Petrografía microscópica 2013.pdf

PETROGRAFÍA MICROSCÓPICA. MICROSCÓPICA. ING. E. SAMUEL MACHACCA HANCCO. UNA 2016

PETROGRAFÍA MICROSCÓPICA El curso de petrografía microscopia es un elemento de competencia que consiste en una técnica de investigación; en la identificación de minerales formadores de rocas ígneas, sedimentarias y metamórficas; mediante el uso del microscopio de petrográfico de polarización. La identificación de los minerales es en láminas finas, elaboradas de hasta un espesor de 30 micras. Los estudios petrográficos abordan la descripción física en términos visuales de las rocas, mediante la microscopía de luz polarizada (esencialmente con luz transmitida, aunque también reflejada, y en algunos casos microscopía electrónica). Estos estudios ofrecen una valiosa información relativa a la naturaleza de sus componentes (esencialmente minerales), sus abundancias, formas, tamaños y relaciones espaciales, lo cual permite clasificar la roca y establecer ciertas condiciones cualitativas o semicuantitativas de formación, así como posibles procesos evolutivos, en base a los minerales formadores de roca. Los componentes petrográficos son aquellos componentes de la roca que tienen entidad física, tales como granos minerales, asociaciones particulares de determinados minerales, otros fragmentos de rocas relacionados o no genéticamente con la roca que los engloba, componentes de la matriz y cemento, material amorfo o criptocristalino (vidrio volcánico, geles de sílice, carbonatos, arcilla), espacios vacíos (poros, vacuolas), fracturas discretas o selladas, etc. Algunos componentes petrográficos se presentan en todos los tipos de rocas, tales como los granos minerales o poros, que son muy abundantes en las rocas sedimentarias e ígneas volcánicas, pero son muy pequeños y escasos en rocas metamórficas e ígneas plutónicas; otros se presentan sólo en algunos tipos, como el vidrio volcánico en las rocas magmáticas volcánicas; otros se presentan en cualquiera de los tipos rocosos pero sólo ocasionalmente, como las fracturas.

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1.

INTRODUCCIÓN

1.1.

GENERALIDADES

El objetivo principal del curso es investigar e identificación los minerales formadores de roca, para su clasificación; determinar las diferentes características ópticas, con la ayuda de microscopio de polarización (es decir tanto con la luz normal y polarizada). Además cabe indicar, que con la observación macroscópica, no se puede identificar la forma, habito, el grado de cristalización, exfoliación y otras propiedades de los minerales. La mineralogía óptica consiste en el estudio de las propiedades ópticas de los minerales, en sección delgada, con la ayuda del microscopio petrográfico. Rama de la mineralogía que tiene ver con la forma y hábito de los minerales en microscopio. La petrografía es un instrumento fundamental en la investigación de la formación del tipo de roca en base a los principales minerales formadores y de alteración; para un sinfín de usos como único medio eficaz para el estudio de rocas y para su clasificación correspondiente. Se utiliza un microscopio polarización para examinarlos, mediante microscopia de luz transmitida; en las que se observan pequeños granos de minerales (muestras disgregadas) o láminas delgadas especialmente preparadas de un espesor de 30 micras montadas sobre un porta-objetos de vidrio de tamaño estandarizado. Los minerales con brillo metálico entre sulfuros y óxidos se denominan minerales opacos. 1.2.

MICROSCOPIO DE POLARIZACIÓN

Microscopio polarización; también llamado petrográfico son, en muchos aspectos, similares a otros microscopios. Aumentan pequeños objetos que podemos ver con mayor detalle. Una bombilla suministra una fuente de la luz blanca. La luz pasa a través de varios filtros y diafragmas diafragmas antes de alcanzar la platina e interaccionar interaccionar con el material a observar. Uno de los filtros más importante es el polarizador inferior, que asegura que toda la luz incidiendo sobre las muestras en la platina, sea polarizada plana (vibrando o manteniendo movimiento de las ondas en un solo plano). El uso y manejo de microscopio de polarización, debe tenerse mucho cuidado, en vista que sus accesorios son muy sensibles; los cuales pueden descentrarse, durante su manejo. Al menos la platina que tiene una graduación de 360 o centígrados; que sirve para medir el ángulo de extinción. Para la identificación de los minerales tratar de usar, las objetivas de menor aumento; pues no llegan ll egan a alterar sus propiedades ópticas de los minerales que se encuentren en investigación. 2


Para su mejor manejo debe tener en cuenta las especificaciones técnicas de cada uno de los microscopios y tiempo de manejo debe usarse al menos, como mínimo dos horas.

Fig. No. 01. Un microscopio petrográfico, que sirve de ayuda para para identificar las propiedades ópticas de los minerales.

1.3.

EXFOLIACIÓN

Mucho de los minerales presentan exfoliación; cuando se puede observar con un microscopio puede ser una importante herramienta de diagnóstico. Para describir la facilidad con la que un mineral se exfolia en diferentes direcciones y en condiciones muy buenas así como los feldespatos y micas. mic as. Para su identificación se usan los términos cualitativos tales como perfecta, buena, mediana y pobre. Cuando se ve con el microscopio, la exfoliación que se presenta en los granos minerales como grietas finas paralelas. En minerales con una o dos direcciones de exfoliaciones buenas o perfectas, cabe esperar que las mostrarán la mayoría de las veces, mientras que no o harán aquellos con sólo una exfoliación pobre, como en algunos minerales alterados, del grupo de los l os feldespatos.

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Microfotografía. No. O1. Fenocristal idiomorfo de plagioclasa que presenta una exfoliación perfecta en la dirección 001 paralelo al eje C. muestra los típicos colores grises de interferencia del primer orden en la tabla de Michel Levy, visto en luz polarizada.

Microfotografía. No. 02. Fenocristal de cuarzo que no presenta ningún plano de exfoliación, más por el contrario tiene extinción ondulante; de color gris del primer orden.

1.4.

MACLAS

Mucho de los minerales son maclados, como los feldespatos, micas, anfíboles y piroxenos; a veces se pueden observar con la ayuda de un microscopio. Estas se manifiestan con diferentes formas y características geométricas de un grano de

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mineral, de manera que no extinguen al mismo tiempo cuando se gira la platina del microscopio (ver microfotografias No. 3 – 3 – 4). 4).

Microfotografía. No. 03. Fenocristales de plagioclasas maclados en diferentes

direcciones y con planos de zonación concéntrica, presenta colores de interferencia típica del primer orden, visto en luz polarizada. Tonalita de Cabanillas Puno octubre del 2015.

Microfotografía. No. 04. Macla de Carlsbad, típica en un cristal idiomorfo de

sanidina englobados en finos filoncillos de plagioclasas y vidrio volcánico, orientados en una determinada dirección; que muestra zonas de máxima absorción e iluminación, una exfoliación perfecta.

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1.5.

ALTERACIÓN

Mucho de los minerales se alteración debido al intemperismo químico, la circulación de los fluidos hidrotermales, debido a los diferentes eventos de metamorfismo por diferentes razones. Los minerales de alteración son llamados habitualmente como minerales secundarios. Los minerales del grupo de los feldespatos se alteración a minerales laminares o micas de grano fino (micas de grano fino; caolinita, sericita, pirofilita, esmectita y otros). Los minerales de alteración se ubican entre las grietas de cristales o por encima de ellas; en muchos casos se encuentran en los bordes. La clorita es un mineral de alteración, que se observan frecuentemente reemplazando a las biotitas; éstas a su vez a los anfíboles y piroxenos.

Microfotografía. No. 05. Una plagioclasa idiomórfica de hábito hexagonal en corte

basal; en el contorno se observan las típicas alteraciones a sericitas y caolinitas.

Los minerales de alteración alteración por lo general surgen de los minerales principales; que aparecen a lo largo de grietas y bordes de granos de mineral, a veces dejando detrás un núcleo irregular cordieritas y andalucitas; si los cambios ocurren en rocas metamórficas, como esquistos, gneis y granulitas. Gran parte de los minerales del grupo de los ferromagnesinos presentan una secuencia de alteración típica que se cumple en el siguiente orden; olivino, piroxenos, anfíboles, biotitas, cloritas y otros minerales de la serie. Se tiene de igual manera en la serie de los minerales de las plagioclasas; ocurre desde una temperatura alta hasta 6


una baja, entre ellos tenemos anortita, bitownita, labradorita, andesina, oligoclasa y albita.

1.6.

ZONACIÓN

Los minerales del grupo de las plagioclasas cálcicas frecuentemente forman halos concéntricos, con cambios notables de coloraciones en esta zonación. Se debe a que mucho de los minerales en su composición son heterogéneos; estas variaciones pueden ser primarias debido a la cristalización inicial del magma; en donde los minerales petrogénicos sufren cambios constantes en su estructura cristalina a lo largo de la diferenciación magmática (microfotografía No. 06).

Microfotografía. No. 06. Fenocristal idiomorfo de oligoclasa, con una exfoliación

perfecta; muestra una zonación concéntrica, que varía las tonalidades de colores grises, que corresponde a la serie de las plagioclasas. Tonalita de Cabanillas, 2016.

1.7.

EXSOLUCIÓN

En condiciones de alta temperatura algunos minerales mantienen estable su composición, siendo no notables a bajas temperaturas. Como consecuencia, algunos minerales sufren exsolución (desmezclan), para formar dos composiciones distintas durante o después del enfriamiento. enfriamiento. Si la mezcla es completa se formarán formarán granos de distinta composición, siendo imposible saber si alguna vez fueron un solo grano. Son 7


características geoquímicas y ópticas de los minerales semejantes a las alteraciones. La pertita se forma cuando se desmezclan feldespatos de alta temperatura, que originalmente fueron homogéneos; cambios que ocurren por el contenidos de inclusiones de otras sustancias acuosas, de piroxenos, anfíboles y óxidos.

1.8.

EXTINCIÓN

En las investigaciones de las características ópticas de los minerales formadores de rocas se discute bastante, para determinar si la extinción es paralela, oblicua y simétrica. Estas pueden ser útiles para identificar minerales mostrando un hábito alargado o exfoliación destacable.

Microfotografía. No. 07. Microfotografía de una oligoclasa idiomorfo, que muestra

una exfoliación perfecta en la dirección 001, extinción oblicua, con inclusiones de cuarzo; además son colores de interferencia típicas del primer orden observados en la tabla de Michel Levy.

Otros dos tipos de extinción característica son la extinción ondulante y la extinción de tipo foliación; la extinción ondulante es propio de los minerales del grupo del cuarzo; en las se puede determinar también que la exfoliación no es perfecta; mientras que la extinción de tipo foliación son características típicas de los micas, así como las biotitas y moscovitas.

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Microfotografía. No. 08. Biotita que muestran una foliación y exfoliación perfecta,

augita, plagioclasa, que también muestras estas propiedades ópticas observadas en luz polarizada. Además la biotita tiene un pleocroísmo alto.

Microfotografía No. 09. Fenocristal de plagioclasa con planos de zonación concéntrica; está en la posición extinta y con inclusiones de cristales de cuarzo y biotita. Granodiorita del batolito de Coasa – Coasa – Carabaya Carabaya – – Puno, Puno, 2015.

1.9.

INCLUSIONES

Las inclusiones fluidas son soluciones acuosas de aniones y cationes que ha llegado a precipitar entre los espacios intergranulares de los minerales petrogénicos. La 9


presencia o ausencia de inclusiones puede puede ser una propiedad propiedad útil para la identificación de minerales como granates, turmalinas, olivinos o inclusiones de cristales de cuarzo. Los ortopiroxenos a veces contienen pequeñas inclusiones como laminitas de otros minerales, dando la estructura schiller. Las plagioclasas presentan inclusiones de ortoclasa o algunas veces de micro cristales de cuarzo.

Microfotografía No. 10. Fenoblastos de ortoclasas con inclusiones de cuarzo, apatito y micas de grano fino; gneis granítico de Matarani – Matarani – Ilo, Ilo, 2015.

1.10.

MINERALES OPACOS

Entre los minerales opacos se pueden considerar a sulfuros y óxidos, que en la l a mayoría de los casos casos se encuentran encuentran en láminas delgadas, delgadas, pero pueden ser difíciles de identificar, con la luz polarizada. Pero sin embargo son identificados en microscopios petrográficos con luz reflejada; por su hábito, forma y colores de interferencia.

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2. RECONOCIMIENTO DEL MICROSCOPIO DE POLARIZACIÓN El uso del microscopio de polarización, tiene por objeto, identificar y analizar las propiedades ópticas de los minerales félsicos, en la mayoría de los casos. Razón por el cual se debe señalar con mucho cuidado sus partes más importantes y función correspondiente de cada uno de ellos. Microscopio polarizante, también llamado petrográfico son, en muchos aspectos, similares a otros microscopios. Aumentan pequeños objetos que podemos ver con mayor detalle, sus anomalías o zonas de alteración de un determinado mineral de plagioclasa o ferromagnesiano. Una bombilla suministra una fuente de la luz blanca. La luz pasa a través de varios filtros y diafragmas antes de alcanzar la platina e interaccionar con el material a observar. Uno de los filtros más importante es el polarizador inferior, que asegura que toda la luz incidiendo sobre las muestras en la platina, sea polarizada plana (vibrando o manteniendo movimiento de las ondas en un solo plano). El objetivo entonces, es poner a disposición del estudiante un manual de procedimientos hecho por un estudiante, con el fin de manejar la información con un enfoque más sencillo, posiblemente más práctico y más perceptible. Así mismo, un objetivo indirecto sería la materialización de un ideal basado en el deseo de retribuir a la Escuela de Ingeniería Geológica, de esta manera, todo el conocimiento que se ha recibido durante los años de tránsito en esta etapa cuya culminación c ulminación es muy próxima. Las prácticas introductorias se pueden dividir en dos clases cl ases principales: la que presenta el uso del microscopio polarizante y la referida a las propiedades ópticas de los cristales. Estas propiedades se estudian en más de diez prácticas que anteceden el procedimiento para identificar minerales en sección delgada o fina. No 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11

PARTES DEL MICROSCOPIO DE POLARIZACIÓN Oculares 12 Vernier Lente de Amici-Bertrand 13 Tornillo de ajuste del vernier Analizador (Nícol superior) 14 Tornillo macrométrico Tubo intermedio 15 Tornillo micrométrico Agujero de las láminas accesorias 16 Condensador Laminas accesorias 17 Diafragma Láminas de mica y yeso 18 Anillo del control de diagrama Cuña de cuarzo 19 Polarizador (Nícol-inferior) Revolver y objetivos 20 Filtro de la luz Mordazas de muelle 21 Lente de la luz Platina giratoria graduada 22 Botón de encendido y control de intensidad

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

Fig. No 2. Microscopio de polarizacion interactiva trinocular; gabinete de microscopia de Ingeniería Geológica UNA – UNA – PUNO, PUNO, 2015.

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3. PREPARACIÓN DE LÁMINAS EN SECCIÓN DELGADA Para la preparación de las secciones delgadas, en el gabinete de microscopia; lo primero se debe identificarse la muestra de roca in situ. Es E s muy importante conocer su composición mineralógica y el tipo de roca, que puede ser ígneo, sedimentario o una metamórfica; además se debe determinarse la textura y el tamaño de grano de los minerales constituyentes; hábito, forma, color, exfoliación y otras propiedades físicas que se pueden identificarse a simple vista. Una vez determinado las características anteriormente mencionados, se procede el cortado de la muestra para obtener una sección delgada de 30 micras aproximadamente para identificar a los minerales formadores de roca, mediante sus propiedades ópticas, con la ayuda del microscopio de polarización.

3.1.

TOMA DE NUESTRA IN SITU

Corresponde a la identificación y caracterización macroscópica de los componentes minerales de una roca; tamaño de grano, grado de cristalización, el tipo de textura y estructura. La muestra tiene que ser fresca no muy alterada, para poder determinar en sección fina; observando sus propiedades ópticas de cada uno de los minerales, por lo general a los silicatos. Ejemplo granodiorita.

3.2.

CORTADO

Una muestra de mano de roca ígnea, í gnea, sedimentaria o metamórfica de tamaño bastante uniforme; se procede, con la preparación del corte, utilizando el petrótomo o cortadora de muestra de roca. Las muestras o galletas cortadas deben tener el tamaño de 30 mm x 50 mm; obtener lo más uniforme posible.

3.3.

DESBASTADO

Una vez obtenida las galletas de roca de ígnea, sedimentaria o metamórfica, se inicia, con el desbastado, utilizando limaduras de hierro de 100 u 120 micras; a las que se les considera como abrasivos. El objetivo principal es reducir el espesor de la muestra prepara; el procedimiento en la reducción sección fina, se usa agua, en cantidades mínimas. Se recomienda tener cuidado, el manejo de la desbastadora, en el momento de insertar la muestra; se puede producirse algunas rupturas, y evitar la pérdida de las galletas de rocas preparadas.

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3.4.

PULIDO

La muestra de roca prepara anteriormente, se inicia el pulido correspondiente utilizando diferentes limaduras de hierro, desde 320, 400, 600, 800, 1000 y 1200 micras de tamaños estandarizados; este procedimiento se hace manualmente sobre una mesa; en las son ubicados las limaduras de hierro en orden, hasta obtener una o las dos caras de la galleta, completamente pulida y uniforme.

3.5.

PEGADO SOBRE EL PORTADO OBJETO

Consiste en pegar la muestra pulida uniformemente, sobre el vidrio de tamaño ya estandarizado; aplicando una resina sobre el portaobjeto, a una determinada temperatura. Insertar la muestra colocando el lado más fino, sin que tenga ninguna burbuja de aire, libre de impurezas y polvillo de roca triturada.

3.6.

REPULIDO DE LA MUESTRA

Una pegado la sección de roca, para su investigación; se inicia nuevamente con el pulido por el método convencional, utilizando utiliz ando los dos dedos de la mano, hasta obtener un espesor de 30 micras. Durante el repulido se usa también las diferentes mallas de limaduras de acero de tamaño ya mencionados anteriormente.

3.7.

USO DEL BÁLSAMO DE CANADÁ

Tener en cuenta el control, de la textura, forma y hábito de los minerales formadores de roca, con el microscopio; una vez que esté con los típicos colores de interferencia en luz polarizada y en luz normal, su relieve correspondiente; se procede la aplicación del bálsamo de Canadá a una determinada temperatura; de manera uniforme sobre la fracción de la sección delgada de muestra preparada. Finalmente se inserta el cubreobjetos; en este procedimiento tener en cuenta, que no tengue burbujas de aire.

3.8.

