsicos: a) los clinoanfíbolesfen'omagnesianos cosódicos(tremolita, antinolita, hornblendas,riebeckita,glaucof'anay arfvedsonita).A efectosprácticos de una consultarápir1a,sient¡treqne se disponede un análisis químícoy el posferior cálculo de su Jrirntula estructurol,los anfíbolesortorrómbicosmás representativosse indican en la figura A donde en abscisasse considerael contenidoen Si (variabledesde6,0 a 8,0) y en ordenadasen valor de la reIaci(rnMg,Mg + Fe'- (con valores entre 0,0 y 1,0); en 1a tigura B se indican anfíbolesmonoclínicos. (En. la actualidad, k¡s Laboranrir¡s de micrt¡sonda elet:trónica suelen of'recer el ctnálísis químico del a.nfíbol analizado acompañado por el cálc'ulo de su Jórntulu estructurol y su clctsiJicaciónsegún los cri¡erios de Leake -1978-.)
W¡nchita
7,0 Mg-antofilita
0,9
A,, ,8,C,T,O,,(OH,F),
Glaucofana Mg-B¡ebeck¡ta
Ortorrómbicos
8'0 1,0
Los anfíboles(inosilicatosen cadenasdobles) fienen su fórmula estructuralgeneral
Ann¡ta
=
Siderofilita
! c a o c :Q
o)
6 o
+
c
q) tL
.g
c) tL
Biotitas
0.33
-:
Flogopitas
(Na+K)a a
>
(8-Si)
¿
1
a 6
Flogopita
Al'u (por unidad de fórmula)
1,5 Eastonira
o
196
197
Apéndices comPlementarios Apéndice 5.
Apéndice 6
Clasificaciones de granates
clasificación y nomenclatura de rocas ígneas (plutónicas, volcánicas y filonianas)*
Los granatestienen su fórmula esfuctural generalen X'.,Y'-,[SiOol,y las solucionessólidasque formanrepresentanlacombinacióndeX=Ca'.,Mn'*,Fet*yMg't,eY=Fet.,Alt*,Crt*yTia-,porloque, en la práctica, se establecentres grupos: a) alumínicos, siendo Y - All- y sus términos dependende la posiciónX,dondeX=Fe'. (almandino),X=Mg'- (piropo), X=Ca'(grosularia),X=Mn" (espesartína), b) ferríferos, donde Y = Fe'* y cuando X = Ca'. (andradita) y, por último, c) cromíferos o con Y = Cr'* y X = Ca'?.(uvarovita). Los granates alumínicos suelen denominarse piralspita al comprender los términos de piropo, almandino y espesartina;en la práctica, estos últimos granates y la andradita son los más extendidos en las rocas (p. ej., como rasgo indicativo general, el almandino es típico en gneis y micaesquistos;el piropo en peridotitas y kimberlitas, la grosularia en los skarns, la espesartina en algunos granitos y en pegmatitas, la andradita lo es en rocas de metamorfismo de contacto y la uvarovita es muy frecuente en serpentinitascromíferas).
Q rcua¡zo) Ib
l
Riolita de ¡eldespatoatcatj¡o
Gnnho a) Sienogmnno(= I. calco.
Rioha
b)
Clasificaciones de rocas ígneas
P€8mat¡a,aplita, eÉ, Póddo ( I )
Monzogmnno (=dme lha)
5
ób
Apéndice 6,
Pcgmafta diq F, nófidos. cüdfec Crarlo de feldesparoalcalino
Pófrido 0) Cudrzo-sieni¡ade feldesp¿ro
Cuüzo-rdquita de t¡ldesplto ¿lca.
Pórfido (l)
Sieni¡ dc feldesFro a¡calirc
Tmquúa de feldesp¡to a¡calino
Pórfido ( l ): lámF fido dc FK (3)
Sienla de feldespaloalcalino co¡ foides
TraqDnade feldesparcalcal¡noco¡ ? ó r ñ d o( l )
Clasificar es incorporar todas las rocas conocidas a grupos, disjuntos entre sí, donde ninguna roca pueda pertenecer a dos grupos ala vez. Esta definición implica establecerunos criterios discriminantes para el conjunto de las rocas y con suficiente capacidad generalizadora que, además, debe ser coherente con los procesos de formación de las rocas. De todas las clasificaciones planteadas,el sistema QAPF (en la figura siguiente) es el que mejor satisface los requisitos formulados y alcanzaal mayor número de rocas comunes (aunque no a todas las conocidas). Basándoseen propuestasde Streckeisen (1964, 1965 y 1967), una comisión de la IUGS (Intemational Union of Geological Sciences) elaboró la propuesta más satisfactoria (1989) basada en la proporción modal (estimada al microscopio) de los minerales componentesde las rocas y ordenadosen los polos: Q (porcentaje de cuarzo, fidimita y cristobalita), A (porcentaje de feldespato alcalino incluyendo ortosa, microclina, pertita, anortoclasa,sanidina y albita de valor hasta An,), P (porcentaje de plagioclasa con rango desde An, hasta An,* y la escapolita), F (porcentaje de feldespatoides y otros términos afines, incluyendo nefelina, leucita, kalsilita, seudoleucita, sodalita, noseana, haüyna, cancrinita, analicima, etc.) y M (porcentaje de máficos y minerales próximos, incluyendo mica, anfíbol, piroxeno, olivino, minerales opacos, minerales accesorios -zircón, apatito, esfena, etc.- y otros tales, como epidota, allanita, granate, monticellita, carbonatoprimario,etc.).LasumaQ+A+P+F+M=100.EstáclaroquelosmineralesdelgrupoQyF se excluyen mutuamente. Detalles más concretos se indican en Le Maitre, R. W. (ed..)(1989). Este sistema es válido cuando M es infe¡ior a 90 y cuando supera este vaior (hay un exceso de minerales ferromagnésianos propio de rocas ultramáficas) se aplican otros diagramas propuestos por Streckeisen (1976) y modificados por la IUGS (1989) disponibles en cualquier manual de petrología. Sin embargo, Woolley, y cols. (1996) han propuesto otras clasificaciones en rocas, como lamprófidos, lamproítas, kimberlitas, kalsilíticas, melilíticas y leucíticas que, en realidad, no están incluidas en los casosanteriores (v. Canadian Mineralogist,34:175-186) y, debido a su interés menos común, no se incluye en este Apéndice.
S¡enit.