OBSERVACIÓN DE LOS MINERALES

Cuando la muestra de sección delgada esté, ya terminada para su investigación; se inicia con el análisis correspondiente en la identificación de los principales minerales formadores de roca ígnea, sedimentaria o metamórfica; además se llega analizar los minerales de alteración, accesorios y opacos. 14


4. PROCESO MAGMÁTICO 4.1.

GENERALIDADES

Es un hecho de observación que existen una gran variedad de magmas, que dan origen a la gran variedad de rocas ígneas que se pueden reconocer en el planeta. También es posible observar cómo en términos generales los magmas (y por consiguiente, las rocas formadas a partir de éstos) se asocian con situaciones geodinámicas concretas, es decir, que en las situaciones geológicas equivalentes solemos encontrar los mismos tipos de rocas ígneas. De ello se derivan la conclusión de que la formación de los magmas está íntimamente relacionado con el marco geodinámico que se produce en los diversos ambientes derivados de la tectónica de placas. Ahora bien, qué es un magma, y cómo y porqué se forma? Como definición básica, un magma es silicatos fundidos en estado de fusión, que en general está formado por una fase líquida mayormente, a la que acompaña una fase sólida (cristales o fragmentos de rocas) y otra gaseosa, y que se encuentra a temperaturas entre 1500 – 1500 – 800° 800° C. La fase líquida suele estar formada por silicatos fundidos (muy raras veces por soluciones de carbonatos), con proporciones muy variables de cationes: Mg, Fe, Ca, Na, K, Si, Al, otros. Por qué se forma los magmas, está relacionado con cambios puntuales en la termodinámica del interior del planeta; en condiciones normales, las capas superficiales de la tierra (litosfera) ésta en estado sólido, debido a que a pesar de encontrarse a temperaturas lo bastante altas como para estar fundidos, la presión es también suficiente como para incrementar el punto de fusión de los minerales, lo suficiente como para evitar esta fusión. Por tanto, para que se produzca fusión ha de producirse una pérdida de presión, o un cambio en la composición de la roca que rebaje el punto de fusión de los minerales que la componen, o bien un incremento sustancial de la temperatura. El primer caso es posible por una descomposición debida a la formación de las fracturas profundas, que liberen la presión interna de la roca, y además favorezcan el acceso del magma. El segundo caso también se da, y suele estar como consecuencia de la adición de volátiles a la roca (agua, CO 2, etc.) durante procesos geológicos concretos (sobre todo, la deshidratación de corteza durante la subducción). El tercer caso se produce como consecuencia de la formación de las denominadas plumas mantélicas (puntos calientes), que son fenómenos que incrementan la temperatura de áreas profundas del planeta de cierta extensión. Otra posibilidad 15


en este sentido es que el incremento de temperatura que origina la fusión está relacionado con los procesos tectónicos y magmáticos asociados al metamorfismo regional, en bordes destructivos de placas. El proceso de fusión f usión raramente es una fusión completa de una porción de roca más o menos voluminosa, sino que suele ser una fusión parcial, en que se va produciendo de forma progresiva la fusión de los componentes minerales menos refractarios de entre los que componen la roca. Esto es especialmente cierto en los magmas máficos, procedentes de la fusión parcial del manto superior, mientras que los magmas félsicos, de afinidad granítica, lo que suele producir es un fundido de composición determinada a partir del conjunto de la roca, en función de su composición concreta, y de las condiciones de presión y temperatura existentes durante el proceso de fusión. Esto es debido a que estos magmas se suele formar como consecuencia de procesos de anatéxicos, es decir, de fusión local de rocas de la corteza, inducida por fenómenos asociados por lo general a metamorfismo de alto grado. Resulta evidente que durante esta variedad de procesos, y en función de las distintas variables que hemos mencionado, se puede originar una gran variedad de magmas, de composición distintas en el detalle. A estos magmas formados “in situ”, y que aún no han sufrido los procesos de diferenciación de los magmas primarios. Una vez formado, estos magmas tienden a ascender, como consecuencia de su densidad, menor que la de las rocas que las rodean, y de la expansión volumétrica que sufren, a la que contribuyen la liberación en los mismos de una fase gaseosa más o menos abundantes. La ascensión puede ser más o menos lenta, desde las velocidades supersónicas que son capaces de llevar hasta la superficie magmas del manto superior cargadas de fragmentos de éste tamaños pequeños, con diámetros al decímetro, hasta velocidades lentas, combinadas con algunas sustancias en cámara magmática intermedias que incrementan el tiempo de residencia del magma en capas más menos profundas. A su vez, el ascenso puede implicar la llegada del magma hasta la superficie, dando origen a los fenómenos volcánicos, o hasta su proximidad, originando las rocas subvolcánicas, o puede ser que la roca quede emplazada en niveles relativamente profundos de la corteza, dando origen a las rocas plutónicas. Estos factores implican que la velocidad a que se produce el enfriamiento del magma: en los procesos volcánicos esta velocidad es máxima (debido al contraste entre la temperatura del magma y la del ambiente atmosférico), lo que produce las 16


texturas típicas de estas rocas, porfídicas y parcialmente vítreas. En las rocas subvolcánicas el enfriamiento es algo más lento, lo que hace que no suelan contener vidrio, aunque sí desarrollan texturas porfídicas, y/o de grano fino. En las rocas plutónicas el enfriamiento es lento (el contraste con la temperatura de las rocas en las que encajonan es aún menor); lo que favorece la formación de cristales regulares y grano medio a grueso. Por otra parte, durante el ascenso se producen una serie de procesos que cambian la composición del magma, y que se conocen con el nombre genérico de diferenciación magmática. Entre los principales mecanismo de esta diferenciación se señalan la cristalización fraccionada de magmas.

4.2.

DIFERENCIACIÓN MAGMÁTICA

Entre otras causas la diferenciación magmática se debe al descenso de los cristales precipitados primero y de mayor densidad en comparación con el magma restante, tales minerales como olivino, piroxenos y espínela. El descenso de estos cristales es en gran parte un efecto de la gravitación. Por esto se habla de una diferenciación gravitatoria. Los cristales precipitados primero se acumulan en el fondo de la cámara magmática. La acumulación de los cristales se denomina cúmulos. Los cúmulos son ricos en los elementos Mg, Fe, Cr y Ni. El magma restante es rico en los elementos Si, Al, Na y K. Ocasionalmente algunos minerales relativamente livianos precipitados primero se separan del magma restante más denso y ascienden. Este proceso se ha observado en la chimenea del Vesubio, donde los cristales menos densos de leucita se precipitaron primero, se separaron del magma más denso y ascendieron. Durante el enfriamiento paulatino del magma el proceso de la diferenciación gravitatoria entre el cumulo de cristales y el magma restante puede ocurrir varias veces, supuestos que los cristales sean separados del magma restante. Las fábricas de cúmulos se hallan principalmente en los cuerpos plutónicos máficos y ultramáficos. N.L. Bowen fue el primer geólogo en reconocer la importancia de la diferenciación magmática por la cristalización fraccionada. Ha sugerido que los magmas basálticos son los magmas primarios por su abundancia y que los otros magmas pueden haber sido derivados del basalto por diferenciación magmática. Hoy se sabe que esos procesos de diferenciación extrema raramente se desarrollan, pero el principio es importante. Bowen sabía que las plagioclasas, quienes cristalizan a partir de magmas basálticos son ricas en calcio (anortita) y que las que cristalizan a partir de magmas 17


riolíticos son ricas en sodio (albita). Los magmas andesíticos tienen tendencia a cristalizar plagioclasas intermedias. Bowen ha observado también que las plagioclasas en la mayor parte de las rocas ígneas, presentan zonas concéntricas de composiciones diferentes cuyos núcleos son típicamente anortíticos (de alta temperatura) y que sus capas son generalmente albíticas (de baja temperatura).

Microfotografía. No. 11. Representación esquemática de una plagioclasa con una zonación concéntrica. El núcleo es anortítico mientras las capas externas son alcalinas, se muestra la alteración típica en la serie de las plagioclasas.

4.3.

CRISTALIZACIÓN FRACCIONADA DEL MAGMA

El magma primario puede contener cristales, o puede ser que éstos se formen durante el ascenso, si éste es lo suficientemente lento. Cuando estos cristales tienen una densidad distinta a la del magma, y condiciones favorables (sobre todo, residencia en cámaras magmáticas intermedias), se puede producir la separación de estos cristales, o bien por la acumulación en la parte superior de la cámara magmática (los feldespatos, que suelen ser los menos densos). Esto origina la segregación de determinados componentes minerales, cambiando la composición del magma residual.

4.4.

ASIMILACIÓN MAGMÁTICA

Durante el ascenso el magma puede fundir rocas con las que se pone en contacto, incorporando los fundidos correspondientes a su composición, que variará de acuerdo con la composición de las rocas asimiladas. El equilibrio entre un cristal de plagioclasa 18


y un silicato líquido depende de las velocidades de difusión de los Cationes Ca 2+, Al3+, Na3+ y Si4+. Estas velocidades son muy lentas en las plagioclasas pues la sustitución apareada implica la ruptura de los enlaces iónicos. La velocidad de enfriamiento es normalmente mayor a las velocidades de difusión de los cationes resultando los cristales zonados (los núcleos no están en equilibrio con los bordes). El Olivino Forsterita cristaliza primero en un magma basáltico, luego el Olivino Ferromagnesiano Fayalita, que con su cristalización tiende a aumentar el tenor en Sílice en el magma residual. Eventualmente el Olivino reacciona con el Sílice líquido formando un Orthopiroxeno.

4.5.

MEZCLAS DE DOS MAGMAS

Ocurre fundamentalmente durante la residencia en cámaras magmáticas, como consecuencia del aporte de nuevas porciones de magmas primarios, que cambian la composición del magma allí acumulado. Como consecuencia de estos procesos de diferenciación magmática, se originan los denominados magmas diferenciados o derivados, cuya composición puede ser muy diferente a la del correspondiente magma primario. Todos estos factores (modo de formación, mayor o menor ascenso en la corteza, grado de diferenciación) son los responsables de la gran variedad de rocas ígneas que conocemos.

Microfotografía. No. 12. Microfotografía de una sección delgada; muestras dos a tres eventos magmáticos; observados en el fenocristal de plagioclasa con tres núcleos de zonación concéntrica, febrero de 2015.

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Otra cuestión importante en las rocas ígneas es el orden de cristalización de sus minerales, identificable en muchos casos por las relaciones texturales que se establecen entre ello. Este orden de cristalización está determinado por dos factores principales: la termodinámica del proceso de cristalización, y la composición concreta del magma que cristaliza. El primer factor fue estudiado por Bowen, que observó que la cristalización de los minerales durante el enfriamiento de un magma sigue, en términos generales, una secuencia determinada, que se puede subdividir en dos grandes ramas la denominada serie discontinua (principalmente minerales ferromagnesianos), la serie continua (plagioclasas), que convergen en un tronco común, que corresponde a la cristalización de feldespatos potásico y finalmente cuarzo, siempre últimos en cristalizar (ver microfotografía No. 12). Es lo que se conoce con el nombre de Serie de Bowen. La mayor o menor evolución de la serie depende fundamentalmente fundamentalmente del contenido inicial en sílice, debido a que las reacciones (por ejemplo, olivino > piroxeno > anfíbol) implican un consumo creciente de este componente (Mg 2SiO4 + SiO2 > 2MgSiO3). Por otra parte, la composición del magma impone restricciones a este secuencia, de forma que si éste es pobre en sílice y rico en Mg, Fe, Ca (magmas máficos) solamente cristalizarán los primeros términos de las dos series (olivino, piroxeno, plagioclasa cálcica), mientras que en los magmas más ricos en sílice y pobres en Mg y Fe (magmas félsicos) se formaran esos minerales durante los primeros estados de la cristalización magmática. Pero reaccionarán con el fundido sucesivamente para para dar términos términos más evolucionados de la serie, y la roca finalmente estará formada por cuarzo, feldespato potásico, plagioclasa sódica y biotita. En las rocas formadas f ormadas a partir de magmas de composición c omposición intermedia encontramos por tanto plagioclasas intermedias, anfíbol y piroxenos como minerales característicos.

4.6.

ROCAS PLUTÓNICAS

Las rocas plutónicas son el producto de la cristalización de magmas a grandes profundidades considerables en la corteza terrestre. Son rocas caracterizadas por texturas granudas, de grano medio a grueso, y con una mineralogía variable, que

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permite su clasificación detallada, al ser estudiada mediante microscopia petrográfica.

SERIE DE REACCIÓN DE BOWEN, DURANTE LA CRISTALIZACIÓN DEL MAGMA

El ascenso del magma félsico y máfico; es donde se observa la cristalización de los diferentes minerales formadores de roca de la serie continua y discontinua.

En concreto, su clasificación se lleva a cabo mediante el cálculo de una serie de parámetros de abundancia mineralógica, y el empleo de diagramas diagramas de clasificación, los más usuales de los cuales se Streckeisen (1966). Entre los parámetros utilizados son: M: Porcentaje de minerales ferromagnesianos (olivino + piroxeno + anfíbol + biotita). Q: Contenido de porcentaje de cuarzo, recalculado al 100% con los parámetros A y P. A: Contenido en feldespatos alcalinos (albita + feldespato potásico), contiene feldespatoides en la composición. P: contenido en plagioclasa, recalculado a 100% igual que el parámetro A F: contenido en feldespatoides, recalculado a 100% igual que el parámetro Q. 21


Las rocas con parámetro M igual a 90% se clasifican como ultramáficas, y su clasificación detallada se basa en los contenidos en olivino, ortopiroxeno y clinopiroxeno.

4.7.

ROCAS SUBVOLCÁNICAS

Las rocas subvolcánicas se pueden considerar como un caso particular dentro de las plutónicas, ya que son rocas que también cristalizan bajo la superficie de la Tierra, aunque en condiciones de menor presión y temperatura (a profundidades someras), lo que hace que su enfriamiento sea más rápido, dando origen a texturas características, diferentes a las propias de las l as rocas plutónicas, Fig. 2.

Foto No. 2. Brechas volcánicas, diques, domos de cenizas e intrusivos en la Caldera de Condoroma, 2015; además se observa la alteración argílica avanzada .

Desde el punto de vista composicional, son equivalentes a las plutónicas, por lo que puede tener la misma gama de composiciones mineralógicas que éstas. Se suelen nombrar con el nombre de las rocas plutónicas hipoabisales equivalente con el prefijo pórfido (por ejemplo, pórfido granítico, o pórfido andesítico), o con nombres que aluden a términos texturales: granófido, por la textura granofídica, dolerita (alude a su textura dolerítica), ofita (textura ofítica). Otras presentan nombres propios, como las diabasas (de composición basáltica). Aparecen formando intrusiones que raramente alcanzan grandes volúmenes. La morfología de estas intrusiones permite diferenciar entre diques (morfología tabular, y discordantes con la estratificación de la roca en la que encajonan), sills (también tabulares, y concordantes o subconcordantes con la estratificación), 22


lacolitos (masa de cierto volumen, subconcordantes y morfología lenticular, con muro plano y techo convexo hacia arriba). La textura de las rocas subvolcánicas puede ser muy variada. La más frecuente es la textura porfídica de matriz microcristalina, que indica una presencia de fenocristales en el magma, y una cristalización rápida pero no tanto como la de una roca volcánica, en la que la matriz suele ser vítrea o criptocristalino, en la formación rocas volcánicas en derrames de coladas de lava. lava .

Microfotografía. No. 13. Una sección delgada de una roca ígnea hipoabisal, se observan dos fenocristales de plagioclasas maclados, sanidina y biotita. Stock de Cabanillas - Puno.

4.8.

ROCAS VOLCÁNICAS

Son las rocas ígneas que cristalizan por encima de la superficie de la corteza terrestre, cuando son expulsados por la diferencia de presiones en el interior. Se presenta a manera de lavas volcánicas o derrames de lava, generando una morfología variada; desde coladas de lava hasta mesetas o conos volcánicos. Cuya característica principal, es que presentan estas rocas una textura vítrea, caracterizados por una masa afanítica en algunos casos muy uniformes. Entre otros llegando a forman texturas vesiculares. El afloramiento de rocas volcánicas en el Sur del Perú, tiene diferentes características texturales; en las que se puede observar puntos de fusión y manifestaciones magmáticas desde calderas de colapso, con intrusiones posteriores dentro del edificio volcánico. Estos eventos volcánicos que se 23


encuentran como roca metolotecto, para la formación de depósitos minerales de valor económico; desde depósitos polimetálicos hasta epitermales.

Microfotografía. No. 14. Fenocristal de plagioclasa, que presenta macla de Carlsbad y zonación concéntrica; hornblenda y biotitas alteradas. Andesita basáltica.

Microfotografía. No. 15. Fenocristal de plagioclasa alterada, englobados en finos filoncillos de plagioclasas y vidrio volcánico. Se observa la dirección de flujo. Lava volcánica de textura fluidal.

Una textura típica de las rocas volcánicas, subvolcánicas o cuerpos hipabisales de ascenso rápido. Se, caracteriza por la presencia de cristales de tamaño milimétrico a centimétrico, inmersos en una masa fundamental afanítica o microcristalina. mic rocristalina. 24


Dicha textura se forma porque el magma experimenta una cristalización inicial en un nivel profundo (durante la cual se forman los cristales mayores), seguida de un rápido ascenso a un nivel más superficial, donde cristaliza la masa fundamental. Se denomina pórfidos a cuerpos de nivel hipabisal tipo stock o macizo, que presentan una masa fundamental microcristalina y cristales mayores de feldespato (ver microfotografía No. 16 – 16 – 17). 17).

Microfotografía. No. 16. Cristales idiomorfos de plagioclasas, cuarzo y biotita con minerales de alteración entre los espacios intergranulares de sericita, esfena y turmalina. Granodiorita de textura gráfica, Batolito de la Costa del Sur del Perú.

Microfotografía No. 17. Cristal idiomorfo de plagioclasa, que presenta una zonación concéntrica y alterada en los bordes, con inclusiones de cuarzo, pequeños cristales zonados de plagioclasas.

25


5. MINERALES FORMADORES DE ROCA 5.1.

GENERALIDADES

Dentro de la clasificación de los minerales formadores de las rocas, se encuentran el grupo de los silicatos, que el más amplio en su género, la mayoría de ellas constituyen parte de las rocas ígneas, metamórficas y finalmente sedimentarias. Los minerales formadores de rocas ígneas son: el cuarzo, los feldespatos, feldespatoides, micas, piroxenos, anfíboles, granates, la familia del olivino y otros minerales productos de alteración. Los minerales más comunes en las rocas sedimentarias son, según su origen de dos tipos: los procedentes directamente de la roca generadora y los formadores a partir de estos por reacciones químicas. Los minerales más corrientes entre ellos figuran el cuarzo y los feldespatos; los minerales secundarios son principalmente los minerales arcillosos (silicato de aluminio hidratado), los carbonatos, que constituyen las calizas de origen orgánico o químico. Los productos solubles resultan de las reacciones químicas que tienen lugar en la superficie terrestre son transportados al mar o lagos bajo condiciones propias de cada ambiente de formación. Estas concentraciones pueden dar lugar a la formación de depósitos de evaporitas. Los minerales más corrientes en las rocas metamórficas, que se constituyen como respuesta obligada a las condiciones fisicoquímicas, de presión y temperatura, estos minerales pertenecen a los que han formado a las rocas ígneas. Entre los tectosilicatos son frecuente el cuarzo, los feldespatos, de igual i gual manera los piroxenos, anfíboles y micas, esta última son minerales característicos de las rocas metamórficas, y texturas típicas de muchas, de estas rocas se deben a los procesos de metamorfismo regional y de contacto; en las que a primera vista se observan las micas y cloritas. Otros de los filosilicatos, que se encuentran en estas rocas son las serpentinas, el grupo del olivino (forsterita y la fayalita).

5.2.

GRUPO DEL CUARZO

Este grupo está constituido de cuarzo, calcedonia, ópalo, tridimita, cristobalita de composición de SiO 2. El cuarzo es el mineral más corriente encontrar que los otros minerales silicificados. Entre las propiedades ópticas más comunes en luz polarizada presenta colores de interferencia del primer (grises). Grupo de los minerales más 26


importantes de la corteza terrestre y probablemente constituyen el 75% de la misma; teniendo en consideración, la sílice, como radical base, para que se constituye en todas las agrupaciones y combinaciones del cuarzo.

Microfotografía. No. 18. Cristal subhedral de tridimita en una traqui-andesita.

Microfotografía. No. 19. Fenocristal de cuarzo, en una pegmatita. Observado en microscopio petrográfico típica extinción ondulante y grises del primer orden en la Tabla de Michel.