F ¡oiaes¡ *Si M > 90rrocasll¡amáfic¡s. Mi porcenr.jedc ninerales m¿ficos tu: porcenta.ie de ¡ñorila en la plagtf,l.sr Ol: prcer¡aje de oliv¡no (l) Al rémino (pófrdo, deberá¡gregarse un c¿lificarivo d€t equiv¿le¡1ecomporicionalplurónico. (Se sobreentiendcquc la texturaes potjdica.) (2) Si M: 0-30 % - ioyaíta Si M: 30'ó0 % - ¡ralig¡na Si M: ó0-90% -shonkin¡r¡ (3) Minerc (Bi). vosuesna(Hb) sannaÍ¡a(Anf, loides < FK) (4) Kenantila (Bi), esFsafrla (Hb) canptonru (Anf, Foides< FK) Rocd plu¡ónic¡s y volcfnicas según la IUCS (1989), con modi nc¡ciones. Roc¡s filonianassegún la tUOS (1989). ánplido.
8a
Pód& (r)
8b
P ó d i d o( l )
8c 9^ 9b Monzodiorila con foides Monzogabro con foides
t0b
Ardesih (SjO, > 52 %) Diodla (M > 10, An< 50) Gabro (M > I0. An > 50)
I I
Sieni¡a foidfica (2)
t2
Monzosienia foidnica
Monmdiodh
t5
o
o
N
.9 6 '6 .9 6
L
f a
¿ a a @
Lampróiido de plagio
10.
t4
6
Baslto (sioj < 52 %)
l0¡
t3
'6 6
198
Póddo (l); l¡mprófido d€ FK (3)
l6
foidíl¡ca
Diofrt¡ foidfica Gab.o fo¡dÍt¡co
Basanitafonólíricr (Ol > l0 7.) Tefdla fono¡írta (Ol < l0 %l Brsanih (Ol > lO%) TefdE (Ol < l0%)
Apénd¡ceI
ApéndiéescomPlementarios Apéndice 7.
Apéndice 8.
Clasificaciones de rocas sedimentarias detríticas
Clasificaciones de rocas sedimentarias carbonatadas
La clasificación que se expone a continuación incluye las modificaciones propuestaspor Wright, V. P. (1992; Sedimentary Geology,76: 177-185) y la clasificación textural ¿e ñu¡tram (lé62) posteriormente ampliada por Embry y Klovair (1971). Se trata de una clasificación en la cual d" trada es el origen de la textura que actualmente observamos en la ¡oca carbonatada. "l ".it".io "nUna vez identificado dicho origen, el empleo de esta clasificación es simple, en sentido descendente.
La clasificación de las rocas detriticas se realiza en función de los porcentajes rnodales de los cuatro componentesque aparecenen la figura adjunta (modificada de Dott, 1964, Journal of Sedimentary Petrology, 34: 625-632): cuarzo, feldespatos,fragmentos de roca y matriz. El porcentaje de matriz establece las diferencias entre los tres gupos principales de rocas -arenitas, grauwacas y lutitas-. Fn el uso de esta clasificación es conveniente indicar los criterios que se han aplicado al efectuar el contaje modal, es decir, exponer con todo detalle qué elementos se han incluido dentro de cada uno de los componentes del diagrama.
Origende la texturao estructura Sedimentario (de depósito) Soportadapor la matriz ( < 1 / 1 6m m )
GranosGranos < 10 o/o > 10 0/"
Biológico
Granosoportada Sin matriz
Con matriz
Diagenético
Organismos ln situ a@
oo cc @6
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Apéndices comPlementarios
Apéndice 10
Apéndice 9. Clasificaciones de rocas piroclásticas
Apéndice 10. Clasificaciones de rocas metamórficas
Un piroclastoresultade la fragmentaciónde un procesovolcánico explosivo; este procesopuede ser variable,esencialmentemagmáticoo hidrovolcánico,o bien freático o, incluso, más complejo,pero en todo caso la clasificación de estas rocas responde a criterios genéticos y no a la litología (téngase en cuenta que un piroclasto puede ser también de naturaleza metamórfica o sedimentaria y no exclusivamente ígneo aunque, en [a práctica, estos últimos sean los más frecuentes). Hay muchasclasificacionespropuestasy la de Schmid (1981) parecela más satisfactoria(v. figura inf'erior). Esta clasificación aborda un primer criterio basado en la granulometría (tamaño de partícula en milímetros) que es definitorio de la nomenclaturadel piroclasto (desde 1/16 mm: ceniza fina, hasta>64 mm bomba/bloque)y, a continuación,estableceel tipo de depósitopiroclástico según dos categorías:a) tefra o escoria, cuando el depósito no está consolidado, y b) roca piroclástica cuando estedepósitoestá consolidado. Está extendida la nomenclatura de piroclastos juveniles o esenciales cuando conesponden a un magma en erupción, los accesorios si estos piroclastos proceden de una erupción anterior y piroclasto accidental (también renolito o enclave) si su origen es ajeno al magma. Los depósitospiroclástícos implican dos rasgos (Cas y Wright, 1987): a) estar constituidos por piroclastos y ser resultado directo (no retrabajado) de una actividad eruptiva; ambos elementos (genéticos) indican un depósito primario. Ahora bien, las subdivisiones terminológica.s (frecuentes y abundantes) en el interior de las piroclastitas pueden ser de ca¡ácter descriptivo o genético. Los términos descriptivos consideran factores, como la granulometría, el carácter móvil o consolidado, los rasgos litológicos (texturade los elementosjuveniles;composicióny proporción de los xenolitos,etc.).En este caso, son válidas denominaciones,como tuff de cenizascon lapilli escoriáceo,etc. A su vez, los térmínos genéticos hacen referencia a los procesos de erupción que determinan las característicasdel depósito; estosprocesosincluyen una amplia serie de factorescomo la vesiculación,la fragmentación,la modalidad del transporte, etc. (un estudio detallado se ofrece en Cas y Wright, 1987) y todos estos factores hacen referencia, en definitiva, al estudio de mecanismos estrictamente magmáticos, hidrovolcáiicos o freáticos.
La naturaleza del metamorfismo no facilita una clasificación de las rocas de forma análoga a las exrstentespara las rocas ígneas. Los diversos autores (y escuelasde metamorfismo) han oi-ertadodiversaspropuestasque, examinadasen conjunto, no presentangrandesdificultades al estudioso espe_ cialista pero, al mismo tiempo, no son muy asequiblespara el estudianteque se inicia en el metamor_ fismo. El objetivo desanollado en este caso tiende a orientar este estudio según tres rasgos: a) resaltar los caracteres(macroscópicosy microscópicos) de la roca, b) considerar el tipo de metamorfismo y c) aportar una denominación(sin abordar,propiamente,los requisitosde una nomenclatura.). Estosires rasgos, indicados en la figura aneja (basado en Shelley, 1992), estánde acuerdo con los ejemplos expuestosen esteAtlas.
Diámetro de la partícula
Caracteres macroscópicosy microscópicos de la roca
Tipo de metamorfismo
Esencialmenteígneos,sin deforSe emplea el prefijo meta- delante del nombre de mac¡óndestacadaa escalaoe Hidrotermaly/o la roca or¡ginal:p. ej., metabasalto granosy con m¡neralesh¡drataNombresespeciales: greenstone,espilita,epidiorita incipiente oos y propilita Esencialmente sedimentarioso Hidrotermaly/o Se empleael prefijometa-delantedel nombrede piroclásticos, con texturasprinla roca or¡ginal:p. ej., metagrauwaca incipiente c¡Dalmente sedimeniar¡as
Deformaciónintensaa escalaoe grano mtneral
Depósito piroclástico
Cataclasitas(sin fabricarplanar), milonitas(con fábr¡caplanar).Frecuentemente, se añadeel nomDinámico
Piroclasto No consolidado: escor¡a Bomba, bloque
64 mm
Aglomerado,capa de bloques o bombas,escor¡a de bloqueso bombas
Consolidado: roca piroclástica
Casos especiales (rocas con. compostcton
Aglomerado, brechapiroclástica
Capa de lapilli, escoriade lapilli
monomineralo bim¡neral)
J
Toba de lapilli
o
'o
2mm Partículade cenizafina
Cenizagruesa
Toba cinerÍt¡ca gruesa
1 / 1 6m m
.! f 6
uonlaclo + regional
Roca bien
Rocasque carecen de orientación
cristalizadao recr¡stalizada
Regional
Cenizafina
Toba cinerítica fina
Regional
Algunas granulitasy charnock¡tas
Rocascon I
orientac¡ón obvia de
a
¿ o
@
los m¡nerales
Cuarzó: cuarcita Olivino + piroxeno:peridotitasmetamórficas Onfacita+ piropo:eclooitas Corneanas(pelÍticas,calcáreasV básicas)
,E
I
Composicióncarbonatada: mármoles
Contacto
'6
PartÍculade cenlzagruesa
bre de la roca original,p. ej., milonitagranítica. Términosespecíficos:protomilonita,ultramilonita, blastomilonita, f ilonitay seudotaqu¡lita
H¡drotermal Mineralesdel grupo de la serpentina:serpent¡nitas
esencialmente
o 6 !
Lapilli
Denominación
Regional
Términosespeciales:buchita
Rocas fácilmentefisibles:pizarray esquistos(pelíticos,calcáreosy talcoesquistos Roca con fisibilidadirregular,segúnel tamañodel grano: esquistosverdes, esquistosazules y anfibolitas Rocaspoco o nada fisibles:gne¡s,migmatitas, algunas granulitasy charnockitas
o
202
203
Apéndices comPlementarios
A p é n d i c e1 1
Apéndice 11' Análisis modal El análisis modal consiste en expresareI porcentaje (en volumen) de cada uuo de los minerales (A, B...X)componentesdelaroca(roca=)[porcentajedemineralA+porcentajedemineralB+...+porcentaje de mineral Xl). El resultado en porcentaje de un mineral, o grupos de minerales, se emplea para clasificar (p. ej., en el sistema QAPF, de rocas ígneas) o bien para comparar unas rocas con otras y, en definitiva, permite establecervaloraciones sobre el contenído (pref'erenteo no) de unos minerales respecto a otros para una roca aislada o para varias rocas resultantesde un mismo proceso genético. Un petrólogo, Delesse(1898), relacionó el porcentajede los mineralespresentesen una lámina delgadade roca con el porcentajeen volumen de aquellosmineralesen una roca. Como requisitoprevio, el área de medición en una (o varias) láminas delgadasdebe ser proporcionalal volumen de los mineralesen la roca; estaexigenciase resuelvepor el denominadoíndice de Chayes(IC en fig. B) que consisteen determinarel número de granosminerales,de cualquierroca, presentesen una longitud de 40 mm de lámina microscópica.El coeficientecalculado(número de granosminerales/4Omm)y, además, la elección de un valor de precisión para el análisis modal indica, con ayuda de un ábaco (v. fig. B), el número de Iáminasmicroscópicasnecesariaspara realizar un contajede puntoscon destinoa un análisis modal. Así pues,la relación de equivalenciaentre el área de superficieque debe medirse(lámina delgada)y el volumen de roca dio origen a una cuantificaciónde los porcentajesde mineralesen una lámina delgacia(partiendode una previa y exactaidentificaciónmicroscópica)y surgierondiversastécnicas de contaje,siendo el contador de puntos (con diversosmodelos) Ia más útil. Esta técnicaconsta de dos partes(fig. A): a) una platina mecánicafijada a la platina del microscopioy b) un tabuladorque, unido por un cable eléctrico a la platina microscópica,permite desplazar,segúnun valor determinado, la 1íneade contaje en 1alámina microscópica. La lámina microscópica (habitualmente2 x 3 cm de área que debe medirse) se insefia en un caÍo c o n d o s e j e s{ X e Y } d o n d e .I i j a d au n a p o s i c i ó nr p . e j . . l a d e Y l . s e d e s p l a z al r o t r a ( p . e j . . e l e j e X . q u e comprende diversas1íneasde medidas separadaspor un valor definido). La superficie de lámina microscópica se convierle así en una malla de puntos donde cada grano nineral comprenderáun número determinado de puntos y, en consecuencia,este método tiende a calcular el número de puntos conespondientes a cada uno de los granos minerales, con una composición concreta que, en definitiva, se expresaen un porcentaje.Así pues, la línea X atravesaráun número de minerales observables,sucesivamente,en el retículo del ocular. Una vez identificado el mineral en el retículo del ocular, se pulsa la tecla del tabulador-contador de puntos corespondiente a la composición de ta1mineral y se le asigna un v¿Llor(un punto de medida para un mineral identificado) en el contador que, emitiendo un impulso eléctrico, desplaza Ia roca una distancia (predeterminada)en la dirección asignada(X en el ejemplo) y facilita *í una nueva posición de observación (del mismo mineral anterior o de otro mineral nuevo). Una vez contadostodos los puntos de una línea, se traslada un valor prefijado a la siguiente línea paralela (es decir, se hace un barido de líneas paralelaspara el áreatotal de la lámina microscópica).Finalizado el contaje de todas las líneas (final del barrido) se traduce a porcentajesel número de puntos asignadosa cada uno de los minerales componentesde la roca, lo que, segúnel principio de parlida, la sumatotal de puntos de todos los minerales (con sus porcentajesrespectivos)es representativadel área total de roca en su lámina microscópica. La granulometríade los mineraleses un factor decisivo,pues una roca con granosmuy pequeños puede satisfacer la representatividadinvocada mientras que otra roca con granos minerales de gran tamaño exige aumentarel número de láminasque deben medirse.Otro requisitoes la eleccióndel corte adecuado de roca para hacer la lámina delgada debido a la influencia de una orientación mineral preferente respecto a una roca no orientada. Estos y otros requisitos no son fáciles de satisf'acery, en todo caso, el número de puntos necesariosque debe contarsees muy elevado para obtener una buena representatividad(v. Hutchison, 1974 y Roubault, 1982). Una solución que intenta agilizar esta tarea, lenta y fatigosa, consiste en teñir algunos minerales y emplear un detector óptico automatlzado que, sensiblea la tinción, es capaz cie integrar las áreas mineralesy traducirlos a porcentajes:estos resultadosson más satisfactoriosen unasrocasque en otras,aunqueson poco aplicablesa algunasrocas volcánicas(con vidrio) o a otras ígneascon mineralessin una tinción específica.(El lector interesado puede consultar los resultados obtenidos con un analizador videográfico interactivo de fácll adoptación a esta técnica;v. Lapique, F. Champenois,M., y Cheilletz, A., 1988,en BulL Minerctl ll1: 679-687).