Están clasificados de acuerdo a sus estructuras atómicas. De las cuales las diversas estructuras pueden considerarse derivadas de la unidad tetraédrica SiO 4, por unión 27


de varios de ellos con la pérdida de un oxígeno en cada enlace forman diferentes minerales. El cuarzo cristaliza en el sistema hexagonal y se considera como mineral uniaxial. Además la sílice se encuentra frecuentemente en estructuras mineralizadas de yacimientos minerales como mineral de ganga y control. Lo mismo puede ser reemplazado con micas blancas, clorita carbonatos, feldespatos, o sulfuros (azufre) que son observados en el tiempo de sedimentación, de igual manera rocas alteradas por soluciones hidrotermales y en la secuencia de granitización de rocas plutónicas (desarrollo de minerales félsicos; cuarzo feldespatos). Ocurrencia. Ocurrencia. Generalmente se encuentra en la mayor parte de las rocas ígneas, cuerpos graníticos, batolitos, plutones pegmáticos y como mineral accesorio en rocas metamórficas, sedimentarias, esquistos (figura No.09, esquisto de cuarzo, albita, moscovita, biotita). Cuarzo alfa y beta: beta : dentro del desarrollo y la distribución del cuarzo en las rocas de baja temperatura, mediana y alta se tiene que por por encima de los 575°C, de temperatura corresponden al paso del cuarzo alfa, o en algunos de cuarzo cristalizados, re-cristalizados a temperaturas altas. Las variedades coloreadas, de acuerdo a las sustancias incluidas en su estructura cristalina durante su formación; entre ellos tenemos:

Microfotografía. No. 20. Fenoblastos hipidiomórficos de cuarzo, biotita, moscovita y albita. Esquisto que aflora en la central hidroeléctrica de San Gabán II.

-

Violeta / púrpura

amatista 28


-

Pardo Amarillo Rosa Blanco Claro / transparente

cuarzo ahumado citrina cuarzo rosado cuarzo lechoso cristal de cuarzo.

La característica principal que presenta el cuarzo, es la ausencia de exfoliación y la presencia de una fractura concoidea bien desarrollada. Estas propiedades físicas del cuarzo se observan generalmente, en yacimientos que son formados por soluciones hidrotermales, asociados con minerales de interés económicos. Algunos de los cuarzos se encuentran bien desarrollados en cristales cri stales idiomorfos. Usualmente el cuarzo, es fácilmente reconocible, algunas veces puede ser confundido con los gremios micro-cristalinos de feldespatos (tiene oligoclasa, muy parecido a la andesina, índice de refracción es la misma, de igual manera casi birrefringente) con el mineral de cordierita (ver microfotografia No. 19 – 20). – 20). Posteriormente se puede distinguirlo, de carácter biaxial por un lado. Una diferencia, es la alteración típica de color amarillento de interferencia en el pleocroísmo. La formación de esta alteración de interferencia, rara vez el cuarzo puede comprender la alteración ordinaria. Lo mismo puede ser reemplazado con micas blancas, clorita carbonatos, feldespatos, o sulfuros (azufre) que son observados en el tiempo de sedimentación, de igual manera rocas alteradas por soluciones hidrotermales y en la secuencia de granitización de rocas plutónicas (desarrollo de minerales félsicos; cuarzo feldespatos).

5.3.

MINERALES DEL GRUPO DE DE FELDESPATOS

Es el grupo más importante de los minerales silicatados que entran en la constitución básica de la roca. Básicamente presenta una estructura tridimensional (tectosilicatos) en la que los cuatro átomos de oxigeno de cualquier SiO 4 tetraédrico son compartidos con tetraedros adyacentes. Esta estructura origina una red completamente equilibrada y, para que permita la introducción de cationes, es fundamental la sustitución de silicio por aluminio (por lo menos son reemplazados uno de cada cuatro silicios, hasta un máximo de uno por cada dos). Los feldespatos cristalizan en el sistema monoclínico y triclínico; existen cuatro grupos químicamente diferentes: feldespatos potásicos KalSi 3O8, feldespatos 29


sódicos NaAlSi3O8, feldespatos cálcicos Ca Al2Si2O8, y los feldespatos báricos BaAl2Si2O8. Los báricos son extremadamente raros y tienen poca importancia. Grupo de las plagioclasas. Están constituidos por los feldespatos sódicos y cálcicos, que forman una serie continua de soluciones sólidas, que se denominan plagioclasas, los cuales que cristalizan en el sistema triclínico. La serie es determinada desde una plagioclasa sódica, hasta una cálcica, es decir de albita hasta la anortita, distribuido en porcentajes. Albita (NaAlSiO 8) y anortita (CaAl2Si2O8).

Microfotografía. No. 21. Fenocristal idiomorfo de oligoclasa, que muestra una exfoliación perfecta y extinción paralela en dos direcciones; además el color de interferencia es del primer observado en la tabla de Michel Levy, mineral biaxial (+).

Las plagioclasas casi siempre presentan un maclado multilaminar y una zonación concéntrica. Propiedades ópticas y físicas varían de acuerdo a su composición, de tal manera que están puedan utilizarse para su identificación. Nombre del mineral Albita Oligoclasa Andesina Labradorita Bitownita Anortita

% Albita 100 90 70 50 30 10

% Anortita 0.0 10 30 50 70 90 -100

Las plagioclasas sódicas se hallan principalmente en rocas ricas en álcalis (granito, sienita, etc.), la andesina y la oligoclasa se encuentran en rocas intermedias 30


(dioritas), mientras que la labradorita, bitownita y anortita son característicos de rocas básicas en gabros, anortositas. Son minerales con orientación óptica biaxial positivo y negativo. Grupo de feldespatos alcalinos. A altas temperaturas existe una serie continua de soluciones sólidas entre el feldespato potásico y el sódico, pero a bajas temperaturas sólo es posible una solución limitada. Para la formación de pertitas. Sanidina es el nombre atribuido al feldespato potásico o al feldespato sódico – potásico de alta temperatura, mineral que frecuentemente se encuentran en rocas volcánicas como traquitas, dacitas y andesitas alcalinas. Anortoclasa, es un feldespato sódico – sódico – potásico potásico de alta temperatura. Ortosa es el nombre general para el feldespato potásico, que cristaliza en el sistema monoclínico. De igual manera microclina es el nombre general para el feldespato potásico que cristaliza en el sistema triclínico. Mientras que la adularia es un feldespato potásico monoclínico de muy baja temperatura.

Microfotografía. No. 22. Oligoclasa y sanidina maclados englobados finos cristales de plagioclasa y vidrio volcanico. La roca en una andesita. a ndesita.

La sanidina y la ortosa muestran maclas simples, mientras que la microclina presenta una macla compleja en dos direcciones que forman entre sí ángulos rectos. La adularia raramente está maclado. Los feldespatos alcalinos se hallan principalmente en rocas ígneas alcalinas (granito, sienita, dacita, riolita, etc.).

31


Todos los feldespatos presentan una exfoliación perfecta y buena paralela al plano basal y paralelo al lado pinacoidal. Además de aparecer en rocas ígneas, los mismos se presentan con mayor frecuencia en rocas metamórficas. En sedimentos se hallan normalmente en aquellos formados en medios áridos (areniscas). La mayoría de los feldespatos son minerales biaxiales, de signo óptico negativo, de bajorrelieve, incoloros en sección delgada, de lgada, de baja birrefringencia. Otra clasificación de feldespatos de altas y bajas temperaturas potásicas monoclínicas; ortoclasa y sanidina. Microclina es una especie triclínica. Los experimentos térmicos y trabajos sintéticos determinan el paso de la ortoclasa a sanidina en condiciones de alta temperatura. Los feldespatos se presentan generalmente en rocas volcánicas en forma amorfa y fibrosa y en rocas intrusivas consistentes en fenocristales incluidos en la matriz del macizo rocoso.

Microfotografía No 23. Fenocristal idiomorfo de sanidina, se observa claramente extinción en dos direcciones y considerado como macla de Carlsbad. Andesita de textura porfídica fluidal.

Muchos ejemplos son conocidos conocidos de la ocurrencia de la ortoclasa y microclina en la misma roca; o en el mismo grano de mineral. Microclina es una de las características de feldespatos en pegmatitas. Este mineral es de baja temperatura llega a formar un feldespato potásico. Mucho de los escritos tiene postulados también de cambios dinámicos de tensión favorable de ortoclasa, microclina. Teniendo como resurgencia que la ortoclasa es simplemente un gemelo de la microlina, o en la escala sub-microscópica, solamente bajo las investigaciones de rayos X, cuyas estructuras son diferentes, 32


pero los dos minerales, aunque en muchos casos son semejantes observándolos ópticamente.

Microfotografía. No. 24. Fenocristal de ortoclasa, que presenta micro-fracturas en sección fina observadas con la luz polarizada.

Microfotografía. No. 25. Megapertita de ortoclasa, que muestra típicos colores de interferencia del primer orden en la tabla de Michel Levy. Sección fina visto en luz polarizada.

33


Microfotografía. No. 26. Fenocristales de ortoclasa y cuarzo; considerados como minerales principales en una pegmatita. Diques que corresponden al batolito de la Costa del Sur del Perú.

5.4.

MINERALES DEL GRUPO DE DE FELDESPATOIDES

Grupo de tectosilicatos, de ciertas rocas ígneas alcalinas intermedias, caracterizados por poseer una red tridimensional. En su composición química contiene sodio, con alguna peculiaridad de potasio. Es un mineral que nunca aparece asociado con cuarzo libre en la roca. Cuyo sistema de cristalización es hexagonal, como el de la nefelina y cúbico de la serie de analcita – – leucita. La nefelina en gabinete tiene una composición de NaAlSiO 4, pero el mineral natural siempre contiene algo de potasio. La mayoría de los feldespatoides, que encuentran también en las zonas de alteración de las rocas ígneas alcalinas intermedias, en otras palabras es la alteración de feldespatos sódicos o alcalinos ricos en sodio. Estas a su vez se alteran en los minerales que forman el grupo de las zeolitas, que también son constituyentes principales de las rocas ígneas. Dentro de los feldespatoides complejos tenemos dos grupos bien señalados; el de la sodalita y la de cancrinita.

34


Microfotografía. No. 27. Nefelina y augita, observadas en una sección de roca volcánica, como la fonolita.

5.5.

MINERALES DEL GRUPO DE PIROXENOS

Grupo de inosilicatos de cadena simple de tetraedros SiO 4. Los piroxenos forman minerales con una composición compleja, tanto ortorrómbicos y monoclínicos. Los piroxenos ortorrómbicos, como la enstatita MgSiO 3, hiperstena (Mg, Fe)SiO 3, aparecen como constituyentes en las rocas ígneas básicas y ultrabásicas y en rocas de alto grado de metamorfismo de diversos procesos. La otra serie del diópsido – hedendergita se encuentra habitualmente en rocas calcáreas metamorfizadas. Este mineral cristaliza en el sistema monoclínico, es frecuentemente producto de una inyección magmática primaria. La augita es un constituyente muy corriente de numerosas rocas ígneas y asimismo de numerosas rocas metamórficas de alto grado. La actinolita cristaliza a partir de los magmas ricos en sodio. La exfoliación de los piroxenos es buena, que cuyos ángulos característicos es de 90° de los cristales de anfíboles; es la identificación típica de los piroxenos, que se diferencia de los anfíboles. Los piroxenos forman un grupo coherente de inosilicatos con estructura de cadena sencilla; los tetraedros de SiO 4 están unidos con partiendo cada uno dos iones de oxígeno y tienen sus cúspides orientadas en la forma que indica de una cadena simple (ver microfotografía No. 28). Composición. Composición. Los piroxenos son inosilicatos de hierro, magnesio, calcio; y en el grupo alcalino de sodio, aluminio, hierro, con menor cantidad variable de aluminio,

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titanio y magnesio. Una formula general, para los minerales que constituyen los piroxenos está dado por: (W)1-P(X,Y)1+pZ2O6 ; de donde, W = Ca, Na. X = Mg. Fe., Mn., Ni. Y = Al., Fe., Cr., Ti. Z = Si., Al. Los piroxenos presentan muchos rasgos comunes con el grupo de los anfíboles, siendo la principal diferencia su crucero, que es de 90 °, frente a los 124 ° de los anfíboles. Los piroxenos presentan una extinción recta, mientras que los anfíboles presentan una extinción oblicua. Forma. Los Forma. Los piroxenos, en general cristalizan, en cristales prismáticos fragmentados y en granos anhedrales. Los piroxenos alcalinos cristalizan en cristales aciculares. Todo los piroxenos es caracterizado de buenos cristales prismáticos, en dos direcciones y ángulos aproximadamente de 90°. Mucho de los piroxenos son exhibidos de una buena parte o separados, que comúnmente son paralelos al plano 1,0,0 u 0,0,1. En el clivaje de los piroxenos es el más pronunciado. pronunciado. En algunas veces el sitio de alteración, constituye la formación formación de los anfíboles. anfíboles. En muchas son signos de hojuelas de ilmenita, magnetita o hematita.

Foto No. 28. Cristales subhedrales augitas; los colores de interferencia son del segundo orden en la tabla de Michel Levy, vistos en luz polarizada; muestra que ha identificados en una granodiorita; roca constituyente del Batolito de la costa. Mina Caravelí Arequipa 2012.

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Orientación óptica. óptica . Desde entonces todos los piroxenos son ortorrómbicos y monoclínicos, son minerales biaxiales. En la mayor parte de los piroxenos, el eje óptico es normal al eje Y, y paralelo cristalográficamente al lado b. El ángulo óptico es generalmente grande (excepto en la piogenita) y cuya birrefringencia es moderado.

Microfotografía. No. 29. Cristales idiomorfos de plagioclasa, augita, ortoclasa y biotita, granos de cuarzo anhedrales que muestran típicos colores de interferencia del primer orden. Sección fina visto en luz polarizada.

Ocurrencia. Ocurrencia. Los piroxenos, se encuentran frecuentemente en rocas ígneas ultra básicas a intermedias como gabros, granodioritas. En lavas básicas, la augita se encuentra en fenocristales. También en diabasas y doleritas, en gabros, dioritas, tonalitas; y en menor frecuencia en granitos, y sienitas.

5.6.

MINERALES DEL GRUPO DE ANFÍBOLES

Los anfíboles comprenden un grupo de minerales isomórficas de inosilicatos de cadena doble de tetraedro de SiO 4, en las que las muchas posibilidades que se ofrecen para sustitución de los iones que conducen a composiciones químicas complejas. Que cristalizan en el sistema monoclínico en lo general, pero algunas formas ortorrómbico. Se conocen cinco series isomorfas de anfíboles. De entre ellos la antofilita que cristaliza en el sistema ortorrómbico. 37


Microfotografía. No. 30. Hornblenda, mineral del grupo de los anfíboles; presenta colores típicos del segundo en la tabla de Michel Levy, en luz polarizada. Batolito de la Costa.

Serie de la antofilita Serie de la cummingtonita Serie de la tremolita actinolita Serie de la hornblenda Serie de los anfíboles alcalinos, como la riebeckita, glaucófano. Los anfíboles grupo de minerales ferromagnesianos parecidos a los piroxenos en muchos aspectos, que cuya diferencia principal es el ángulo del hábito o forma de os cristales, que es de 124° en los anfíboles y de 90° en los piroxenos. Muchos de los anfíboles se presentan en formas características, fibrosas o aciculares. Los anfíboles se encuentran sobre todo en rocas ígneas y metamórficas, y ciertos tipos de roca presentan como granos detríticos en sedimentos. Algunas de las formas fibrosas pertenecen al grupo de los minerales conocidos como el asbesto. Los anfíboles alcalinos son, por lo general, fuertemente pleocroicos, dando color azul, verde y amarillo, y parecen en formas prismáticas, fibrosas o granulares. Son minerales de relieve alto en sección delgada biaxiales. Composición. Composición. Los anfíboles son metasilicatos de magnesio, hierro, calcio, sodio y aluminio. La composición individual de este grupo, depende de cada constituyente, de los minerales que conforman. Forma. Forma. Los anfíboles están cristalizados generalmente, en cristales fibrosos aciculares. También son producto de la alteración de los piroxenos, por procesos

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metamórficos. Cristalográficamente son prismas, que presenta un clivaje perfecto en la superficie de los cristales; varían sus ángulos de 56° - 124°.

Microfotografía. No. 31. Cristal idiomorfo de hornblenda, plagioclasa; como minerales de alteración de observan en la sección fina; sericita, esfena, zircón y turmalina. Tonalita de Cabanillas Puno, octubre de 2014.

Las especies más importantes de los anfíboles, muestran una exfoliación perfecta o crucero, que se cortan formando ángulos de 124°. Las que se presentan en rocas metamórficas tienen formas de cristales alargados, hojas o fibras, y en el caso extremo es de los l os asbestos (ver microfotografías No. 31 – 31 – 32). 32). En sección delgada la tremolita es incolora, la actinolita, pleocroica con tonos amarillos y verdes; los índices de refracción aumentan desde la tremolita hasta la actinolita. La hornblenda común parece en cristales prismáticos que son combinados de prismas, paralelos a los planos 1,1,0, clinopinacoide (0,1,0), clinodomo (0,1,1) y hemiortodomo (1,0,1); generalmente, se aprecia algunas maclas según el plano 100; en sección delgada la hornblenda es pleocroica, dando tonos amarillos, verde o marrones; las secciones trasversales, son de forma hexagonal, muestran dos series de exfoliación o crucero que se cortan en 120°; las secciones longitudinales muestran una serie de crucero y extinciones a ángulos de 18 – 18 – 20°. 20°. Los índices de refracción son bastante altos. Los anfíboles alcalinos son, por lo general, fuertemente pleocroicos, dando color azul, verde y amarillo, y aparecen en forma prismática, fibrosas o granulares. Los 39


ángulos de extinción son variables, no pueden aparecer, en las investigaciones que se realizan a nivel de gabinete. El ángulo óptico es variable. El uso de diferentes escritos varía considerablemente en la terminología de las hornblendas. Alteración. Los Alteración. Los minerales de este grupo de las hornblendas, se alteran en cloritas, carbonatos, epidotas, biotitas. Otros minerales ocurren, con menor frecuencia. Las hornblendas son los que recristalizan en superficies de las lavas basálticas en altas temperaturas, englobados en una composición de agregados finos, granos de piroxenos, en magnetitas y feldespatos. Ocurrencia. Ocurrencia. La hornblenda es un mineral constituyente en granito, sienitas, dioritas, andesitas, etc., mineral secundario en micas. Principal constituyente en esquistos y gneis. Con una cristalización directa del magma, en zonas de alteración de rocas básicas y ultrabásicas. De igual manera en rocas metamórficas básicas, que ocurre prácticamente en zonas de exclusión de otros minerales. Se encuentra también en depósitos glaciarios y en algunas grauvacas. De muy poco frecuente en rocas sedimentarias metamorfizadas.

Microfotografía. No. 32. Fenocristal idiomórfico de hronblenda, asociados a biotita y cloritas, visto en luz polarizada.

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5.7.

MINERALES DEL GRUPO DE MICAS

Las micas constituyen el grupo de los filosilicatos, que su característica principal, es que son minerales laminares, con una exfoliación perfecta. Entre los más comunes son la moscovita, biotita, otras especies menos comunes son la paragonita, la flogopita. La moscovita (mica blanca) y la biotita (mica negra) son minerales formadores de roca muy abundantes. Tanto una como otra aparece frecuentemente en las rocas ígneas, especialmente las del tipo granito, y son componentes esenciales de muchas rocas metamórficas tales como; la micaesquistos, mica – mica – gneis, gneis, corneanas, esquistos, filitas y otros. El grupo de los filosilicatos, constituye los minerales laminares; que se manifiestan claramente en hojas con una exfoliación perfecta basal; en los cuales las hojas laminare son flexibles y elásticas. Dentro de este grupo, debemos señalar, a los minerales una textura más fina; tales como la clorita, el talco, la serpentina, cloritoides, glauconita y el grupo de las arcillas. La única diferencia, es que las cloritas no tienen álcalis, en la mayoría de los casos son minerales de signo óptico negativo.