Si bien es innegablela utilidad del método del análisismodal en trabajosde investigación, es más frecuente en los trabajos habituales proceder a estimaciones semicuantitativasaproximaáas. Comprende establecer la abundancia relativa entre minerales representativosy con valor clasificatorio; (p. ej. estimar el porcentaje total del cuarzo respecto al del f'eldespatoy la plagioclasa con des¡no a estlmar la posición de un punto en un diagramaQAP [cuarzo-feldespato-plagioclasa]. Esta estimacrónDersonal al microscopio resulta facilitada por el contrastecon diagramasdonde se expresanestimaciones de abundancia de puntos [equivalentesa minerales] según valores variables desde el 1.o/ahastael 5O Va (v. fig. C). La experienciaadquiridaf'acilitaestableceruna clasificacióny así, para una roca concreta, es posible estimar, semicuantitativamente, la abundanciarelativa ent¡e dos o tres especiesminerales discriminantesde un grupo litológico (p. ej., en un granito comprenderíaestablecerla proporción de f-eldespatoy plagioclasa;en un gabro, la proporción de piroxenos respectoal olivino y, después,la abundanciaentreortopiroxenosy clinopiroxenos,o bien de plagioclasarespectoa piroxeno,etc.; en definitva, consiste en comparar las abund¿tncias(porcentajes aproximados) de los dos o tres minerales que, presentesen la roca, tienen interésclasificatorio).
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Apéndices comPlementarios
Apéndice 12 burbujas y se lava la roca con agua. como resultado, se tiñen: a) de rojo (calcita, whiterita, calcita magnesiana y aragonito), b) de púrpura (ankerita, ferro-dolom,ita, estroncianita y cerusita) y c) no se tiñen los siguientescarbonatos y sulfatos (anhidrita, siderita, dolomita, rodocrosita, magnesita, smith_ sonita y el yeso).Este resultadopuede ser suficienteen muchos casoscomunes{p. ej.. calizas con cal_ cita y dolomita). De no ser así, repitiendo este test, con igual volumen de rojo aliiarín S y 30 Zo de NaOH (solución) e hirviendo (5 min) se tiñen todos los minerales del grupo c) excepto la anhidrita. Es decir, la siderita se tiñe de castaño oscuro a negro, y de color púrpura lo hacen la dolomrta, rodocrosita, magnesita, yeso y smithsonita. Para distinguir todos los minerales teñidos de púrpura se someten a un hervido (5 min) en una solución con volúmenes iguales de alizarín rojo S y solución al 5 Vo de NaOH resultando teñidos de púrpura la magnesita, el yeso y la smithsonita y sin teñir la dolomita y la rodocrosita.Para los mineralesdel grupo b) se procedehervir (5 min) en una solución de rojo alizarín S y 30 VoNaOH donde la estroncianita no se tiñe, la ankerita y la fenodolomita, en púrpura oscuro y la cerusitase tinta en castañorojizo oscuro.Despuésde las tincionesindicadasse lavan las muestras, varias veces,con agua y una solución diluida de NaOH de forma previa al ataque con la solución Feigl. Tras un ataquede la muestracon CIH se sumergeen [a solución Feigl (10 min) donde el aragonitose tiñe de negro y no se tiñen la calcita,witherita y calcita magnésica.Después,se atacala roca con CIH diluido y se lava bien con agua destiladapara, después,sumergir la muestraen una solución de ácido rhodizónico(5 min) y así la whiterita adoptauna pátina roja. Cuandointeresadistinguir la rodocrosita y dolomita se atacala roca con CIH diluido, con lavadoposterior(aguadestilada)seguidade inmersión e n u n a s o l u c i ó n d e N a o H ( l - 3 v o , d u r a n t e 0 , 5m -l in)que,conunlavadoysecadoposterior(l,5min), se añade una solución de bencidina fría resultando la rodocrosita teñida de azul mientras que la dolomita no se tiñe. La distinción entre magnesitay smitshovitarequiereun ataquecon CIH diluido con lavado (agua destilada)seguidode una inmersión de la roca en una solución, a partes iguales,de solución de magnesóny de NaOH (30 7o) obteniendoque la magnesitase tinta de azul (l min) o azul intenso (2-3 min) y la smithsonitano se tiñe o adquiereun tono azul pálido pasados5 min. El problema formulado puede requerir sólo un proceso, o dos, en rocas de composición sencilla y con relativa rapidez de elaboración.
Apéndice 12' Tinciones de minerales Teñir significa dar a un objeto un color distinto al que tenía; en el caso de los mineralesconsiste en provocarla reacciónde una sustanciaquímica (o secuenciade sustancias)cuya reaccióncon un mineral determinado da un color característico para dicha especie y distinto al de otras especies minerales con el fin de facilitar su identificación al microscopio o por otras técnicas visuales. Algunos minerales,como el cuarzo (SiO.), no se puedenteñir y otros, muy difícilmente por lo que, en la actualidad, estamos lejos de disponer de tinciones específicas que caractericen, con valor discriminante, todas las especiesminerales. No obstante, los logros obtenidos son de gran valor al comprender tinciones en/eldespatos,feldespatoides (ctya presencia en una roca ígnea implica la ausencia del cuarzo singenético), brucita y serpentina, plagioclasas, carbonatos, erc. Las tinciones de feldespatos pueden realizarse sobre lámina delgada sin cubrir o bien directamente sobre una tableta de roca con superficie lisa. El proceso consta de los siguientes pasos: 1) Ataque de la superficie de roca con vapores de HF concentrado (48 Vo),en el caso de láminas delgadaso bien por inmersión directa en HF, durante un tiempo que oscila, según la composiciónde la roca, entre l/4-314 de min. (Atención: este proceso se debe realizar, siempre, bajo una campana extractora y evitando el contacto entre el ojo y 1osvapores de este ácido.) Tras este proceso se puede realizar un ligero lavado con agua,necesariosi se ha sumergidola muestraen HF. 2) Se introduce por inmersión la roca dos veces, brevemente, en una solución al 5 Vo de BaCl, lavándolaa continuación. 3) Finalmentese sumergela muestra(l-4 min) en una solución saturadade cobaltrinitito sódico lavando, a continuación, con chorro de agua el exceso de cobaltrinitito. En algunoscasos,puede ser necesariorepetir el proceso(1 min. o incluso más de ataquecon vapores de HF, contactocon BaCl, posteriorinmersión---4 a 5 min- en cobaltrinitito y lavado final con chorro de agua). Los feldespatos alcalinos (y las leucitas) resultan teñidos de aniarillo sin estar af'ectados el cuarzo ni las plagioclasas y otros minerales. Interesa evitar, para cada tipo de roca, un exceso o defecto de tinción. La coloración se basa en la fijación de la solución en mineralesque contienenK. La tinción para plagioclasas puede realizarse como continuación de la marcha seguida en la tinción de feldespato, añadiendo además el siguiente paso: 4) Dejar caer una pequeña cantidad de solución de rhodizonato ácido de potasio (0,05 g/20 ml de agua; se puede emplear igualmente el rhodizonato ácido de sodio, mejorando los resultadospara las plagioclasasmuy sódicas)sobre la superficiede la roca y dejar actuardurante 1-2 min. I-avar a continuación. La plagioclasa adquiere un color rojo intenso. La brucita puede distinguirse de la serpentina por ofra tinción con ataque previo (inmersión) de la roca en HCI diluido en el que previamentese han disuelto algunoscristalesde ferrocianuropotásico; el tiempo de inmersión varía con la composición de estos minerales en las rocas diversas. La brucita se tiñe de azul y la serpentina,en verde pálido. Los feldespatoides pueden teñirse extsndiendo sobre la roca una capa delgada de ácido fosfórico siruposo y esperarsu reacción durante 3 min. Tras un lavado con agua se sumerge la roca (1 min) en una solución al 0,25 7o de azul de metileno y se lava la roca. La nefelina, sodalita y analcima se tiñen de azul intenso y la melilita de azul claro mientras que el feldespatopotásico, la leucita y la plagioclasa resultan inalterados.La nefelina puede distinguirse, por tinción, de la plagioclas¿ extendiendo en la roca, con una pipeta, HCI concentrado y se deja reaccionar (4 min); se lava con agua y se extiende una solución de verde malaquita (1 gr en 200 ml de agua destilada) dejándo1areaccionar (50-60 seg) con lo que la nefelina se tiñe de verde intenso. Tras un secado (aire) durante 24 horas se somete dicha roca a vapores de HF (45 seg en una temperaturade 30-40'C) y desaparece,temporalmente,el color verde de la nefelina. Se sumerge la roca en una solución de cobaltrinitito sódico (3-4 g en 6 ml de agua destilada) durante 2-3 min (o, según las rocas, hasta 10-15 min) y se lava la roca. El feldespato potásico se tiñe de amarillo (también en las pertitas), la nefelina recupera el color verde y la plagioclasa no se tiñe. La tinción en carbonatos(Warne, 1962),muy frecuente,está descritaen muchos manualesde petrología sedimentaria(tambiénen el Hutchison,1974).La tabletade roca se atacacon HCI diluido (810 ml en 100 ml agua destilada) y se deja reaccionar -en frío- (3 min); se cubre la roca con solución de alizarín rojo S y se deja reaccionar (5 min) debiendo mover la roca para evitar la formación de
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Apéndices comPlementarios
Apéndice13
Apéndice 13. Relación de minerales más frecuentes con su notación (según Kretz, 1989) y composición química
Sinónimode egirina(o aegirina)NaFe'.[Si,On] Acmita (Acm) Ca,(Mg,Fe't,Mg).Si,O,,(OH),a Ca,(Fe'.,Mg).Si,O.,(OH), Actinolita (Aco NaFe'.ISi,Oo] Aegirina Aegilina-augita(Agt) (Na,Ca)(Fe,Mg)Si.O. NaAlSi.O" Albira(Ab) Almandino(Alm) Fe.r.Alrsi.O,, (Ca,Ce),Fe,Al,Si.O,r(OH) Allanita (Aln) Más completa: (ca,Mn,ce,La,Y,Th),(Fe'.,Fe',Ti)(Al,Fe"),O.oH Isiror] Andradira (Adr) Ca.(Fe',Ti),[(Si,Al,Fe'-).O,,] Analcima(Anl) NaIAlSi,O"lH,O Al,sio. Andalucita(And) Anfíbol (grupo del) ( A m ) Anhidrita(Anh) CaSO, Ankerita (Ank) Ca(Mg.Fe)(CO.), Annita (Ann) K,Fe,,IS i,,Al,O,J(OH), Anortita (An) CaAl,Si,O, (Na,K)AlSi.O, Anortosa Antigorita (Atg) Mg,Si,O-(OH). (Mg,Fe),Si*O,,(OH,F)r Antofilira (Arh) Apatito (Ap) Ca.(PO.),(OH,F,Cl) Aragonito (Arg) CaCO, Aúvedsonita (Aú) Na.(Mg,Fe)rAlSinO,(OH,F)l (K.Na).Fe,Ti,Si"Or.(O,OH,F), Asrrofilira (Asr) Augita (Aug) Ca(Mg,Fe)Si,O. (Ca.Fe).Al,BSioO,-.OH Axinita (Ax)
Coesita(Cs) Condrodira(Chn) Cordierita(Crd) Corindón (Crn) Covellina(Cv) Crisotilo(Ctl)
BaSO, Be,Al,lSi,,O,,] K(Mg,Fe),AlSi,O,o(OH,F), AIO(OH), parte del Al puede estarsustituidopor Fe'. Mg(OH),
Calcira(Cal) Calcopirita(Ccp) Calcosina(Cc) Cancrinita(Ccn)
CaCO, CuFeS, CLr,S La seriecancrinita-vishnevita tienecomo fórmula: (Na,Ca,K). *[Alnsioo,.] (CO,,SO*,CI,OH),, I -5,H,O La fórmula ideal de la cancrinitacomo término cálcico de la seriees: i.O,,(CO.),.2H,O Ca,Na,,AloS MnAl,Si,O,,(OH), Variedaclde la glauconita (ver su fórmula) con mayor Fe'- y Mg y rnenorFe'- y Al. SISO..con algo de Ca (Na,K,Ca).Ca.41,,,(Al,Si).Sir,,O,,,.40H,O NaFe,'tB.(Al,rsiro,),(oH).