Microfotografía. No. 33. Biotita, con bordes de clorita. Mineral del grupo de los filosi licatos.

Como consecuencia de su estructura en capas todas las micas poseen una exfoliación basal perfecta que suministra láminas delgadas elásticas. Todas las micas cristalizan en el sistema monoclínico, pero sus forman se aproximan a las del sistema hexagonal. 41


Microfotografía. No. 34. Moscovita, mica incolora en luz normal; producto de alteración de las feldespatos alcalinos. Muestra que corresponde al micaesquisto de la Central Hidroeléctrica de San Gabán III – Puno, – Puno, marzo de 2016.

En lámina delgada la moscovita es incolora, biaxial. Mientras que la biotita en sección delgada es fuertemente pleocroica, dando un color marrón, marrón rojizo y amarillo. La variedad del grupo de las sericitas, son micas finas escamosas de mica blanca. Entre otros se tiene al grupo de las cloritas, los cuales son micas escamosas de grano fino.

Microfotografía. No. 35. Micas de grano fino de tipo acicular, se encuentra en intercrecimiento en los espacios intergranulares (caolinita). Se observa calcedonia.

Alteración. Alteración. Mineral resistente a la alteración, generalmente se altera en cristales de sericita, caolinita, clorita, lepidolita y en otros minerales arcillosos (ver microfotografia No. 36). 42


Ocurrencia. Ocurrencia. Se presentan en pegmatitas, granitos, sienitas, granodioritas. Mineral constituyente en pizarras, gneis, esquistos. Muy común en la alteración de feldespatos. La moscovita detrítica se encuentra ampliamente distribuida en los sedimentos arenosos.

Microfotografía. No. 36. Cristales subhedrales de biotita, clorita, lepidolita; que presenta una exfoliación perfecta y una fina foliación. Muestra que corresponde a un micaesquisto, San Gabán – Gabán – Puno. Puno.

Microfotografía. No. 37. Cristales subhedrales de biotita, plagioclasa, hornblenda y cuarzo, visto en luz polarizada.

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Microfotografía. No. 38. Fenocristales de clorita, lepidolita, epidota, actinolita y biotita, visto en luz polarizada; se claramente la dirección de foliación y esquistosidad de flujo de los minerales recristalizados; facies de esquistos verdes julio de 2015.

Microfotografía. No. 39. Fenocristales de lepidolita, clorita, biotita, actinolita y cuarzo, visto en luz polarizada; además en la parte central se observa granate y mineral opaco (sulfuro). Sección delgada de un esquisto v erde, Formación Guaneros, julio de 2015.

Son minerales altamente pleocroico, de color marrón castaño a verde azulino, por el contenido de hierro y litio, de marrón rojizo rojizo a amarillo dorado. dorado. Si aumenta titanio, aumenta la birrefringencia. En sección delgada los colores de birrefringencia son del segundo y tercero. En cloritas y biotitas con alto contenido de hierro, presenta alto relieve.

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Microfotografía. No 40. Fenocristal de clorita; presenta típica foliación fina acicular de tipo cuña; se encuentran ubicadas como mineral de alteración en tonalita y granodioritas. Cabanillas Puno, diciembre de 2013.

Microfotografía. No 41. Cristales de cloritas, que son productos de alteración de biotitas en los espacios intergranulares; además se encuentra asociados a la alteración propilítica; con colores de interferencia del segundo orden en la tabla de Michel Levy.

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5.8.

GRUPO DEL OLIVINO

Los minerales que pertenecen a este grupo son son de alta temperatura que pertenecen al grupo de los nesosilicatos que constituye una serie isomorfa cuyos términos extremos son la forsterita Mg 2SiO4 y la fayalita Fe 2SiO4, el olivino común viene representado por (Mg,Fe) 2SiO4. Estos minerales son constituyentes principales de rocas ultrabásicas, que aparecen en las primeras fases de cristalización, pobres en sílice, cuando la temperatura es todavía muy alta, y se puede acumular por hundimientos o precipitación, como en las peridotitas. El olivino cristaliza en el sistema ortorrómbico, en sección delgada es incoloro y una muestra crucero alguno. Su índice de refracción es elevado y la birrefringencia es variable. Frecuentemente se altera en serpentinas y piroxenos, que dependen de las condiciones fisicoquímicas, de presión y temperatura.

Microfotografía. No. 42. Mineral subhedral de olivino, englobados en una lava volcánica , se presenta a manera de granos, unidos uno a otro, en la seccion fina, visto en luz polarizada.

Identificación. Identificación. En sección delgada los olivinos son menos corroídos, y son muy ricos en hierro. Mayormente son de color amarillento. Son minerales de alto relieve, mucho más que los piroxenos. El desarrollo de los granos en grietas es irregular. La birrefringencia es también un poco alto más que los piroxenos. El índice de refracción y el ángulo óptico son directamente relacionados con el desarrollo de los granos de los minerales. La exfoliación suele ser imperfecta y no influye sobre la forma de los trozos molidos, aunque puede existir una exfoliación buena según el plano 0,1,0 y 1,0,0.

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Alteración. Alteración. Más frecuentemente son productos de alteración de olivino en serpentinas. El magnesio está presente significativamente más que otras sustancias, entre los filoncillos alargados dentro las grietas, delimitados por granos de magnetita, piroxenos y otros. El olivino es un mineral principal constituyentes de dunitas, peridotitas. Mineral importante en las rocas ígneas ultrabásicas.

Microfotografía. No. 43. Cristales euhedrales y subhedrales de olivino, que se pueden observar en basaltos, típicos colores de interferencia de azul eléctrico, con micro rupturas, relleno de minerales de alteración, julio 2014.

En sección delgada los colores máximos de interferencia son del tercer orden. Tanto la birrefringencia como los índices aumentan con el contenido de hierro dos. Extinción paralela en las secciones principales. Estos minerales presentan maclas. Alteración. El olivino forma un grupo de minerales isomorfos entre la forsterita y la fayalita, por las condiciones fisicoquímicas y por el cambio de presión y temperatura, estos minerales se alteran para forma el grupo de los piroxenos. Al igual por un metamorfismo regional llegan a formar minerales como la serpentina y otros en investigación. Ocurrencia. Ocurrencia. En forma general el olivino puede ser un constituyente principal de las rocas que se encuentran en el manto (SIMA). De acuerdo a las perforaciones diamantinas realizadas con fines de investigación, entre otros obra civiles; el olivino se encuentra frecuentemente en rocas ígneas ultrabásicas.

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5.9.

GRUPO DE TURMALINA

Grupo de minerales ferromagnesianos, que llegan a cristalizar directamente del magma, con composiciones diferentes en función de las sustituciones catiónicas durante el emplazamiento del material magmático. Sin exfoliación, pero con fracturas transversales frecuentes. Los miembros más comunes son: Chorlo, NaFe3Al6(BO3)3(Si6O18)(OH)4 Dravita, NaMg 3Al6(BO3)3(Si6O18)(OH)4 Elbaita, Na(Li,Al)3Al6(BO3)3(Si6O18)(OH)4 Se encuentran asociados a: Pegmatitas graníticas, rocas ígneas ácidas (granitos y aplitas) y metamórficas (esquistos y gneises). Puede encontrarse en rocas sedimentarias como mineral detrítico. Mineral uniaxial negativo; de alto relieve. Sistema de cristalización c ristalización hexagonal (trigonal, romboédrico). Índices de refracción

nw = 1.639 – 1.639 – 1.692 1.692 ne = 1.620 – 1.620 – 1.657 1.657

El grupo de la turmalina; es mineral accesorio que químicamente complejo, que normalmente se encuentran en pegmatitas, batolitos y cuerpos calco alcalinos; además se pueden encontrarse en calderas volcánicas, en brechas hidrotermales y manifestaciones magmáticas posteriores en batolitos. Muchas aparecen sustituyendo a Mg o Fe 2; mientras el Na y Ca pueden ser completamente isomorfos. Entre las principales minerales se tiene; chorlo (Na – Fe2+), dravita (Na – Mg), – Mg), uvita (Ca – (Ca – Mg), Mg), elbaíta (Na – (Na – Li). Li). Composición; Composición; (Na, Ca)(Li,Fe, Mg, Al)Al6(BO3)3Si6O18(OH)4. Ocurrencia. Ocurrencia. Es un mineral accesorio común en rocas ígneas graníticas de composición calco alcalina y en algunas rocas metamórficas; especialmente en micaesquistos, esquistos cloríticos y verdes. También se halla como mineral principal en algunas pegmatitas. Mineral accesorio gabros en el batolito de San Gabán Puno. Color. Color. Puede presentar variedades de color; negro, marrón, verde, azul, amarillo, rojo o rosa; generalmente intensamente pleocroico, puede mostrar una ligera zonación de color.

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Forma. Son Forma. Son típicos los cristales prismáticos o columnares con secciones transversales redondeadas, triangulares o hexagonales; hay algunos agregados de forma de cristalización radial concéntrica, concéntrica, en batolitos, batolitos, calderas volcánicas. Los minerales no presentan exfoliación. Colores de interferencia. interferencia . Entre los colores de interferencia se consideran los que corresponden al segundo orden superior; dependerá de los colores naturales, que tenga.

Microfotografía. No. 44. Cristal prismático de turmalina, de color naranja nacrado, visto en luz polarizada; stock de Cabanillas Puno, 2013.

Microfotografía. No. 45. Fenocristal de augita, con pequeños granos de turmalina; en las zonas de ruptura del cristal.

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5.10.

GRUPO DE LA CLORITA

Mineral biaxial positivo y negativo (+,-) Angulo 2V

= 0 – 50 – 50o

Sistema de cristalización monoclínico. Son minerales del grupo de los filosilicatos de grano producto de alteración de los minerales del grupo de los ferromagnesianos; entre ellos es de biotita a clorita, hornblenda a clorita. Las cloritas son minerales constituyentes principales en las rocas metamórficas, en las soluciones hidrotermales asociados con minerales de valor económico. Presenta una composición química compleja, con contenido de hierro y magnesio, al igual que las biotitas, tienen una estructura compleja de aluminio silicatos.

Microfotografía. No. 46. Cristales de cloritas, lepidolita, epidota, actinolita, moscovita, con foliación paralela y que muestran una esquistosidad de flujo. Esquistos verde azules.

Las cloritas son minerales biaxiales positivo o negativo, cuyo sistema de cristalización es monoclínico. El ángulo 2V es generalmente pequeño que varía de 0 – 29°, – 29°, de orientación óptica paralelo al plano 0,1,0. Formas. Formas. Cuando son bien cristalizadas las cloritas, son láminas o escamas en placas pseudohexagonales que son muy similares a las biotitas. La mayor parte de las cloritas sin embargo se encuentran en agregados finos en menor escala, entre las estructuras de piroxenos, anfíboles y feldespatos preexistentes o micas. 50


Tienen una exfoliación perfecta basal, paralela al plano 001, detales que se observan con la ayuda del microscopio petrográfico de polarización. Identificación. Identificación. Las cloritas son de color verde en sección delgada; por lo general normalmente son coloreados. Pueden ser fuertemente pleocroicos. Los colores máximos de interferencia en sección delgada varían desde la parte baja del primer orden, hasta la parte baja del segundo orden. Los índices con mayor contenido de hierro dos. Ocurrencia. Ocurrencia. Mineral constituyente principal de las rocas metamórficas, de esquistos, pizarras, filitas, gneis, al igual que los piroxenos, anfíboles, micas. Se presentan en alteraciones hidrotermales, asociados con minerales con interés económico. Se encuentran asociados con minerales como; cuarzo, feldespatos, micas, entre otros sericita, talco, en contactos metamórficos con serpentinas, hornblendas, cuarzo, epidota y granates.

Microfotografía. No.47. Cristales de clorita, lepidolita, epidota, diópsido y biotita con exfoliación perfecta, con intercrecimiento de cristales de cuarzo; como minerales de alteración se encuentran sulfuros, sulfuros, óxidos y ocurrencia de oro. Diciembre de 2015, facies de esquistos verdes de bajo grado.

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6. DESCRIPCIÓN DE ROCAS ÍGNEAS 6.1.

GENERALIDADES

Las investigaciones microscópicas, en rocas ígneas plutónicas y volcánicas es en base a la observación de la composición mineralógicas; grado de cristalización de los minerales constituyentes; la textura, que cada una de las muestra analizadas presentan en sección fina. La cantidad de cada mineral félsico, máficos y accesorios; son el resultado del análisis modal, para poder determinar el tipo de roca ígnea en función de su grado de cristalización. 6.2.

GRUPO DEL GRANITO – GRANITO – RIOLITA RIOLITA

6.2.1. GRANITO Roca ígnea plutónica, ácida, los minerales esenciales son el cuarzo y feldespatos con predominio de la ortosa sobre las plagioclasas, presenta como minerales accesorios las micas y los ferromagnesianos (piroxenos y anfíboles), ausencia total de olivino. Su textura es fanerítica o granular, es decir, los minerales se observan a la simple vista del ojo. Los granitos yacen en los batolitos y stocks, algunas veces se les puede encontrar en lacolitos, facolitos y filones. Los granitos son rocas plutónicas e hipoabisales holocristalinos o faneríticos, tienen la siguiente composición mineralógica. Cuarzo Feldespato potásico Plagioclasa Máficos (biotita, hornblenda)

: 10 – 10 – 40 40 % : 30 – 30 – 60 60 % : 0 – 35 – 35 % : 35 – 35 –10 10 %, valores que pueden variar.

Si la cantidad de plagioclasa es mayor que los feldespatos potásicos, la roca se transforma en una granodiorita; al disminuir el cuarzo, la roca pasa a forma una sienita. Mineralogía. Generalmente se distinguen dos grupos de granitos. Granitos alcalinos Granitos calco-alcalinos Ortoclasa o microclina fuertemente pertítica, Ortosa o microclina pertítica anortosa Albita u oligoclasa sódica Oligoclasa o raramente andesina Biotita rico en fierro Biotita más o menos moscovita Riebeckita Hornblenda Augita, hedenbergita Diópsido o augita 52


El feldespato potásico es ortosa o microclina, más comúnmente la primera se presenta en las rocas por lo general. Hay una gradación desde cripto-pertitas, pasando por micropertitas y pertitas entre la ortosa, microclina y albita. En algunos granitos sódicos hay anortosa, en otros granitos la microclina pertítica es de grano grueso, está asociado con cuarzo. En los granitos porfídicos, los fenocristales son comúnmente de microclina u ortosa. Puede haber inclusiones de todos los minerales de la matriz, pero las de biotita son especialmente más frecuentes. En los pórfidos granitoides la sanidina forma también fenocristales.

Microfotografía. No. 48. Ortoclasa, con su textura característica en sección delgada. Pegmatita Batolito de la costa del Sur del Perú.

Los feldespatos potásicos, que suelen presentar aspecto turbio, pasan por alteración zonal, según los cruceros o irregular a caolinita, minerales de arcilla, sericita (moscovita) y con menor frecuencia a zeolitas u oligoclasa. En los granitos normales la plagioclasa es la oligoclasa oli goclasa sódica a intermedia. La biotita es el más frecuente de los minerales máficos es rica en hierro. El cuarzo es normalmente intersticial, aunque en algunos pórfidos granitoides forman fenocristales bipiramidales que pueden estar corroídos y hasta redondeados. También se presenta cuarzo abundantemente en entrecricimientos gráficos con l os feldespatos.

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MINERALES ACCESORIOS Entre estos minerales figuran magnetita, ilmenita, hematita, pirita apatito, mona cita, circón (pueden estar zonados), esfena, turmalina, fluorita, fayalita y granates (en especial los tipos más comunes).

MINERALES PRODUCTOS DE ALTERACIÓN Entre ellos tenemos; clorita, calcita, epidota, clinozoisita, zoisita, cuarzo, caolinita y otros minerales de arcilla. Sericita, zeolita, leucoxeno, esfena, rutilo, magnetita, hematita, limonita.

TEXTURA Los granitos presentan una textura granular, de grano medio a grueso, algunos granitos presentan una textura de granular granítica, granular pegmatítica, pórfido granítico. En las variedades de grano fino, es frecuente la textura aplítica o sacaroidea con límites de granos saturados o interpenetrados, estos granitos son conocidos como leucogranitos.

Microfotografía. No. 49. Granito de textura pegmatítica. Diques del Batolito de la Costa del Sur del Perú.

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OCURRENCIA EN EL CAMPO Los granitos se encuentran en todo tipo de cuerpos plutónicos e hipoabisales, formando batolitos, stock, dique y plutones de diversas formas y tamaños, que son clasificados en tres categorías. 1. Enormes cuerpos plutónicos o escudos precámbricos. 2. Batolitos en los núcleos de las l as cadenas montañosas. montañosas. 3. Como masas intrusivas accesorias.

6.2.2. RIOLITA Las riolitas ígneas extrusivas o correspondiente volcánico e hipoabisal de los granitos, holocristalinos a hipocristalinos, con una matriz afanítica. Su composición mineralógica es similar a la de los granitos. El feldespato alcalino supera en cantidad a la plagioclasa; en caso contrario la roca es una cuarzolatita. Al disminuir la cantidad de cuarzo, hay un paso para formar rocas como la traquita. Mineralogía. De acuerdo a la composición de los minerales se consideran dos tipos de riolitas, entre ellos tenemos: -

Riolitas potásicas, son los más frecuentes que se presentan. Riolitas sódicas, presentes en ambos tipos de riolitas, al igual que los granitos.

En ambos tipos está presente el cuarzo en fenocristales y en la matriz, los fenocristales son son bipiramidales bipiramidales de cuarzo – cuarzo – α, seudomórficos según cuarzo – β y contiene usualmente inclusiones irregulares de vidrio que, a su vez encierra burbujas de vapor. El feldespato alcalino suele ser sanidina, pero en los tipos hipoabisales pueden estar presentes la ortoclasa y la anortoclasa. Los fenocristales de sanidina son transparentes por lo general no maclados. Si hay plagioclasa, suele encontrarse en forma de fenocristales, cuya composición es normalmente la de la oligoclasa, pero en los tipos sódicos aparece la albita y en ciertas rocas ha sido citada la andesina. La biotita es casi siempre parda y algunas veces de color verde, es también normalmente en fenocristales. En algunas variedades holocristalinos aparecen en laminillas dispersas, en la matriz. 55


Las riolitas piroxénicas no son muy frecuentes, generalmente se presentan la augita o la egirina en forma de fenocristales, englobados en una matriz afanítica.

MINERALES ACCESORIOS Entre los minerales accesorios, se consideran, a tridimita, cristobalita, magnetita titanífera, cordierita, esfena, circón, apatito, fayalita, granate, fluorita; en los tipos alcalinos generalmente zeolitas. Entre Entre los minerales de alteración alteración más frecuentes son el cuarzo, ópalo, sanidina, calcedonia, calicita, magnetita, hematitas, goethita, limonita, rutilo, esfena, cloritas, caolinita, sericita.

TEXTURA Muchas riolitas son de textura porfídicas y presentan una gran variedad, en los afloramientos de macizo rocoso; así como fluidal, vesicular, vesicul ar, desvitrificada y otros. VARIEDAD HOLOCRISTALINA 1. Microgranuda 2. Pilotáxica o afieltrada Traquítica 3. Granofídica 4. Esferolítica 5. Criptocristalina, desvitrificada. VARIEDAD HIPOCRISTALINA 1. 2. 3. 4.