Celestina(Cls) Chabacira(Cbz) Chorlo (Srl) (Ky) Al,sio, Cianita/Distena Clinoenstatita(Cen) Polimoribde MgSiO, Cl i nof'errosilita(Cfi) Polimoúb de FeSiO.
Cristobalita(Cls) Cromita(Chr) Cuarzo (Qtz) Cummingtonita (Cum)
[sior]
Baritina (Brt) Berilo (Brl) Biorira(80 BoehInita(Bhm) Brucita(Brc)
Caúblita (Cp) Celadonita(Cel)
Clinozoisita(Czo) Clorita (Chl) Cloriroide (Cld)
sio,
Mg(OH,F),2Mg,SiO, (Mg,Fe),Al.Si.O,, o tarnbién:(Mg,Fe),ISi.AltO,,]nH,O A]:O.J CuS Mg.SirO-(OH)r,puede cambial cantidadespequeñasde Fe'., Fe'raras de Mn, Al o Ni
sio,
Fet.Cr.o'
sio, (Mg,Fe),Si,O,,(OH), CaMgSi.O,,pero recordandoque la serie diópsido-hedenbergita es: Ca(Mg,Fe)[Si,O.]
(Ky) Al,sioDistena/Cianita Dolomita (Dol) CaMg(CO,), Dravita (Drv) NaMg,B,Al.(AlSirO,).(OH), Edenita(De) Egilina (o Aegirina) Elbaíta(Elb) Enigmatita(Aen) Enstatita1En.¡
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208
Ca,Al,O.AlOHI Si:O,lISiO,] (Mg,Fe,Al),,(Si,Al),O,,,(OH),0 (Fe,Mg),Al,Si,O,)(OH). o también:(Fe'-,Mg,Mn).(AI,Fe!)(OH).Al,O,fSiOrl,
La serieedenita-Fe-edenita es:NaCa,(Mg,Fe).lSi,AlO,l(OH)l NaFe'.ISi,O"] Na(Al,Fe'.,Mn,Li).B.Al.(AlSi,O,,),(OH.F), Na,Fe.TiSi,,O.,, Si es pula: MgSiO.: más fiecuentees la serie enstatita-t'errosilita: (Mg,Fe') [SiO,] Epidota(Ep) Ca,Fe'-Al,Si,O,,(OH) N{áscornpleta:C,AI,O.(Al,Fe'-)OHlSi,O,l [SiO,] Escapolita(Scp) La seriees marialita(polo sódico)-r.neionita (polo cálcico): 3(NaAlSi.O,)NaCl-3(CaAl,Si,O*).CaCO. o más simplificada:Nar(Al.Si,O,)Cl-Ca,(Al,,Si,,O,,)CO. Una composiciringlobal admitidaes: (Na.Ca.K),IAl,( Al,Si).Si.O,,](Cl,CO..SO,) Esfalerita(Sp) ZnS Esf'en:r/Titan ita (Ttn) CaTiSiO,(O,OH.F) ( I /2 Ca,Na)u,(Al,Mg,Fe).[(Si.Al),O,,,] Esmectita Dioctaédrica. (OH),.nH,O ( I /2 Ca,Na)',(Mg,Fe,Al)"[(Si,Al),O,,,] Trioctaédrica. (OH),.nH,O (Sps) Espesartina Mn.Al,Si.O, Espinela(Spl) En general (tér'rninopuro), MgAl,O.; más fiecuente, (Fe.Mg)Al,O,. En realidad hay tres seriessegún que el ión trivalenresea AI (espinela alumfuica,espinelahercinita,etc.).Fe (o seriede la magnetita) o Cr, (espinelacromífera o cromita) (Spd) LiAlSi,O"(Piroxeno Espodumena con Li) Estaurolita(St) (Fe.Mg),(Al.Fe),,Si.O,.(O,OH). o rambién:(Fer"Mg,Zn),(Al,Fe!,Ti (Si,Al)O.1,(O,OH), ).,O,,1 Estilbita(Stb) (Na,Ca),Ca,Alr,,(Al,Si)rSi,.O,..28H,O; algo de K puedeslrsriruiral Na (Stp) K(Fe,Mg,Al),Si,O,,,(O,OH)..3H,O Estilpnomelana (Str) Estroncianita SrCO. Eudialita(Eud) (Na,Fe,Ca).ZrSi^O -(OH,C .
Apéndice13
Apéndices comPlementarios Fe,SiOosi es pura; más habitual: (Fe,Mg)'SiO-.,o bien Fo.o-Fon Favalita (Fa) F;íd.;;"t" potásico iK.Na)AlSi,O,; en la práctica,con algo de Fe'.,Ba y Ca (Kfs) Variedad de la moscovita(v. fórmula) donde la relación Si:Al tetraéFengita (Phe) drico varía desde6:2 a 7:l FeSirOu Ferrosilita(Fs) algo de Na puede sustitufuaI K y algo Flogopita (Phl) K(Mg,Fe'-)u(Si6.Al.)O20(OH)u; de Ba al K. CaF, Fluorita (Flt) Si es pura, Mg,SiOo;más real (Mg,Fer.),SiO+;o bien Fo,*-Fo,o Forsterita (Fo) Galena (Gn) Gedrita (Ged) Gibbsita (Gbs) Glaucofana(Gln) Glauconita(Glt) Goethita (Gt) Grafito (Gr) Granate (Grt) Grosularia(Grs) Grunerita (Gru) Halita (HI) Hastingsita(Hs) Haüyna (Hyn) Hedenbergita(Hd) Hematites(Hem) Hercinita (Hc) Heulandita(Hul) Hidrogrosularia Homblenda (Hbl)
Humita (Hu)
PbS ( Mg.Fe),Ai,Si"O),(oH.F)r A1(OH)3,con impurezas frecuentes de Fe'*, Si y PO" Na.Mg,Al,Si,O"(OH). (K,Ca,Na),o.,u(Fe'*,Mg,Fe'-,Al),(Si,Al).o,0(oH), FeO, con frecuenciacontienecantidadespequpñasde Mn. C En general:X,t*Yrt* [SiOo].con X=Cat*,Mnt*,Fet*,Mg'te Y - Fet.,Alt*,Cr'*,Tir. Ca.Al.Si.O,, (Fe,Mg),Si,O,,(OH), ClNa es: La serie Mg-Hastingsita-Hastingsita (oH). NaCa,(Mg,Fe)oFe"ISiuAlro,,] (Na,Ca)u'AluSiuO,..(SO*H),.: CaFeSirOupero recordando que la serie diópsido-hedenbergitaes: Ca(Mg,Fe)[Si,O'] Fe.O. Fe'*AI,O, (Ca,Na',K').[Al85i"O"].24H'O Ca.Al,Si'O*(SiO")'.-(OH).. En s.s.:Ca,(Mg,Fe)"A1[Si'AlO"](OH)' O,,(OH), El grupo generales: (Na,K),',Car(Mg,Fe'-,Fe'-,Al).Siur,,Al'0., Una fórmula más prácticaes: NaCa,(Mg,Fe)"AlSiuAl,O',(OH,F)' Mg(OH,F),.3Mg,ISiO,] o E o