Vítrea, principalmente microcristalina, con vidrio intersticial. Vítrea con trozos criptocristalinos. Vítrea con microlitos diseminados. Vítrea con esferolitos.

VARIEDAD VÍTREA 1. Sólo vidrio o con cristales diseminados. 2. Bandeada, listada, arremolida y fluidal.

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Los minerales que se presentan en fenocristales son el cuarzo, la sanidina, rara vez la plagioclasa sódica.

Microfotografía. No. 50. Fenocristales de plagioclasa, sanidina, biotita, vistos en luz polarizada en una roca ígnea de composición riolítica, mayo de 2015.

OCURRENCIA EN EL CAMPO Las riolitas se presentan en coladas de lava y otros tipos volcánicos y en rocas intrusivas hipoabisales, especialmente en los diques concordantes y filones; son abundantes y frecuentes en las grandes acumulaciones volcánicas de las regiones orogénicas, asociados a andesitas y basaltos y con menor frecuencia a latitas y cuarzolatitas.

6.3.

GRUPO DE GRANODIORITA – GRANODIORITA – DACITA DACITA

6.3.1. GRANODIORITA Roca ígnea plutónica formada por plagioclasa sodico-cálcica, feldespato potásico, hornblenda, biotita y cuarzo. Su equivalente volcánico es la dacita, cuarzolatita. La composición de los pórfidos cupríferos de la cadena andina es granodiorítica, a diferencia de la composición diorítico cuarcífera – – andesítica de los pórfidos cupríferos de arcos de islas oceánicas. Las granodioritas son rocas ígneas plutónicas, holocristalinos, faneríticas que contienen:

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Feldespato potásico Plagioclasa Cuarzo Máficos (biotita, hornblenda, augita)

20 – 20 – 40 40 %. 25 – 45 25 – 45 %. 35 – 10 35 – 10 %. 30 – 30 – 10 10 %.

Las granodioritas presentan alto contenido de plagioclasas, muy pocas veces se encuentran, en igual cantidad con el feldespato potásico. Si la cantidad de feldespatos potásicos supera a las plagioclasas, la roca es un granito. Si la cantidad está presente como accesorios, la roca es una tonalita. MINERALES ESENCIALES La plagioclasa por lo general es la albita, oligoclasa y con menor frecuencia se presenta la andesina, puede ser zonadas. Mientras que el feldespato potásico es la ortoclasa o la microclina en sus variedades pertíticas. El mineral máfico más corriente es la biotita. La hornblenda verde está asociada a la biotita, en algunos tipos con capas incompletas de biotitas escamosas. Algunas variedades contienen piroxenos, generalmente augita, diópsido, rara vez hiperstena.

MINERALES ACCESORIOS Los minerales accesorios más comunes son; apatito, magnetita, ilmenita, circón, esfena y granates. Los minerales de alteración más comunes son: sericita, caolinita, calcita, clorita, esfena, limonita hematitas y cuarzo.

VARIEDADES MINERALÓGICAS Granodiorita con biotita Granodiorita con hornblenda, biotita Granodiorita con hornblenda Granodiorita con augita Granodiorita con hiperstena

TEXTURA La granodiorita es generalmente equigranular, de grano medio a grueso, granular granítica. Los fenocristales son de feldespatos potásicos, plagioclasa y minerales máficos. La textura normal es granular hipidiomorfa con 58


gradaciones hacia granular alotriomorfa en los tipos ricos en feldespatos potásicos. La plagioclasa y los máficos presentan tendencia hacia el hipidiomorfismo.

Microfotografía. No. 51. Granodiorita en una sección delgada. Se muestran los minerales principales, que los constituyen, visto en luz polarizada, con sus típicos colores de interferencia.

Microfotografía. No. 52. Granodiorita del batolito de la Costa del Sur del Perú. Fenocristales de plagioclasa, cuarzo, biotita; entre los espacios intergranulares se observan minerales como esfena, magnetita y sericita.

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OCURRENCIA EN EL CAMPO La granodiorita es una roca frecuente y abundante en los batolitos, stocks, grandes diques concordantes y filones y en plutones irregulares. Los pórfidos granodioríticos se presentan en filones y diques concordantes y como fases marginales de otras masas mayores de granodiorita.

6.3.2. CUARZOLATITA Las cuarzolatitas son rocas efusivas e hipoabisales con una matriz afanítica, holocristalinas a vítreas, generalmente porfídicas, que contienen la siguiente composición mineralógica: Feldespato potásico Plagioclasa Cuarzo Máficos

20 – 20 – 30 30 % 30 – 50 30 – 50 % 35 – 10 35 – 10 % 20 – 10 20 – 10 %

Si el cuarzo está presente como accesorio, las rocas pasan a formas a latitas; si sucede lo mismo con la ortoclasa, la roca es una dacita, y si el feldespato potásico es más abundante que la plagioclasa se convierte en riolitas.

MINERALES ESENCIALES La sanidina es el feldespato potásico común que puede aparecer como fenocristales, sólo en la matriz o en ambas formas. El mineral más frecuente en fenocristales es la plagioclasa del tipo de alta temperatura, generalmente zonado con maclas complejas, variando su composición desde la andesina cálcica a la oligoclasa, con núcleos de labradorita. labradorita. La biotita y la hornblenda son minerales máficos que se encuentran en fenocristales, que están sustituidos agregados de augita, magnetita y algunos feldespatos. La augita se presenta en fenocristales y granos en la matriz; la hiperstena no es frecuente. MINERALES ACCESORIOS Entre ellos figuran: magnetita, ilmenita, apatito, esfena, circón, tridimita, cristobalita y raras veces granates. La tridimita es principal mineral de sílice en la pasta.

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MINERALES DE ALTERACIÓN Los minerales de alteración más comunes son: clorita, epidota, zoicita, sericita, caolinita, cuarzo, calcita y hematites. TEXTURA La textura es generalmente porfídica con pasta holocristalina, hipocristalina, criptocristalina y vítrea. OCURRENCIA EN EL CAMPO Las cuarzolatitas se presentan en coladas de lava, en otras rocas volcánicas y también como filones, diques concordantes, asociados a dacitas, riolitas y traquitas.

Microfotografía. No. 53. Dacita (cuarzolatita), con cristales idiomorfos de plagioclasa, augita, biotita de textura porfídica. Entre los minerales de alteración sericitas, cuarzo, clorita y magnetita.

6.4.

SIENITA – SIENITA – LATITA LATITA

6.4.1. SIENITA Roca ígnea plutónica, de color claro, textura granular, los minerales esenciales son los feldespatos (ortosa y plagioclasas), y anfíboles (hornblenda), accesorios piroxenos, cuarzo, biotita. Las sienitas con alto contenido de labradoritas son muy hermosas y se las utiliza como roca ornamental, en mausoleos y fachadas 61


de edificios. La macla polisintética de la labradorita la hace tornasolada. Las sienitas son rocas ígneas plutónicas, holocristalinas, faneríticas, que contienen la siguiente composición mineralógica: Feldespato potásico Plagioclasa Máficos (biotita, hornblenda, piroxeno)

30 – 30 – 80 80 % 5 – 25 5 – 25 % 40 – 40 – 10 10 %

La plagioclasa puede estar ausente o ser accesoria y si su proporción excede de la de los feldespatos alcalinos, la roca es una monzonita. Existen dos tipos de sienitas.

SIENITAS CALCOALCALINAS Con minerales de ortoclasa, ortoclasa micropertítica, se presenta rara vez microclina. Oligoclasa, menos frecuentes andesina, entre los máficos comúnmente se encuentran biotita, hornblenda verde, en el grupo de los piroxenos, se determina la augita y como mineral accesorio el cuarzo.

Microfotografía. No. 54. Fenocristales de plagioclasas maclados, que presentan superficies de corrosión; biotitas cloritizados.

SIENITAS ALCALINAS Minerales esenciales ortoclasa, anortoclasa, albita, oligoclasa sódica. Entre los minerales máficos se tiene; biotita rico en hierro, augita titanífera y como 62


accesorios los feldespatoides. En las sienitas normales el feldespato dominante es la ortoclasa o la ortoclasa micropertítica que, en casos muy poco frecuentes, constituyen el 90 % de la roca. El mineral máfico común es la biotita, pero también es abundante la hornblenda que puede presentar zonas diversamente coloreadas e inclusiones de minerales accesorios.

MINERALES ACCESORIOS Los minerales accesorios más comunes en las sienitas se presentan; circón, esfena, apatito, magnetita e ilmenita y generalmente nefelina, como principal mineral accesorio es la nefelina, en algunas localidades; el caso de sienita de Ollachea Carabaya – Carabaya – Puno. Puno.

MINERALES DE ALTERACIÓN Los minerales de alteración constituyen la sericita, caolinita, clorita, limonita y calcita, algunas veces está presente zeolitas y feldespatoides.

TEXTURA La mayoría de las sienitas presentan una textura hipidiomórfica, variando el tamaño de los granos desde finos a gruesos. Las sienitas porfídicas no son muy comunes; pero los pórfidos cinéticos son frecuentes en pequeños cuerpos intrusivas. Las texturas gnéisicas y fluidales son debidas al subparalelismo de los minerales tabulares y laminillas de feldespatos.

OCURRENCIA EN EL CAMPO Las sienitas son rocas poco frecuentes fre cuentes relativamente; se presentan en plutones irregulares, stocks, filones y diques concordantes. Algunas sienitas y sienitas cuarcíferas se encuentran formando masas de menor importancia o facies marginales de grandes intrusiones graníticos. También se encuentran aflorando en zonas corticales asociados a batolitos calcoalcalinos.

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6.4.2. TRAQUITA Las traquitas son rocas volcánicas holocristalinas a hipocristalinas, pocas veces vítreas, con matriz afanítica, efusivas e hipoabisales, que contienen la siguiente composición mineralógica: Feldespato potásico Plagioclasa Máficos (biotita, anfíbol, piroxeno)

45 – 45 – 80 80 % 25 - 5 % 30 – 30 – 10 10 %

Al aumentar la cantidad de plagioclasa, las traquitas traquitas pasan formar formar las latitas; con más cuarzo que accesorios, a cuarzolalitas y con feldespatoides como minerales esenciales, a fonolitas.

MINERALES ESENCIALES Las igual que las sienitas los minerales esenciales, están constituidos de feldespatos potásicos, plagioclasas sódicas y máficos como biotitas, hornblendas y piroxenos. Los fenocristales de plagioclasa son generalmente zonados. La sanidina es el feldespato potásico más corriente y menos frecuente la anortoclasa.

MINERALES ACCESORIOS Los minerales más comunes que constituyen son: circón, apatito, esfena, ilmenita y magnetita. Algunas variedades contienen cuarzo como accesorios; entre otros contienen tridimita. Los feldespatoides como accesorio; nefelina y analcita y rara vez fluorita. Los más comunes son: clorita, calcita, magnetita, epidota, y ópalo en vesículas.

TEXTURA La mayoría de las traquitas son porfídicas con una matriz holocristalina. Los fenocristales son por lo general; feldespato potásico, biotita o anfíbol. Las texturas vitrofídicas son muy poco frecuentes, lo mismo que las estructuras esferolíticas y vesiculares, las cavidades están rellenadas de tridimita y ópalo.

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OCURRENCIA EN EL CAMPO Las traquitas se presentan en rocas volcánicas y masas intrusivas hipoabisales de menor importancia, asociados a riolitas alcalinas.

Foto No. 55. Fonolita, fenocristales de nefelinas, leucitas y augita, englobados en una matriz de microcristales de plagioclasas y vidrio volcánico.

6.5.

MONZONITA – MONZONITA – LATITA LATITA

6.5.1. MONZONITA Las monzonitas son rocas ígneas í gneas plutónicas e hipoabisales holocristalinas, faneríticas, y contienen la siguiente composición mineralógica:

Máficos (biotita, hornblenda, augita) Plagioclasa (andesina, oligoclasa) Feldespato potásico (ortoclasa por lo general)

15 – 15 – 60 60 % 50 – 50 – 30 30 % 45 – 45 – 20 20 %

La composición de la monzonita por lo general se considera cantidades iguales de plagioclasa y ortoclasa, sino que también aquellas en las cuales la proporción de las plagioclasa plagioclasa sódica es mayor que la de feldespato potásico. potásico. Al aumentar el feldespato potásico, superando a la plagioclasa, sódica las 65


monzonitas pasan a formar sienitas, y cuando el cuarzo se convierte en mineral esencial, pasan a formar granodioritas.

MINERALES ESENCIALES La plagioclasa es generalmente es andesina u oligoclasa, pero puede estar zonada muy intensamente en algunos tipos alcalinos, con núcleos de labradorita; plagioclasa en tonalita de Cabanillas Puno. El feldespato alcalino es generalmente es la ortoclasa, con menor frecuencia microclina. Los minerales máficos más frecuentes son. Biotita, biotita con hornblenda y hornblenda con augita. La augita sola y la hiperstena son poco frecuentes.

MINERALES ACCESORIOS Los minerales accesorios más comunes son: apatito, esfena, circón, magnetita, ilmenita, granate, pirita, cuarzo; nefelina analcita, sodalita como feldespatoides. Los minerales de alteración que están incluidos dentro esta clasificación de cuerpos ígneos son: calcita, clorita, caolinita, sericita, nontronita y serpentina. Las variedades mineralógicas son:

Variedad mineralógica de monzonitas Con biotita Con hornblenda Con biotita, hornblenda Con augita Con hiperstena Con olivino

TEXTURA La textura de las monzonitas es equigranular hipidiomórfica de grano fino a medio. Los pórfidos monzoníticos son más frecuentes y rara vez monzonita porfídica. Los intrusivos de monzo – – granitos son frecuentemente de grano grueso con fenocristales de oligoclasa, ortoclasa. Estos cuerpos plutónicos son los que han generados mineralización en rocas del paleozoico inferior; como estaño, wolframio y molibdeno. 66


OCURRENCIA EN EL CAMPO Las monzonitas se presentan en stocks, lacolitos filones, diques concordantes y pequeños plutones, así como facies marginales de las masas de granodiorita y dioritas, pero no es abundante. Las rocas son asociadas a las sienitas y a las sienitas nefelínicas.

Foto No. 56. Fenocristales de oligoclasas, ortoclasa, hornblenda y cuarzo, visto en luz polarizada; como mineral de alteración esfena, clorita, sericita. Monzo – granito. – granito.

6.5.2. LATITA Roca ígnea volcánica extrusiva, intrusiva hipoabisal, generalmente porfídica con una matriz holocristalina a afanítica vítrea, cuya composición es similar a la monzonita.

MINERALES ESENCIALES Los fenocristales de plagioclasa son de la variedad de alta temperatura y generalmente zonado, con núcleos de bitownita; normalmente son de andesina, pero también se conocen fenocristales de labradorita u oligoclasa. Son frecuentes la macla de albita. La sanidina y anortoclasa en fenocristales son poco frecuentes y pueden estar corroídos, pero estos feldespatos suelen estar limitados. 67


Entre los minerales máficos, se encuentran la biotita, hornblenda, augita, principalmente en fenocristales; aunque también pueden estar presentes en la la pasta holocristalina. Entre los minerales accesorios se encuentran presentes: magnetita titanífera, apatito, cuarzo y tridimita o feldespatoides.

MINERALES DE ALTERACIÓN La descomposición de los minerales, llegan a formar minerales de alteración como; calcita, cuarzo, clorita, esfena, leucoxeno.

Foto No. 57. Fenocristal maclado y con zonación concéntrica de oligoclasa, biotita, hornblenda, englobados en una pasta criptocristalino; sección fina visto en luz polarizada.

TEXTURA La textura es generalmente porfídica con una matriz holocristalino a criptocristalino; rara vez con una matriz vítrea y muy rara vez totalmente vítrea, sin fenocristales. Los vidrios latíticos pueden diferenciarse, principalmente mediante el análisis químico. Los fenocristales comunes son de plagioclasa, biotita, hornblenda.

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OCURRENCIA EN EL CAMPO Las latitas se presentan en coladas y en masas intrusivas hipoabisales poco frecuentes, asociados a traquitas, cuarzolatitas, basalto y en algunos casos asociados a riolitas.

6.6.

TONALITA – TONALITA – DACITA DACITA

6.6.1. TONALITA Las tonalitas son ígneas intrusivas plutónicas e hipoabisales holocristalinas, faneríticas, que contienen la siguiente composición mineralógica. Plagioclasa (oligoclasa o andesina) Cuarzo Máficos (biotita y hornblenda principalmente)

50 – 50 – 80 80 %. 35 – 10 35 – 10 %. 35 – 35 – 10 10 %.

El feldespato potásico sólo está presente como accesorio; cuando entra como esencial, las rocas se convierten en granodioritas. Al disminuir la cantidad de cuarzo, las rocas pasan a formar dioritas.

Foto No. 58. Fenocristales de oligoclasa, biotita, cuarzo; sección fina vista en luz polarizada. Muestra que corresponde al Batolito de Costa del Sur del Perú.

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MINERALES ESENCIALES La plagioclasa es generalmente la oligoclasa y con menor frecuencia la andesina, algunas veces se presentan con núcleos corroídos, con zonas externas de aureolas de crecimiento de anortoclasa (feldespato sódico – potásico de alta temperatura). Son frecuentes las maclas de albita. La biotita es el máfico más abundante, bien sola o con hornblenda verde; es última no es común, así como tampoco su combinación con la augita.

MINERALES ACCESORIOS Magnetita, ilmenita, apatito, esfena, circón, pirita, granates y feldespatos potásicos (microclina, anortoclasa). Entre los minerales de alteración más comunes se tiene; Clorita, epidota, zoisita, sericita, caolinita y leucoxeno. Textura. Equigranular hipidiomórfica de grano medio a fino. Raras veces de textura porfídica, aplitica, gnéisica y orbiculares. Ocurrencia en el campo. Las tonalitas se presentan en plutones individuales, de hasta inclusive de dimensiones considerables (batolitos), en batolitos complejos de granodioritas – granodioritas – tonalitas. tonalitas.

Foto No. 59. Fenocristales de plagioclasa con zonación concéntrica, biotita, cuarzo y minerales de alteración; como sericita, caolinita, clorita.

70


6.6.2. DACITA Se considera como el correspondiente volcánico de las tonalitas. Son rocas efusivas e hipoabisales, holocristalinos, hipocristalinos, pocas veces vítreas, con una pasta afanítica y generalmente porfídica. Tiene la misma composición mineralógica que las tonalitas.

MINERALOGÍA La plagioclasa es una andesina u oligoclasa. Los fenocristales de plagioclasas de altas temperaturas presentan planos de zonación por lo general normalmente, con centros de andesina. Las plagioclasas que se encuentran en pasta son más sódicas que los fenocristales. El feldespato potásico como accesorio, está representado por la sanidina. El cuarzo se presenta como fenocristales o como microlitos en la matriz. La biotita, sólo se presenta como fenocristales, algunas veces como pequeñas escamas en una matriz holocristalina.

Foto No. 60. Fenocristales euhedrales de plagioclasas, sanidina, cristobalita, hornblendas, englobados en una lava volcánica de textura porfídica y fluidal (dacita).

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MINERALES ACCESORIOS Se consideran a la sanidina y anortoclasa, circón, esfena, apatito, tridimita, fayalita, ilmenita y magnetita. Entre los minerales alteración más comunes se consideran a sericita, caolinita, calcita, clorita, epidota, óxidos de hierro y zeolitas. Textura. La Textura. La mayor parte de las dacitas son porfídicas; los fenocristales son de cuarzo, plagioclasa, biotita, anfíbol, piroxenos, apatito y magnetita. Algunas veces las dacitas son vítreas con microlitos dispersos de plagioclasa y cuarzo. Ocurrencia en el campo. campo . Las dacitas se presentan en coladas de lava asociados a basaltos olivínicos, andesitas basálticas y riolitas, generalmente en regiones continentales orogénicas.

6.7.

DIORITA – DIORITA – ANDESITA ANDESITA

6.7.1. DIORITA Rocas plutónicas intermedias de grano grueso constituidos esencialmente de: Plagioclasas (oligoclasa o andesina) Máficos (generalmente hornblenda)

65 – 65 – 70 70 % 30 – 30 – 25 25 %

Si la plagioclasa es más cálcica que la andesina, la roca pertenece a la familia de los gabros, si el cuarzo es esencial, la roca es una tonalita. Las dioritas con feldespatoides, como minerales esenciales son muy pocos.

MINERALES ESENCIALES Los minerales esenciales son la oligoclasa y la andesina cálcica, los cuales se presentan zonados. La diorita piroxénica puede contener plagioclasas con mucho más de labradoritas. Son comunes las inclusiones de máficos, magnetita Fe 3O4, apatito Ca 5(F,Cl).(PO4)3.(H). El feldespato potásico, se presentan como minerales accesorios. El mineral máfico más abundante es la hornblenda verde y menos frecuente la parda. El cuarzo se presenta como mineral accesorio; puede formar crecimientos mixtos con la ortosa, ortosa, muy pocas veces con la microclina como micropegmatitas; o en algunas veces con plagioclasas. 72


MINERALES ACCESORIOS Magnetita, ilmenita (FeTiO 3), apatito, esfena (CaTiSiO 5), con menor frecuencia circón, pirita y pirrotina, de muy rara vez olivino. Las plagioclasas por procesos geoquímicos y alteración de una actividad magmática, pasa a formar sericita o caolinita con núcleos cálcicos, clorita, calcita, hornblenda.

Variedad de diorita Con hornblenda Hornblenda, biotita Augita, biotita Augita, hiperstena Olivino

Muchos lamprófidos están muy alterados y la calcita puede llegar a ser tan abundante, que dé efervescencia con el ácido clorhídrico diluido. Otros minerales secundarios son la clorita, epidota, limonita y leucoxeno. Texturas y algunas microestructuras. Las dioritas son, por lo general, equigranulares, si bien se encuentran tipos porfídicos con hornblenda y/o fenocristales de plagioclasa. La textura varía de granular alotriomorfa a granular hipidiomorfa. Los contornos de la plagioclasa pueden ser relativamente regulares; el cuarzo y la ortoclasa son intersticiales. Los máficos pueden estar segregados formando cúmulos y tanto éstos como la plagioclasa pueden estar orientados en algunas texturas gnéisicas. En algunos tipos, el anfíbol es una hornblenda. A lo largo de los contornos de los granos se forman, por recristalización crecimiento de plagioclasas y hornblendas. Las estructuras orbiculares son raras. En los pórfidos dioríticos los fenocristales de plagioclasa aparecen normalmente en sección como láminas ancladas y anchas. En los lamprófidos dioríticos, los minerales máficos forman los fenocristales y también aparecen en la matriz. Algunos lamprófidos no son porfídicos sino rocas de grano fino y uniformes con tendencia al idiomorfismo en la mayor parte de los constituyentes.

OCURRENCIAS EN EL CAMPO Las dioritas afloran en grandes macizos intrusivos tales como batolitos complejos, bien como fases marginales de granitos a granodioritas. Las dioritas 73


constituyen también las fases periféricas de masas más pequeñas predominantemente graníticas, granodioritas y sienitas en filones de stocks limitados.

Foto No. 61. Fenocristales de plagioclasas maclados, que presentan superficies de corrosión; biotitas pardos con superficie de alteración a cloritas.

6.7.2. ANDESITA La andesita es una roca volcánica e intrusiva hipoabisal, holocristalina o hipocristalina, con una matriz fanerítica y tiene la misma composición mineralógica que la diorita.

COMPONENTES MINERALES La plagioclasa normal es la oligoclasa o la andesina cálcica. Presenta fenocristales de plagioclasa en la matriz generalmente es más sódica que cálcica. En algunos casos se presentan fenocristales de labradorita. En algunas rocas la composición de las plagioclasas puede variar entre las andesinas, oligoclasas o las bitownitas, algunos microfenocristales son las plagioclasas de alta temperatura, la mayor parte de ellos son zonados de varios tipos. No es frecuente la presencia de fenocristales de un solo mineral máfico: la biotita y hornblenda acostumbran a presentarse juntas, como lo hace la 74


hornblenda y el diópsido o la augita diopsídica. La andesita más abundante es aquella en que predominan los fenocristales de hornblenda. Los fenocristales de biotita aparecen en cristales tabulares de seis lados o en laminillas, pero este mineral es muy raro en la matriz. Los fenocristales presentan varios grados de corrosión y resorción. El vidrio de las andesitas es incoloro, gris, verde pálido, amarillo parduzco y pardo por lo general, con burbujas diminutas y partículas de óxido de hierro. El índice de refracción varía entre 1.49 y 1.54, pero algunas andesitas contienen vidrio con n = 1.48 – 1.48 – 1.60. 1.60. Los minerales que se encuentran entre las texturas vesiculares, cristalizadas son generalmente calcita, cuarzo, ópalo, hornblenda, plagioclasa y otros. Los productos de alteración son similares a los de las dioritas; sericita, calcita, epidota, flogopita, clorita con esfena y magnetita, entre otros óxidos de hierro. El vidrio de la matriz puede presentar señales de desvitrificación; las inclusiones de vidrio en los minerales son más frescas por lo general. Las variedades mineralógicas se designan con arreglo a los minerales máficos presentes en los fenocristales, tales como andesita biotítica, andesita hornbléndica, andesita augítica, andesita hipersténica.

Foto No 62. Cristales de plagioclasas, augita, olivino; englobados en matriz de filoncillos de plagioclasa y vidrio volcánico, se observan minerales opacos. Andesita básica de textura porfídica, volcánico Tacaza.

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ALGUNAS TEXTURAS TEXTURAS DE ANDESITAS Casi todas las andesitas son porfídicas y la pasta es comúnmente holocristalina. Los fenocristales se presentan aislados, en crecimientos paralelos orientados o como cúmulos irregulares. También hay tipos vítreos y parcialmente cristalinos y las variedades que tienen matriz vítrea con pocos fenocristales relativamente (vitrófido andesítico) pueden ser difíciles de distinguir de las dacitas y latitas de igual textura.

Foto No. 63. Fenocristales de plagioclasas y augitas englobados en una pasta afanítica de microlitos de plagioclasas y vidrio volcánico en una andesita basáltica. basáltica.

Las texturas traquíticas son corrientes con microlitos de plagioclasa en torno a los fenocristales. Las texturas vesiculares, escoriáceas y amigdaloides no son raras y en algunos casos las vesículas están rellenadas por filtraciones posteriores de material grano fino de la matriz. En algunos tipos no hay discontinuidad marcada entre los fenocristales y los microlitos, pues parecen granos de todos los tamaños intermedios.

OCURRENCIA EN EL CAMPO Las andesitas se presentan típicamente en coladas y rocas piroclásticas asociados a basaltos y riolitas en las regiones continentales orogénicas, en

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forma de diques concordantes, filones chimeneas volcánicas y otras masas intrusivas menos importantes.

6.8.

ROCAS MÁFICAS

Las rocas ígneas máficas principalmente el clan del gabro son los gabros, las diabasas y los basaltos, las cuales tienen casi todas, índices de color que varían entre 40 – 40 – 70. 70. El principal mineral que se encuentra en la mayoría de los gabros es la plagioclasa cálcica; los minerales máficos típicos, en orden de abundancia, son la augita, la hiperstena y el olivino. Raras veces los gabros contienen hornblenda y biotita, los minerales característicos de las dioritas.

Foto No. 64. Fenocristal idiomorfo de plagioclasa, con intercrecimiento de augitas y biotitas que presentan colores de interferencia del segundo orden.

6.9. GABRO – GABRO – BASALTO BASALTO 6.9.1. GABRO Los gabros son rocas intrusivas, plutónicas, holocristalinos fanerítcos, que contiene la siguiente composición composición mineralógica: Máficos (augita, hiperstena, olivino, hornblenda) Plagioclasa (labradorita o bitownita)

25 – 25 – 50 50 % 70 – 70 – 45 45 % 77


Los llamados gabros normales están compuestos principalmente por plagioclasas como labradoritas, pocas veces anortitas, augitas. A los gabros en las que predomina la hiperstena sobre el clinopiroxeno se les llama nerita; si la cantidad de olivino aumenta en forma gradual a gabro olivino o noritas de olivino. Pueden transformarse en troctolitas, en el cual olivino y la plagioclasa cálcica son los principales minerales constituyentes. Por reducción de todos los minerales máficos, el gabro pasa a anortositas. La mayoría de los gabros carecen de fenocristales y tienen una textura y tiene una subhedral o anhedral (textura gabroide), esto no ocurre generalmente en todos los cuerpos plutónicos o batolitos, y es común que aparezcan segregados en capas o bandas bien definidas. Ciertamente el bandeo es una de las características estructurales más destacadas. Mineralogía. Mineralogía. Hay rocas máficas intermedias entre los gabros y las noritas, como las hiperitas, que contienen, como c omo minerales esenciales a clinopiroxenos y ortopiroxenos. Otros tipos son las noritas olivínicas y las hiperitas olivínicas y si la hornblenda es primaria, es decir magmática y no uralítica, también puede establecerse una distinción entre los gabros hornbléndicos. Algunos tipos frecuentes, que contienen cuarzo esencial (en cantidad superior al 5 %) son denominados gabros cuarcíticos y norita cuarcítico. Algunos tipos de gabro contienen biotita como accesorio, que en ciertas noritas y gabros pasa a ser mineral esencial; mientras que la augita, hiperstena y olivino pueden ser accesorios en las anortositas. Los principales tipos de rocas incluidas bajo la denominación de gabros en sentido amplio se tienen: Nombre de la roca Gabro Gabro olivínico Troctolita Norita Anortosita

Minerales esenciales Augita, plagioclasa cálcica Augita, olivino, plagioclasa Olivino, plagioclasa cálcica Hiperstena, plagioclasa cálcica Plagioclasa cálcica

TEXTURA Y MICROESTRUCTURA Normalmente los gabros, presenta una textura granular gabroica, de grano grueso a fino. Existen algunos tipos pegmáticos. Los tipos porfídicos (frecuentemente fenocristales de plagioclasa) son pocos; pero las texturas 78


gnéisicas y bandeadas son algo más frecuentes. Tanto el olivino como la plagioclasa, pueden presentar orientaciones preferentes.

OCURRENCIA EN EL CAMPO Los gabros y las noritas se presentan, en profundidades considerables en los batolitos generalmente. Ejemplo caso del batolito de San Gabán, se presenta a una profundidad de 1200 m con respecto a la cota vertical.

Foto No. 65. Fenocristales de augita hipidiomórficos, hiperstena, que se alteran a minerales laminares de biotitas y cloritas, vistos en luz polarizada.

6.9.2. DIABASA Las diabasas son rocas intrusivas, hipoabisales, normalmente holocristalinas y que contienen la siguiente composición mineralógica: Máficos (piroxenos, menor cantidad de olivino) Plagioclasa (labradorita, menor cantidad de bitownita)

65 – 65 – 25 25 % 30 – 30 – 70 70 %

La diferencia fundamental entre diabasas y gabros está, principalmente, en sus características texturales y yacimientos y, en menor grado en la naturaleza de los piroxenos. Dolerita es el equivalente inglés de la diabasa. Mineralogía. Mineralogía. Algunas de las láminas de las plagioclasas están zonadas, por lo general, en casos normales se presentan con núcleos de labradorita o 79


bitownita y márgenes de labradorita, andesina y hasta oligoclasa. Son típicas las maclas de oligoclasa. El olivino varía desde los tipos magnesianos hasta casi la fayalita, pero esta secuencia generalmente no es común. Algunas veces el olivino presente en una misma roca, no tiene la misma composición en todo los puntos, ni aun en sección delgada y los granos más pequeños por lo general, más ricos en hierro. En los cristales individuales rara vez se presenta zonados de tipo normal. También pueden estar presentes la oxihornblenda o la hornblenda. La biotita, que puede ser una variedad titanífera, puede ser accesoria o esencial.

TEXTURAS Y MICROESTRUCTURAS Las texturas son de grano fino a medio y de grano uniforme, encontrándose como facies local tipos pegmatíticos. La textura típica es ofítica, con láminas delgadas o anchas de plagioclasas envueltas o moldeadas por minerales ferromagnesianos. OCURRENCIA EN EL CAMPO Las diabasas se presentan en diques concordantes, filones, capas, lacolitos, plugs y masas intrusivas hipoabisales menos regulares, generalmente en mantos que ocupan grandes superficies, como en algunos cuerpos complejos de cuerpos intrusivos.

6.9.3. BASALTO Los basaltos son rocas ígneas volcánicas y rara vez intrusivos, hipoabisales, holocristalinos, hipocristalinos, vítreos, con una matriz afanítica y su composición mineralógica es: Plagioclasa (labradorita) Máficos (piroxeno y olivino)

40 – 40 – 60 60 % 55 – 55 – 35 35 %

Mineralogía. Para que la roca pueda ser clasificada como basalto, la composición media de las plagioclasas debe ser la de la labradorita o más cálcica. Por lo general existe considerable variación en la composición; los fenocristales son de anortita, bitownita o, generalmente labradorita y no es rara que estén zonados normalmente.

80


Los fenocristales de plagioclasa son del tipo de alta temperatura. Las inclusiones de vidrio, dispuestas en zonas y las de olivino, son frecuentes y están desarrolladas en maclas de albita. Los piroxenos pasan, por alteración, a cloritas (incluyendo la variedad de grano fino llamada l lamada comúnmente clorofeíta), serpentina y carbonatos; el olivino se transforma principalmente en serpentinas o nontronita. Los feldespatos son frescos por lo general pero pueden estar caolinizados o cloritizados. Las variedades mineralógicas son: basalto cuarcítico, olivínico, hipersténico y hornbléndico. Las espilitas son basaltos con labradorita, albita y augita transformadas por alteración en actinolita, clorita, epidota y olivino serpentinizado.

TEXTURAS Y MICROESTRUCTURAS Los basaltos presentan una gran variedad de texturas, desde los tipos vítreos a los holocristalinos, siendo los principales: 1. Vítreo. Vítreo. Principalmente vidrio de color pardo (n = 1.505 a 1.620 con media de 1.575 aproximadamente) con pequeños cristalitos y microlitos en menor proporción llamado taquilita. Su equivalente alterado o hidratado es la palagonita, compuesta de restos de vidrio, material criptocristalino, microlitos de augita, olivino y labradorita y zeolitas secundarias, carbonatos y cloritas.

2. Hipocristalino a) Matriz vítrea dominante con fenocristales subordinados; textura vitrofídica; vitrófido basáltico. b) Cantidades variables de esferolitos, de redondo a irregulares, de microlitos de plagioclasa dispuestos radialmente, en una matriz de vidrio, de dominante a casi ausente o de material criptocristalino: textura variolítica; variolita. c) Matriz principalmente microcristalina con trozos triangulares subordinados de vidrio intersticial entre los cristales tabulares de feldespato: textura intersticial. d) La matriz está formada principalmente por microcristales tabulares de plagioclasa y granos de augita desordenados. El

81


vidrio es subordinado y se presenta en áreas irregulares: textura hialopilítica.

3.

Holocristalina. Consistente Holocristalina. Consistente en los siguientes: a) Microlitos de feldespatos predominantes en la matriz: textura pilotáxica. b) Matriz formada principalmente por granos de piroxenos y plagioclasa intersticial en menor proporción: textura granulítica. c) Matriz de microlitos de plagioclasas envueltos por piroxenos alotriomorfo: textura ofítica.

La mayoría de los basaltos son porfídicos o glomeroporfídicos, si bien aunque muy poco frecuentes, se encuentran tipos holocristalinos no porfídicos. Los fenocristales son plagioclasa, olivino, augita, hiperstena o de varias combinaciones de estos minerales. Algunos basaltos contienen nódulos que varían de tamaño desde bolitas al de una cabeza, que contiene principalmente olivino y enstatita subordinada.

Foto No. 66. Fenocristales de plagioclasas, englobados en microlitos criptocristalinos de plagioclasas, orientados en una determinada dirección de flujo. Andesita basáltica.

Algunos fenocristales de plagioclasa pueden estar rotos o corroídos; la plagioclasa de la matriz suele formar delgados cristales tabulares que pueden 82


estar orientados en estructuras fluidales. El olivino presenta variaciones considerables en su forma, desde granos alotriomorfos a cristales idiomorfos pasando por esqueletos de cristales. También se presenta cristales corroídos y en los tipos vítreos.

Foto No.67. fenocristales de plagioclasas, augita y olivino, englobados en una pasta de vidrio volcánico. Andesita basáltica de textura porfídica, volcánico Tacaza Cutimbo – Puno. – Puno.

OCURRENCIA EN EL CAMPO Los basaltos son las rocas ígneas efusivas más abundantes y se presentan principalmente en coladas y como piroclásticos. Entre ellos se tiene tres clasificaciones más comunes. 1. Basalto en coladas o de meseta, asociados a diabasa cuacífera, en mantos de gran espesor sobre vastas extensiones, como por ejemplo las coladas del volcánico del Sur del Perú, las coladas de Yanamayo en Puno; las llanuras de la caldera de Condoroma en Arequipa, entre otros en las alturas del valle de colca Arequipa; del mioceno, que cubren más de cien mil kilómetros cuadrados. 2. Los basaltos olivínicos de las cuencas oceánicas asociadas generalmente con masas menores de traquitas y fonolitas. Entre ellos los basaltos de la Caldera de Condoroma Arequipa. Arequipa. La asociación basalto – andesita – andesita – dacita – dacita – riolita – riolita de las regiones orogénicas, tales como, los eventos volcánicos del Sur del Perú, que corresponden al volcánico Tacaza, Sillapaca y Barroso. 83


Microfotografía. No. 68. Fenocristales de plagioclasas corroídos, englobados en una matriz de finos cristales de plagioclasas y vidrio volcánico. Roca volcánica basáltica de textura porfídica, que corresponde a volcánico Tacaza Cutimbo – Puno. – Puno. Andesita basáltica.

6.10.

ROCAS ULTRAMÁFICAS

Casi todas las rocas ultramáficas contienen menos de 45 por ciento de sílice. Todas tienen índice de color de más de 70 y generalmente carecen de feldespato. Unas cuantas rocas ultramáficas de grano grueso contiene una pequeña cantidad de plagioclasa cálcica; la mayoría de ellas están compuestas principalmente de olivino y minerales, y se encuentran como segregaciones irregulares en cuerpos de gabro. Algunas rocas ultramáficas de grano grueso que se encuentran en lopolitos de formación en capas, contienen también un poco de plagioclasa cálcica. Las rocas ultramáficas que van a ser descritas no tienen contra partes exactas entre las lavas. Quizá la mayoría de ellas se han originado a grandes profundidades, y el movimiento de las masas ultramáficas originado por perturbaciones orogénicas no pudo llegar hasta la superficie de la tierra como los volcanes o los derrames de lava. Además, si se consideran las rocas ultramáficas como acumulativas más como rocas magmáticas, como ha sido sugerido por Shand, son claras que mientras más hondo haya sido el hundimiento de los cristales, menor posibilidad hay de que las rocas ultramáficas alcances a la superficie.