Jadeíra (Jd)
NaAlSi,Ou
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Kalsilita (Kls) Kaolinita (Kln) Kaersutita(Krs)
KlAISiOll Al.[Si4O,0](OH)s En detalle: (Na,K)Ca,(Mg,Fe'-,Fer.,Al).(Ti,Fe'-)[SiuAl'o"](o,oH,F), o simplificada: NaCa,(Mg,Fe)o(Ti,Fe)Al'Si,,O,,(OH,F), La serie Mg-Katoforita-Katoforita es: (OH,F)' (Na)CaNa(Mg,Fe'-)*Fe'.ISi'AlO,,]
Lamprofilita (Lpt) Laumontita (LmO
Na.(Ca,Fe)Ti,Si3O,4(OH) Cao[Al,Si,uO.,].16H'O
CaAl,Si,O,(OH),.H,O K,(Li,Al)..0[Si0.,41,., O,o](OH,F). KAISi:Oo FeO.OH.nH,O
Magnesita (Mgs) Magnetita (Mag) Margarita (Mrg) Melilita (Mel)
MgCO. FetFelro, Ca.Al.ISirAl.O,J(OHL (Ca,Na).[(Mg,Fe'-,Al,Si),O,] Los términosextremosson: CarAl,SiO, (gehlenita)-Ca,MgSi'O' (akermanita) KAlSi.O, MoS, (Ce,La,Th)PO, CaMgSiO, o también Ca(Mg,Fe)[SiO"] Variedad dioctaédrica de esmectita (ver este grupo)
Microclina Molibdenita (Mo) Monacita (Mnz) Monticellita (Mtc) Montmorillonita (Mnt) Moscovita (Ms) Mullita (Mull)
o tambiém: Ca'n(Al,Fe)'o(Mg,Fe),ISi, Idocrasa./VesubianaCa,,,(Mg,Fe),Al.SiaO.o(OH,F)o (Ves) o,l"Isio.],0(o,oH,F),0 Kr.. | 0AloISi6.5_7.oAl'.r'.ooro](oH)o Illita (Ill) FeTiO. Ilmenita (Ilm)
Katoforita (Ktp)
Lawsonita (Lws) Lepidolita (Lpd) Leucita (Lct) Limonita (Lm) Lizardira (Lz)
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6
'6 'o
Natrolita (Ntr) Nefelina (En) Noseana(Nsn)
Na,oIAl,,,S i.*Or,,]. 16H.O NaAlSiO. Na-(Al"Si"O,.)SOo
Olivino (Ol) Omfacita (Omp) Ortopiroxeno (Opx) Ortosa (Or)
Solución sólida con términos en Mg,SiOo-Fe'SiO. (ca,Na)(Mg,Fe'-,Fe'-,AlXSiOul (Mg,Fe)SiO. (K,Na)AlSi.O,
Paragonita (Pg) Pargasita (Prg) Pectolita (Pct) Pentlandita (Pn) Periclasa (Per) Perovskita (Prv)
Na,AloISioAl,O,J(OHL es: NaCa,(Mg,Fe),AlISioAl,O"](OH), La seriePargasita-Fe-Pargasita Ca,NaSi.O,(OH) (Fe,Ni),S*
Pigeonita(Pgt) Pirita (Py) Pirofilita (Prl) Piropo (Prp) Pirrotina (Po) Plagioclasa (Pl) Prehnita (Prh) Pumpellyíta (Pmp)
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KAl.Si.O,,,(OH,F), A.losi,o,.
Riebeckira (Rbk) Rodonita (Rdn) Rodocrosita(Rds) Rutilo (Rt)
Mgo CaTiO, Los análisisquímicos actualesdan la composición: (Ca,Na,Fe'-,Ce,Sr)(Ti,Nb)O. Más completa:ca,(Mn},Fe'*,Al)"o.oHlsi,),1 [sio,] (Mg,Fe'-,Ca)(Mg,Fe'].)[Si,oó] " FeS, A1Si,O.(OH) Mg.Al,Si.O,. Fe,--S,donde 0,2> x> 0 Serie de Albita-Anortita, Na(AISi,O,)-Ca(Al.Si,O*) ca,(Al,Fe*)Al,si.o,,,(oH), Ca.(Mg,Fe)Al.SióOr.(OH)..2H,O o también: ca,Al,(Al,Fe'-,Fe'-,Mg),.olsi.(o,oH),1[sio.] (oH,o). NarFe-.Fe'.,ISi-O,rl( OH )? (Mn,Ca,Fe)[SiO,] MnCO.
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210
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Apéndices comPlementarios Sanidina(Sa) Serpentina(SrP) Sericita(Ser) Siderita(Sd) Sillimanita (Sil) Sodalita(Sdl)
(K,Na)AlSi.O, Mg.Si,O.(OH), Variedad de hidromoscovita FeCO. A1.SiO. Na,[41,,Si,,O,.]C1.
Talco (Tlc) Thomsonita(Tmp) Titanita,/Esfena(Ttn) Topacio (Toz) Tremolita (Tr) Tridimita (Trd) Troilita (Tro) Tschermakita(Ts)
Mg,Si.O,,,(OH), NarCarIAl,,,Si,oO,,,].24H.O CaTiSiO,(O,OH,F) AlrSiOr(OH,F)r Ca.Mg.Si,O.,(oH,F),o también: Ca,(Mg,Fe'-),ISi,o]rl(oH,F), sio? FeS La serieTschermakita-Fe-tschermakita es: Ca,(Mg,Fe),A1,ISi6Al,O,,] (OH), Na(Mg,Fe).Al,,B,Si60,,(OH,F)1 o también:(Na,Ca)(Mg,Fe,Mn,Li,Al).(Al,Mg,Fe*)olSi.O,*l (BO.).(O,OH),(OH,F)
Turmalina (Tur)
Ulvóespinela(Usp) Uvarovita
Indice alfabético de materias Nota. Los númerosen caracteresnormaleshacen referenciaa las páginasy los númerosen negrita a las fisuras.