84


6.10.1. PERIDOTITAS Es un término general que se aplica a rocas de grano grueso, ricas en olivino, holocristalinas, faneríticas, plutónicas y contienen: Máficos (olivino, piroxeno, hornblenda) Minerales metálicos (magnetita, ilmenita, cromita) Plagioclasa cálcica

85 – 85 – 95 95 % 10 – 10 – 03 03 % < 05 %

Los tipos con olivino esencial son peridotitas; si está ausente o sólo en cantidades accesorias, las rocas son perknitas. Al aumentar la proporción de plagioclasa, las rocas pasan a troctolitas y gabros. Mineralogía. Las peridotitas y perknitas se subdividen de acuerdo con los minerales máficos que acompañan al olivino, pero en la práctica la clasificación puede resultar muy difícil debido a su serpentinización muy intensa y a la formación de anfíboles secundarios y la flogopita, que no deben confundirse con los minerales primarios.

MINERALES MÁFICOS Olivino Olivino, enstatita ( o hiperstena)

NOMBRE Dunita Harzburgita

Olivino, clinopiroxeno (augita por lo general)

Wehrlita

Olivino, ortopiroxeno, clinopiroxeno Olivino, hornblenda (primaria) Piroxeno (enstatita, hiperstena, augita) Hornblenda

Lerzolita Cortlandita Piroxenita Hornblendita

Normalmente el olivino es la forsterita, por lo general no más férricos, pero en algunos diferenciados hay olivino intermedio. Los cristales negativos pueden formar inclusiones en algunos casos. En un tipo muy raro de peridotitas el grupo del olivino está representado por la monticellita. La peridotita y la dunita. La mayoría de las serpentinitas están compuestas principalmente por antigorita en hojuelas, la cual se desarrolla en condiciones de esfuerzo; algunas están formadas principalmente por cristal fibroso formado en condiciones estáticas.

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TEXTURAS Y MICROESTRUCTURAS MICROESTRUCTURAS Todos los constituyentes son alotriomorfos por lo general. Los tipos ricos en olivino, las dunitas en especial presentan estructuras en mosaico, equigranular, alotriomorfa. El tamaño del grano varía de medio a muy grueso siendo raras las variedades de grano fino. Los tipos porfídicos son muy raros, excepto en algunas pequeñas masas intrusivas en las cuales, las investigaciones cuestan trabajo descubrir.

Microfotografía. No. 69. Roca ultramáfica; presencia de minerales olivinos y granates.

OCURRENCIA EN EL CAMPO Muchas rocas ultramáficas se encuentran en las partes más bajas de los sills y lopolitos gruesos, en donde pasan gradualmente hacia arriba a rocas máficas. Su ocurrencia en tales posiciones es atribuida a la disposición de los cristales. Algunas de las peridotitas serpentinizadas se presentan como asociados de menor importancia en batolitos graníticos y granodioríticos en las regiones de plegamientos orogénicos.

6.10.2. KIMBERLITAS La kimberlita (de Kimberly, Africa del Sur) es virtualmente una peridotita de mica (flogopita). El mineral principal, es el olivino, se ha alterado y convertido en 86


serpentina. Están presentes también la broncita, la diópsida de cromo, el piropo, la ilmenita, la cromita, la magnetita y muchos otros minerales. Estos minerales ocurren en una pasta de serpentina. La dunita (de la montaña Dun, en Nueva Zelandia) es una roca ultramáfica monomineral que contiene casi toda de olivino magnesiano. Además son accesorios esporádicos la cromita, la picotita, la magnetita, la ilmenita y la espinela. Las serpentinas, como su nombre lo indica, están compuestas casi en su totalidad por minerales del grupo de la serpentina, todos los cuales deben atribuirse a la alteración hidrotérmica tardía o post – magmática – magmática del piroxeno y el olivino en la piroxenita.

Microfotografía. No. 70. Fenocristales de plagioclasas, augita, olivino englobadas en

una matriz microlítica de filoncillos de plagioclasas y vidrio volcánico. Andesita basáltica de textura porfídica. Acora 2013.

6.11.

ROCAS PIRO CLÁSTICAS

Las rocas piroclásticas están formadas por materiales detríticos expulsados por las chimeneas volcánicas, transportados por el aire y depositados en la superficie del suelo, en los lagos o en las aguas del mar. En algunos casos excepcionales, los materiales son transportados al estado de nubes ardientes, que son espesas y calientes nubes volcánicas. 87


Los materiales depositados sobre el suelo son, por lo general erosionados y transportados por las corrientes de agua y vueltos a depositar, juntos con otros materiales de sedimentos clásticos y químicos, en las masas de agua. Resulta así, que muchas de estas rocas son híbridas no es por la naturaleza de sus constituyentes ígneos y sedimentarios, sino que también por la manera en que han sido formadas, ígneo y sedimentario.

6.11.1. CLASIFICACIÓN DE ROCAS PIROCLÁSTICAS Dentro de la clasificación de las rocas piroclásticas o depósitos volcano – clásticos – clásticos se consideran a las siguientes agrupaciones. TAMAÑO DEL GRANO, EN mm -

32

-

4 < 32

>1/4 < 4 < 1/4

NO CONSOLIDADAS Bombas Bloques (angulosos) Bloques más cenizas Lapilli Cenizas (vesiculares) Cenizas gruesas Cenizas o polvo volcánico

CONSOLIDADAS Aglomerados Brechas volcánicas Brechas tobáceas Tobas de lapilli Tobas cineríticas de lapilli Tobas gruesas Tobas

Microfotografía. No 71. Fenocristal idiomorfo de oligoclasa maclada, que muestra una antipertita típica, con intercrecimiento de cuarzo y microclina. Batolito de la Costa del Sur del Perú, diciembre de 2015.

88


7. ROCAS SEDIMENTARIAS 7.1.

ORIGEN Y CLASIFICACIÓN

La primera subdivisión de las rocas sedimentarias está basada en el mecanismo que ha predominado en su formación, consiste en los siguientes.

7.1.1. ROCAS CLÁSTICAS Roca que resulta de la acumulación mecánica de fragmentos de rocas y minerales y que han sido formadas por procesos físicos, que han sido sedimentados en una determinada determinada cuenca de sedimentación.

7.1.2. ROCAS QUÍMICAS Rocas formadas por la acumulación de minerales precipitados directamente de soluciones acuosas por procesos químicos inorgánicos o por reacción, entre los minerales y soluciones acuosas.

7.1.3. ROCAS ORGÁNICAS Rocas formadas por minerales y materiales precipitados en soluciones acuosas por la acción de organismos o constituidas en gran parte por restos orgánicos (carbones).

7.1.4. ROCA RESIDUAL Rocas formadas en in situ por descomposición avanzada y que no han sufrido ningún transporte apreciable. Las rocas clásticas o detríticas, están constituidos por materiales físicamente meteorizados (desintegrados) o químicamente intemperizados (descompuestos) procedentes de rocas más antiguas ( ígneas, metamórficas o sedimentarias) que han sido transportadas y depositadas por corrientes de agua ( ríos, corrientes marinas, etc.), aire o hielo. Están constituidas principalmente por minerales de difícil solubilidad, como son el cuarzo, feldespatos y minerales de arcillas, que han sido transportados al estado de partículas. Las rocas clásticas tienen dos características destacadas que se utilizan como base para su clasificación; de tamaño y composición de partículas.

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Microfotografía. No. 72. fragmentos líticos de cuarzo anguloso, visto en sección fina

Clasificación según tamaño de partículas y agregados sedimentarios clásticas TAMAÑO MM 256 64 4 2 1/16 1/256

PARTÍCULA Canto rodado Guijarro Grauwacas Arena gruesa Arena Limo

Arcilla

AGREGADOS Grava Conglomerados

Sefita

Rudita (rudáceos)

Arenisca

Sammita

Arenita(arenosos)

Rocas limáticas

Pelitas (pelíticos)

Lutita(lutáceos)

Arcillas pizarras

En los agregados gruesos, se establece también la distinción entre conglomerados, si las partículas son redondeadas, o brechas si son angulosas. Las rocas sammíticas y pelíticas pueden a su vez pueden subdividirse de acuerdo con su composición mineralógica expresada en términos de proporciones en que entran los minerales clásticos más importantes: cuarzo, feldespatos y arcillas. Es necesario recordar, sin embargo que existen otras rocas clásticas importantes, formadas predominantemente por minerales distintos a los

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anteriores señalados especialmente las calizas clásticas, en las cuales, las partículas son de calcita, según el tamaño de grano. Las rocas de origen químico se subdividen de acuerdo a su composición mineralógica: silíceas (ópalo, calcedonia, cuarzo), calizas (aragonito, calcita, dolomita), fosfáticas (apatito), ferríferas (limonita, hematites, glauconitas) y salinas (halita, silvina, carnalita, etc.). Las rocas orgánicas se distribuyen en varias categorías según la naturaleza de los materiales que los constituyen: calizas orgánicas, rocas silíceas orgánicas (diatomita, etc.), fosforita orgánica y carbones. Los materiales materiales sedimentarios se convierten convierten en rocas rocas sedimentarias sedimentarias al consolidarse por efectos de los procesos de solidificación, cementación, compactación y recristalización; a medida que la consolidación progresiva, también pueda tener lugar importantes transformaciones mineralógicas; nuevos minerales son precitados de las soluciones, otros se forman por reacción entre soluciones y minerales ya presentes en el agregado. En estos cambios mineralógicos mineralógicos y de textura que tienen lugar en en el ambiente sedimentario durante la petrificación o bajo la denominación diagenéticos y en algunos casos son muy difíciles de diferenciar de las transformaciones metasomáticas o metamórficas de grado bajo, que finalmente afectan el cambio de una roca. Los minerales formadores dentro de los sedimentos durante el proceso de petrificación o poco después se llaman minerales autígenos. TEXTURAS Y MICROESTRUCTURAS Para determinar en forma general la textura de las rocas sedimentarias es necesario observar cuantitativamente el calibrado, hay que someter la roca, mediante tamizado o decantación a un análisis granulométrico. La forma de los clastos o detritus de rocas, se pueden evolucionar de dos cualidades: esfericidad (forma) y rodadura. La esfericidad mide el grado de aproximación de la partícula o su forma ideal, es decir llegar a una esfera. Por su forma las partículas sedimentarias son: 1. 2. 3. 4.

Tabulares (hojosas, discoideas, aplastadas). Equidimensionales (cuboides, esferoidales, equiaxiales) Laminares (triaxiales) Bacilares (prismáticas, cilíndricas, alargadas). 91


Estas clases están basadas en las variaciones en las proporciones de los tres ejes a, b, y c (de longitud, anchura, y espesor) respectivamente y que requieren, por lo tanto, la práctica de medidas tridimensionales. Es la categoría especial están las esquirlas que son trozos de vidrio o de arcilla seudomórficos de vidrio. Tienen especial interés, las formas muy angulosas muy limitadas cristalográficamente, resultantes de la corrosión o ataque, observables en algunos minerales detríticos accesorios como son el cuarzo, feldespatos, granate, augita, hiperstena, hornblenda y estaurolita. Como en las secciones delgadas sólo se observan un corte de los granos, hay que tener cautela antes de asignar una forma determinada de las partículas; la determinación de la forma exacta lleva mucho tiempo y, por lo, general, no forma parte de la evaluación petrográfico ordinario. La redondez, que que está relacionada relacionada básicamente básicamente con la esfericidad, mide la agudeza de las esquinas y bordes de las partículas. En las secciones delgadas, los cortes arbitrarios con que aparecen los granos, dan bastante buena idea del grado de redondez, en comparación con un modelo de contornos de granos. Angular. Angular. Poca o ninguna señal de abrasión; esquinas y bordes agudos. Las areniscas con granos angulosos pueden ser consideradas como teniendo textura microbrechoide. Subanguloso. Subanguloso. Claras señales de desgaste; las partículas conservan su forma primitiva, sin maracas en las caras pero las esquinas y los bordes están ligeramente desgastados. Subredondeado. Señales Subredondeado. Señales de gran desgaste; esquinas esquinas y bordes caracterizados caracterizados por la suavidad de las curvas con la consiguiente disminución de la superficie de las caras iniciales, se conservan la forma inicial. Redondeado. Redondeado. Las esquinas y bordes originales han tomado amplias formas de curvatura; las caras primitivas han llegado a sufrir un gran desgaste. Bien redondeado. redondeado . Toda la superficie está formada por curvas suaves y amplias, han llegado a desaparecer en su totalidad las esquinas, bordes y caras primitivas. El grado de redondez se expresa cuantitativamente por la relación entre radio medio de curvatura de los varios bordes y esquinas. De igual manera sucede con la determinación exacta de la esfericidad de un determinado clasto, 92


pueden presentar una disposición paralela o subparalela como consecuencia del flujo de la corriente durante la sedimentación. Los minerales hojosos, como la moscovita, biotita, sericita y clorita, están orientados, generalmente, paralelos a la estratificación. En las pizarras, es frecuente una orientación paralela, muy marcada, de los minerales hojosos de las arcillas, hasta el punto de que los agregados pueden dar una figura de interferencia difusa. En algunas calizas clásticas, las conchas fósiles y los fragmentos pueden estar orientados paralelamente. El bandeado que por lo general se presenta a una escala que no es observable en las secciones delgadas, es lo suficientemente fino en algunas rocas como las pizarras carboníferas, rocas limolíticas y otros. El empaquetamiento se refiere a la manera de estar en contacto entre granos y granos, distribuidos en las tres dimensiones del espacio, si las partículas están dispuestas unas con respecto a otras de manera que el agregado ocupe el menor volumen posible, la porosidad, está reducido al mínimo. Por el contrario, si los mismos granos están ocupando el mayor volumen posible, la porosidad es máxima. En algunos sedimentos muy compactos, están tan apretados los granos que llegan a entrelazarse. La porosidad se define como el porcentaje de espacios vacíos, es decir no ocupados por sólidos, en el volumen total de la roca. La permeabilidad de la roca es la propiedad que permite el paso de fluidos a través de su medio. Las rocas son permeables si tienen poros u otras cavidades más o menos comunicadas; si la porosidad conjunta es un requisito previo para la permeabilidad es también naturalmente, función del tipo de fluido (agua dulce salmuera, petróleo, gas natural) y de la presión hidrostática. Los cementos presentes en las rocas se dividen en dos grupos. 1. Agregados clásticos. Minerales arcillosos, sílice, moscovita, sericita y cloritas. 2. Agregados de precipitación. Como son la calcita el cuarzo, calcedonia y hematites. Desde el punto de vista textural hay cuatro tipos de cemento. 1. Sin estructura (amorfa). Ópalo, calcedonia, colofana. 2. Granular intersticial. Calcedonia, calcita y minerales de arcilla. 3. Porfidoblastos. Desarrollo y crecimientos de grandes cristales dentro del detritus de roca; calcita arenácea, baritina. 93


4. Crecimientos orientados depositados en continuidad cristalográfica sobre granos clásticos; cuarzo en las cuarcitas sedimentarias, calcitas en calcarenitas. Un rasgo final de la textura de las rocas sedimentarias clásticas, es el aspecto de la superficie de los granos; algunos granos de cuarzo presentan señales de corrosión o picaduras, facetados y los trozos grandes pueden estar estriados.

Microfotografía. No. 73. Roca sedimentaria no clástica, compuesto de maclas de calcita; que muestra claramente extinción oblicua en dos direcciones, visto en luz polariza. Roca sedimentaria calcárea marmolizada.

Fig. No 04. Esquema de clasificación de rocas sedimentarias clásticas, en base a sus componentes detríticos.

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7.2.

DESCRIPCIÓN DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS

7.2.1. ARENISCA La arenisca está compuesta principalmente de partículas clásticas, entre las que predominan, los minerales como cuarzo, feldespatos, algunos máficos, con un cemento subordinado de sílice. El principal mineral detrítico es el cuarzo en un porcentaje de 70 –80%, –80%, con pequeñas cantidades de ópalo, calcedonia o cuarcitas clásticos. La mayor parte de los feldespatos clásticos, constituyen las ortoclasas, microclinas, plagioclasas sódicas generalmente. La mayoría de los feldespatos pueden estar frescos o haber sufrido diversos grados de alteración; formando minerales de alteración como el grupo de los minerales de arcilla. Mientras los constituyentes accesorios detríticos de minerales máficos exceden muy pocas veces de 1%, entre ellos figuran minerales como: andalucita, apatito, augita, diópsido, biotita, clorita, epidota, granate, hornblenda, ilmenita, cianita, esfena, estaurolita, turmalina y circón. Entre otros los menos frecuentes y abundantes se tienen la actinolita, anatasa, baritina, casiterita, fluorina, hematitas, siderita, espinela y topacio. Los cementos más corrientes son la calcita y el cuarzo; las areniscas con cemento de cuarzo reciben diversas denominaciones, tales como arenisca cuarzosa, cuarcita sedimentaria y ortocuarcita. No es necesario que una roca sedimentaria esté constituido por un solo mineral el cemento, sino por el contrario existen algunas combinaciones de cuatro especies diferentes. Tales como cuarzo y calcita; cuarzo, dolomita y calcita; cuarzo, dolomita, calcita y anhidrita. El cemento calcáreo puede predominar al cuarzoso, no siendo rara la combinación de calcita con óxido de hierro. El ópalo y calcedonia o el cuarzo y la calcedonia, arcilla y la calcita o la arcilla y limonita, pueden presentarse juntan a la vez. La arenisca parda es una arenisca ferruginosa con granos de cuarzo recubiertos con películas de óxido de hierro. La arena negra se encuentra en los placeres y es rica en magnetita y/o ilmenita. Las arenas verdes son ricas en glauconita y después de cementadas, generalmente por la calcita, se convierten en areniscas glauconíferas. El loess es un depósito eólico poco consolidado, que contiene fracciones del tamaño de limo y de la arcilla, que generalmente son angulosas a subangulosas; Entre ellos predominan, el cuarzo, ortoclasa, microclina, 95


plagioclasa sódica, moscovita, biotita, clorita, calcita, dolomita, algunos fragmentos de rocas piroclásticas.

7.2.2. TEXTURA Y MICROESTRUCTURAS La mayor parte de las partículas clásticas deben estar considerados dentro del rango de tamaño de las arenas, entre 1/16 – 2 – 2 mm, o según otros de 0.1 – 2 mm. Si la mayoría de las partículas pertenecen al campo del tamaño del limo, es decir de 1/256 – 1/256 – 1/16 1/16 mm, o de 0.01 – 0.01 – 0.1 0.1 mm, la roca pertenece a alguna de las lutitas arenosas. Las arenas de las dunas y las areniscas eólicas son de un calibrado ligeramente más fino que las areniscas depositadas por las aguas. El grado de calibración varía considerablemente pero en los tipos muy cuarzosos es elevado por lo general. Las areniscas de las playas y marinas presentan normalmente un calibrado muy bueno y casi ocurre lo mismo con las areniscas eólicas, en tanto que en las areniscas de arrastre y de río varía mucho más los tamaños.

Microfotografía. No. 74. Arenisca arcósica compuesta de granos subangulosos de cuarzo, feldespatos y biotitas, cementados con solución de sílice.