Absorción (color de) 14 acicular l2 agregadobrillante 160, 151 albita 50 aloquímico I l0 alteración30, 113, 114 anfíbol 40, 4l anfibolita 155, 146, 167-169 analcima73, 74 analizador9 andalucita150, 151, 156, 157 andesina50 a n d e s i t a6 9 , 7 9 , 8 0 andesita-latita69 ángulo de extinción 26 anhidrita 137, 138 anormal (color de birrefringencia)22, 44 anortita 50 anortosita177, 178 aragonito I l0 arenita 107, 106 arenitacalcárea126, ll9,120 arenitaglauconítica128, l2l,122 arenitamicácea 124, ll7, ll8 arcosa I 18, ll3,ll4 a u g i t a3 1 , 3 2 aureolade metamorfismo 153 automorfb 10
Fe,'-TiO. Ca,Cr,Si.O,,
Vermiculita (Vrm) (Mg,Ca),,.,,,,.,,(Mg,Fe'-,A1)u o[(Si,Al)*Or0](OH)..nH,O Vesubiana./IdocrasaCa,n(Al,Fe),,,(Mg,Fe).ISi,O,],ISiO.],,,(O,OH,F),0. (Ves) Wairakita (Wa) witherita (wth) Wollastonita(Wo) Wüstita (Wus)
Ca(AlSi,O"),'H.O BaCO, CaSiO, FeO
Yeso (Gp)
CaSO..2H,O
Zafirina (Spr) Zircón (Zrn) Zorsita (Zo)
(Mg,Fe),Al,SiO,o,o también:(Mg,Fe'.,Fer.,Al),O,[(Al,Si),,O,s] ZrSiO, Ca,Al.Si.O,,(OH)
o E c f
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Basalto 69, 68-72 Becke (línea de) 2Q,16, 17 berthierina 139, 140 bioclasto II0, 125,126 biotita 37-39, 154, 155 hircf}inoen¡i¡
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bytownita 50
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Calcedonia135, 136 calcimudstone136,129 c a l c i t a I 1 0 ,6 l - 6 3 (textura) I 62 catacl:,'rstica (rocas) 110-l 13,123-132 carbcrnatadas carbonatita62 c e m e n t o1 0 8 chert (v. silexitas)
cianita 150, 157,170, l7l clinopiroxeno31, 32 clorita 44 cloritoide 160-162 conglomerado101,143 contacto(metamorfismode) 153 cordierita 156, 157, 172-174 corneana153,154,157 coronítica (textura) 148, 149 cuarzo 45-48 cuarzoarenita114, 106, 109, 110 cuarzograuwaca 107 Dacita 69 diabasa67 d i a g é n e s i s1 0 7 dinamometamorfismo154 d i ó p s i d o1 6 5 , 1 6 6 diorita 69, 81, 82 doble refracción 22 rJolerita67, 73,74 dolerita alcalina73, 74 d o l o m i t a6 2 , I 1 0 , 1 3 8 ,1 3 0 - 1 3 2 dolomítica (caliza) 138 d o l o m í a1 3 8 , 1 3 0 - 1 3 2 d o l o s t o n e1 3 8 dunita 69 Eclogita 146 eclogita retrógrada186, 179, 180 esfena I 86 e s p a r i t aI l 0 e s p i n e l a1 5 8 , 1 5 9 esquisto 154,160-164 esquisto azul 146 esquistoverde 146 esquistosidadde crenulación147 essexita69 evaporita 144 exfoliación l6 extinción 26 e x t i n c i ó no n d u l a n t e4 8 , 1 1 6 Facies Ínetamórfica154 fayalita 32
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212
213
índice alfabético de materias feldespatos50, 59 f'eldespatosalcalinos 50, 50-53 feldespatoides60, 59-60' 94-101 fenocristal 12 filita 154 fonolita 69,94-95 forsterita32,165,166 Gabro 69, 75-78 glaucofana186 glauconital2l,122 g n e i s1 5 4 , 1 7 0 - 1 7 4 grado metamórfico 153 grainstone108, 123, 127, 128 granate 64, 65 granito 69, 89-93 granito alcalino 69, 92, 93 granoblástica (textura) 154 granodiorita 69, 83-84 granofídica (textura) 87, 88 g r a n u l i t a1 4 6 , 1 7 5 , 1 7 6 grauwaca 122, 107, 116 grauwaca feldespática 107 grauwacalítica 107 Halita 137, 138 hipovolcánico 67 hornblenda 34-36 Ignimbrita 104, 105 índice de refracción 18 interferencia (color de) 22 infaclasto 1.10,127 intrusiones67 isótropo 24 Labradorita 50 lamprófido 69, 102, 103 latita 69 leucita 99-101 leucitita 99-101 Macla 28 macla en sector 166, 157 macla en larnelas 180, 173 macla polisintética 56, 54-57 magnetita 74 mármol 165, 166 matriz 108 megacristal 12 metamorfismode contacto 153 metamorfismo regional 153 metasomatismo153
Índice alfabético de materias m i c r i t a 1 1 0 ,1 2 9 micritización 134 microclima 52, 53 microgranito87, 88 micropertita50 m i l o n i t a1 5 3 , 1 5 2 , 1 5 3 mirmequita 52 monzodiorita69 monzogabro69 monzonita 69 m u d s t o n e1 0 7 , 1 0 8 , 1 2 9 moscovita40, 41
Sanidina50, 5l saturación en sílice 68 serpentina158, 159 serpentinita 158, 159 siderita 139, 140 silexita de ¡adiolarios 140 133, 134 silexita de reemplazamiento142, 135, l36sillimanita 172-174 solución sólida 3l subarcosa 116, lll, ll2 subautomorfo l0 sublitarenita 120,115 sienita 69 sieiritaalcalina69 sienitanefelínica69, 96-98
Nefelina 60, 59, 60,94-98 Ofítica (textura) 76 oligoclasa50 olivino 26,27 ooide 110,123,124 opaco (mineral) 14 ortopiroxeno 28-30 ortosa 50, 52 Packstone108,124,125 p e l o i d e1 1 0 , 1 2 8 peridotita 69,66,67 perlítica (textura)88, 85 permeabilidad107 pertita 50, 53 plagioclasa50, 54-57 p l e o c r o í s m9o, 1 4 , 7 , 8 plutón 67 poiquilítica (textura ) 70 polarización9 polimorfismo 160, lB0 polisintética(macla) 51, 54-56 porosidad 107 porfidoblasto 12 prismático 12 piroxeno 34-39, 182, 28-33 piroxeno onfacítico 186 piroxenita 69 Radiolarita 133,134 relieve 18 retrogradación186 riodacita 69 riolita 69, 85, 86 riolita alcalina 69 rocas detríticas terrígenas 107 ¡oca dolomítica 138 rojo de alizarinaS 138 rutilo 186
rermometamorflsmo153 toba 150 toba vítrea 150, 144, 145 toba soldada104 tonalita 69 turmalina 7, 8 traquita 69 traquita alcalina 69 Volcánica (roca) 67 volcánico (vidrio) 104 volcanoclástico150 Wackestone108, 126 Xenomorfo 10
Tefrita 69 teralita 69
Zonación 28
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