Las características texturales de las areniscas dependen en gran parte de: 1) El tamaño de las partículas clásticas, expresados por lo general en términos de esfericidad. 96


2) El grado de redondez, expresado generalmente como angular, subangular, subredondeado, redondeado y bien redondeado. 3) El grado de calibrado. 4) La disposición de las partículas y su enpaquetamiento, y 5) La naturaleza y cantidad de cemento. Tanto la forma, como la redondez varían considerablemente en las areniscas. De hecho no existen diferencias características sistemáticas de esfericidad y redondez, calibrado o tamaño utilizables para distinguir, en todo los casos, entre arenas de dunas, de playa o de río. En algunas areniscas que contienen granos de cuarzo alargados, los ejes de la elongación tienden a coincidir con los ejes c del cuarzo y están dispuestos subparalelamente. Esta orientación paralela o subparalela a la estratificación, es característica también a las micas y cloritas detríticas considerados como accesorios. En las areniscas con cemento cuarzoso éste puede ser de grano fino, intersticial y anubarrado por un polvo fino; el otros tipos han sido depositados sobre los granos clásticos como un crecimiento continuo, cristalográfica y ópticamente. El límite entre entre los dos puede distinguirse por una película de óxido de hierro. El cemento carbonatado puede presentar considerables variaciones en el tamaño de grano, desde muy fino, casi criptocristalino, pasando por un tamaño medio, hasta cristales muy grandes. Cada uno de los cuales incluye un número indeterminado de granos de cuarzo. El crecimiento continuo de tales granos grandes puede originar el desarrollo de cristales idiomorfos de calcita arenosa. El cemento de baritina presenta formas similares de desarrollo para formar rosetas de arena de baritina y con inclusiones de yeso sucede lo mismo. Los granos oolíticos calcáreos o de óxidos de hierro son poco frecuentes. Por parte del cemento carbonatado es debido a la recristalización de la calcita clástica y parte a la disolución entre los estratos de fragmentos de conchas. Los granos de calcita forman, por lo general un mosaico alotriomorfo o un agregado entrecruzado. En los cementos dolomíticos, los granos tienden a ser romboedros idiomorfos. Otro mineral idiomorfo es la pirita en cubos.

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Varios minerales clásticos, como son el cuarzo, feldespatos, granates, augita, hiperstena, hornblenda, estaurolita, presentan señales de solución y corrosión marginales. La mayoría de las areniscas contienen entre los granos, huecos o espacios vacíos (intersticios), rellenos de cemento total o parcialmente. Esta porosidad puede ser ser primaria primaria y depende depende principalmente principalmente del calibrado, calibrado, tamaño del grano y la fábrica, o secundaria, depende en gran parte de la cantidad de cemento disuelto. Los poros son, por lo general, diminutos, pero pueden ser lo suficientemente grandes para permitir la formación de pequeños cristales de cuarzo o de calcita, o recubrimientos de calcedonia o calcita en drusas. 7.2.3. OCURRENCIA Y ORIGEN DE ARENISCAS Las areniscas son muy cuarzosas, cuando se presentan frecuentemente en masas relativamente delgadas, tipo manto, cuyo espesor rara vez excede de unas cuantas decenas de metros. Los fósiles no son muy frecuentes y la estratificación inclinada puede ser una característica estructural. Las variedades principales son: arenisca cuarzosa, arenisca glauconítica, arenisca micácea, arenisca ferruginosa, pueden hallarse formando una asociación tectónica de una plataforma estable, acompañadas de pizarras arcillosas y calizas normalmente marinas y fosilíferas. Las areniscas ferruginosas se presentan con alguna frecuencia asociada a las arenas rojas. Las areniscas feldespáticas son características de las plataformas inestables. Las areniscas son resultados de sedimentación marina, litoral, aluvial o eólica; las muy cuarzosas pueden haberse formado: f ormado: 1) Por una intensa destrucción química de todos los minerales originales menos el cuarzo. Areniscas de la Formación Huancané. 2) Por una recomposición de las arenas cuarzosas del primer ciclo. 3) Por una redisposición local de areniscas arcósicas y grauwacas. Areniscas arcósicas y feldespáticas del Grupo Puno. 7.2.4. ARCOSA La arcosa es una roca clástica, con partículas del tamaño de arena, predominantemente, que contienen 25% o más de los feldespatos y menos del 20% de arcilla, sericita y clorita.

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Los principales minerales clásticos son cuarzo, feldespato. Entre los feldespatos, los tipos más característicos son la ortoclasa, microclina y plagioclasas sódicas, son los más abundantes. Algunos feldespatos totalmente frescos pueden estar mezclados con variedades alteradas o, en general, pueden ser frescos o alterados. La presencia de feldespatos angulosos, caolinizados, indica una alteración posterior a la sedimentación. En menos cantidades están presentes la moscovita, biotita, clorita, anfíbol, piroxenos, epidota, y como accesorios diversos minerales pesados: rutilo, granate, magnetita, turmalina y apatito. También pueden estar presentes como accesorios, en pequeñas cantidades, trozos de rocas en especial granito, aplita, pizarra, rocas de grano fino, sílice y esquistos. El mineral arcilloso es generalmente la caolinita y en algunos casos la illita. La calcita es el cemento más corriente y en algunos casos la limonita; la sílice es poco frecuente. Otras arcosas contienen poco ningún cemento habiéndose consolidado principalmente por efecto de la presión. Puede haber concreciones de óxido de hierro o de material carbonoso. Algunas areniscas silíceas son en realidad arcosas.

TEXTURAS Y MICROESTRUCTURAS Gran parte del cuarzo es de origen ígneo y puede presentar inclusiones características. No son frecuentes los crecimientos orientados. El tamaño de las partículas es generalmente el de arena gruesa; el calibrado es de moderado a moderadamente bueno, con algo de limo presente por lo común. Las partículas son por lo general de subredondeados a angulosos y la esfericidad es de pobre a moderada. Debido a que la cementación sólo es parcial y también el tamaño de los granos. La porosidad puede ser grande, algunos de los feldespatos pueden presentar crecimientos orientados. Yacimientos y origen. origen . Las arcosas pertenecen a dos tipos genéticos: 1) Basal o residual. Las arcosas en capas locales y delgadas representan estratos regenerados por mares que han invadido terrenos en cuyo subsuelo predominan las rocas félsicas plutónicas. Las arcosas que se encuentran en la base de una serie sedimentaria, asociadas a areniscas feldespáticas o cuarzosas, los cuales han sido identificados como granitos o sedimentos granitizados.

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2) Las arcosas tectónicas son depósitos de mayor espesor, en forma de cuña, de gran extensión o limitada, principalmente de origen fluvial o torrencial, asociados con fanglomerados de grano grueso.

7.2.5. GRAUWACAS La grauwaca es una roca clástica con partículas que oscilan en tamaños desde la arcilla, pasando por el limo y la arena, hasta guijarro o arena muy gruesa. La composición de las grauwacas tiene por límite de 20 – 75% – 75% de arcilla, sericita, clorita; 0-70% de cuarzo; de 10 – 80% – 80% de feldespatos, se consideran como subgrauwacas las que contienen menos del 10% de feldespatos. En general el contenido de cuarzo es del 30 – 30 – 45%, 45%, con 10 – 10 – 50% 50% de feldespato; la matriz de arcilla y mica no debe exceder del 20% y los fragmentos de roca entre el 5 – 10%.

Microfotografía. No. 75. Clastos de feldespatos feldespatos bien expuestos en grauwacas.

Los principales minerales son el cuarzo y los feldespatos, gran parte del primer derivado probablemente sean de rocas metamórficas. En algunas grauwacas es bajo el contenido de feldespatos, en otras sobrepasan al del cuarzo. Los feldespatos comprenden microclina, ortoclasa y plagioclasa, por lo general sódico, aunque también se presentan tipos más cálcicos. Se encuentran feldespatos frescos y alterados y en muchos casos la plagioclasa supera al feldespato alcalino. alcalino. En general los feldespatos están algo alterados, bien caolinizados por el proceso de intemperismo o sustituidos parcialmente por minerales de baja temperatura, como la sericita y la calcita. Entre los tipos de 100


rocas presentes como fragmentos figuran principalmente filitas, esquistos verdes, pizarra y sílice, entre los accesorios; el basalto, areniscas y cuarcitas. Los minerales accesorios pesados son poco abundantes por lo general, incluyen algunos minerales ferro magnesiano. Los granos y fragmentos están implantados en una matriz pastosa abundante formada por clorita, sericita, biotita, illita, algo de cuarzo fino y, localmente zeolitas. Parte de la sericita y la clorita es autígena. La pirita en cubos sustituyendo a la matriz también son minerales autígenos. Muchas areniscas son en realidad grauwacas y las areniscas abigarradas son grauwacas cuarzosas con abundante sílice detrítica.

TEXTURAS Y MICROESTRUCTURAS El calibrado es malo en general, abundando los tamaños de guijarro o arcilla y, por lo general, la permeabilidad es baja. La esfericidad y la redondez varía de bajo a moderado y, por lo tanto, las rocas son microbrechas desde el punto de vista estructural. El cuarzo puede ser muy anguloso, hasta en esquirlas y los feldespatos son de igual manera angulosos. Por lo general los ejes largos de estos minerales y de las micas son paralelos a los planos de estratificación. La matriz es un agregado de micas (moscovita y biotita), de texturas microcristalinos, así como la illita i llita y clorita, sustituido localmente por carbonato y cubos de pirita. La sericiata, illita y clorita sustituyen el cuarzo y feldespatos detríticos, penetrados marginalmente en los granos, formando dientes que destruyen por completo los límites clásticos originales. En algunos casos el entrecrecimiento clorita – clorita – cuarzo cuarzo está limitado al cuarzo secundario. Algunas capas de grauwacas están finamente foliadas con capas interestratificadas pizarrosas. Las subgrauwacas tiene por lo general grano más fino, con calibrado de malo a moderado de partículas subredondeados a angulosas.

YACIMIENTO Y ORIGEN Las grauwacas están asociadas por lo general a gravas submarinas y tobas (basaltos y espilitas), pizarras y areniscas con limo y sílice estratificados pudiendo pasar gradualmente a tobas máficas y alternando rítmicamente con pizarras. Otros asociados son las calizas silíceas oscuras, los jaspes y los sedimentos magnesianos. Las condiciones de su formación requieren erosión y 101


transporte rápido y soterramiento suficientemente rápido para impedir la total alteración química de los minerales máficos. La mayoría de las grauwacas son de origen marino, pero algunos no lo son. Son sedimentos muy característicos de algunas zonas orogénicas en donde se forman masas lenticulares de gran espesor en los geosinclinales. 7.2.6. CONGLOMERADOS Y BRECHAS Aunque los conglomerados y brechas no se presentan bien al estudio en secciones delgadas, sus matrices sí pueden serlo. Los conglomerados son rocas clásticas formadas por guijarros o trozos de roca o de minerales, de subangulosos a redondeados, mayores de 2 mm de diámetro. Cuando los fragmentos no están están redondeados se consideran como brechas. brechas. Los conglomerados glaciares o tillitas contienen, relativamente, pocos fragmentos grandes incluidos en una matriz en la que predominan los materiales arcillosos. El grado de calibrado es muy variable, desde los guijarros de cuarzo hasta tillitas, que se caracterizan por una amplia variación en los tamaños. Mucho de los conglomerados presentan dos picos en e n sus curvas de distribución de tamaños, es decir, tienden a ser bimodales y a ser también homogéneos litológicamente, contienen por lo general guijarros de cuarzo, cuarcita o sílice en una matriz de arena cuarcífera aglomerada por un cemento de mineral. Los guijarros de estos conglomerados (poli genéticos) oscilan de un tamaño fino a medio, están bien calibrados, poseen una gran esfericidad y son muy redondeados. La matriz de arena, que algunos casos, por lo menos, se ha introducido en los intersticios de la grava después de su compactación y sedimentación, es por lo general una arena cuarcífera bien calibrada, cementada por la calcita o por el cuarzo. Estos conglomerados son derivados típicos de graveras marinas formadas sobre una playa de transgresión, están asociadas a cuarcitas sedimentarias y forman mantos que pueden tener una gran extensión pero que son relativamente delgadas e incluso desaparecen localmente. Forman contraste con los anteriores los conglomerados polimícticos, en los cuales los guijarros son totalmente diferentes tanto; litológicamente y mineralógicamente, estando formados no sólo por el cuarzo sino también por el granito y otras rocas plutónicas, así como volcánicas y hasta otros tipos de sedimentos preexistentes de rocas sedimentarias y metamórficas. Los 102


fanglomerados pertenecen a este grupo, con partículas por lo general gruesas, mal graduadas y con valores moderadamente de esfericidad y redondez. La matriz subordinada subordinada de arena y limo está formada formada por cuarzo, feldespatos feldespatos frescos, mica y minerales productos de alteración: sericita, caolinita y clorita, los mismos que son cementados por cuarzo o por calcita. Una variedad es el conglomerado arcósico, en el cual la mayoría de los guijarros son de aplita, granito o pegmatita; otra variedad es el conglomerado de grauwaca. Los conglomerados de este tipo son gruesos y en forma de cuña, representantes de derrames fluviales en las partes marginales de los geosinclinales derivados de regiones orogénicas levantadas. Los conglomerados intraformacionales y las brechas son producto de la desecación y agrietamiento durante la retirada temporal de aguas someras y subsiguiente desplazamiento durante las crecidas. Dos son los tipos corrientes: las brechas o conglomerados de guijarros de pizarra, formados por delgados trozos de pizarra en una matriz calcárea, en los cuales trozos delgados y relativamente pequeños de calcita o dolomita arenosa o caolinita están incluidos en una matriz de calcita o calcita arenosa. Los trozos planos pueden estar dispuestos con los bordes adyacentes.

Microfotografía. No. 76. Conglomerado visto en luz normal y polariza en una sección delgada.

Las aluviones glaciares y la tillita se caracterizan por su gran heterogeneidad y falta de calibrado; los trozos mayores pueden presentar caras y estrías, los cuales están incluidos en una matriz muy abundante de arcilla y algo de arena, 103


formada por partículas angulosas de cuarzo, feldespatos frescos, calcita, dolomita y otros minerales más raros y trozos de rocas en un agregado aún más fino de illita, sericita, clorita y, en algunos casos, montmorillonita o caolinita. Las tillitas más antiguas contienen poca o ninguna montmorillonita o caolinita. Los conglomerados con limonita o hematites no son frecuentes. La pirita también puede presentarse como cemento. En algunos casos. El material cementante penetra en los guijarros por las grietas. El cemento de sílice puede estar depositado en continuidad cristalográfica sobre la matriz de granos de cuarzo. La variedad de brechas de origen especial son las del talud, de hundimiento y las óseas; las de origen cataclástico (brechas de falla y de fricción), en algunos casos se consideran como pertenecientes a rocas metamórficas o a rocas piroclásticas de eventos volcánicos.

7.2.7. ARCILLAS La arcilla es una tierra natural no consolidada o poco endurecida, que contiene un exceso de partículas de tamaño de arcilla (1/256 mm de diámetro, o menos) y que debe estar formada, predominantemente, por minerales de la arcilla. En la práctica, sin embargo, se aplica la denominación de arcilla a los materiales que tan sólo contienen el 10% de dichos minerales. Debido a su poca dureza, es necesario, por lo general, endurecer las arcillas antes de poder preparar secciones delgadas. La mineralogía de las arcillas refleja la complejidad es este grupo de minerales constituidos principalmente por una gran variedad de silicatos de grano muy fino. El caolín (incluyendo la tierra de porcelana) están formada principalmente por caolinita con cantidades variables de dickita o nacrita y en algunos casos haloisita, acompañados de otros minerales como el cuarzo, microclina, albita, moscovita, hematites y en algunos tipos por fluorina, casiterita, circón, magnetita, rutilo, topacio y turmalina. También pueden estar presentes fragmentos de diversos rocas tales como granito, pegmatita, cuarzo – turmalina y otras. Los oolitos, pisolitos o cristales de caolinita están sustituidos generalmente por minerales de hidróxido de aluminio. En una matriz caolínica de grano muy fino, se encuentran arbitrariamente diseminadas o en masas entrelazadas, láminas seudo hexagonales de caolinita, 104


granos de cuarzo corroídos y granos de otros constituyentes accesorios. Algunos seudomorfosis de caolinita según plagioclasa conservan el maclado residual. Pueden ser frecuentes pequeñas esferillas de caolinita cuarzosa. La caolinita de las arcillas plásticas se presenta en laminillas bien orientadas agrupadas en forma de libros, agregados vermiformes o acordeonados; en los tipos duros o silíceos, la caolinita de grano más fino puede formar masas coloformes compactas. Los granos de cuarzo están sustituidos por caolinita. En algún tipo fragmentos irregulares de caolinita de grano grueso englobados en una matriz de más fino. Muchas de las arcillas llamadas silíceas y refractarias, son caolinitas predominantemente. Las silíceas tienen generalmente algo de cuarzo y también minerales de hidróxido de aluminio. Las arcillas residuales derivadas de las pegmatitas y granitos y sus productos de transporte, son también caolinitas. Algunas arcillas de subsuelo contienen caolinita como constituyente principal.

7.2.8. PIZARRAS ARCILLOSAS Las pizarras arcillosas son rocas hojosas o finalmente estratificadas, formadas por partículas cuyo tamaño varía desde el de la arcilla al del limo, o una combinación de ambos. Hay arcillas endurecidas a las que falta a la fina estratificación característica de las pizarras arcillosas. La composición mineralógica no se puede determinarse con facilidad con el microscopio. Las partículas más gruesas, que son de cuarzo, feldespatos (potásico y cálcicas) moscovita, clorita y como accesoria hornblenda, epidota, magnetita, turmalina, circón, están englobados en una pasta microcristalina a criptocristalina de minerales de la arcilla, cuarzo, sericita, clorita, limonita, agujas de rutilo y material carbonoso. Otros constituyentes principales son la pirita, glauconita, colofana y granos de cristales idiomorfos de carbonatos. Entre las principales variedades mineralógicas son: la pizarra cuarzosa con materiales calcáreos, ferruginosos, carbonatados y hasta glauconíticos en la matriz; la pizarra feldespática con más del 10% de feldespatos en polvo fino y con bastante caolinita en la matriz y la pizarra clorítica con abundante en polvo fino y una matriz clorítica que también puede ser piritosa, silícea, calcárea o carbonosa. 105


TEXTURAS Y MICROESTRUCTURAS La mayoría de las pizarras arcillosas contienen una elevada proporción de partículas de tamaño de limo, que predominan en la mayoría; pero otras de grano muy fino, carecen esencialmente de partículas de limo. Las partículas clásticas más gruesas son normalmente de subredondeados a subangulosos, pero la forma original puede estar enmascarada por sustitución marginal. Las pizarras arcillosas presentan, presentan, por lo general, una marcada disposición paralela, no sólo de os constituyentes de la matriz, sino también de los detríticos de grano grueso. Son frecuentes el bandeado en pequeña escala y la hojosidad resultantes del depósito de partículas de diferentes tamaños de grano.

YACIMIENTOS Y ORIGEN Las pizarras son constituyentes en las asociaciones de plataformas estables, son fundamentalmente pizarras arcillosas, mientras que en las zonas de plataformas inestables predominan las pizarras de limos. Las pizarras formadas principalmente por materiales de detritus de limo, son características de los sedimentos depositados en cuencas intracratónicas y las asociaciones a las arcosas tectónicas son micáceas y feldespáticas. Las pizarras negras se han formado en cuencas limitadas, con bajo contenido en oxígeno y elevado en SH2. 7.3.

ROCAS SEDIMENTARIAS SILICIFICADAS

7.3.1. DEPÓSITOS DE SÍLICE El sílex está compuesto predominantemente por calcedonia de grano fino, o cuarzo criptocristalino o por la combinación de ambos (por encima de los 75%). Pedernal es sinónimo de sílex. Su composición mineralógica es como sigue: 1) 2) 3) 4) 5)

Calcedonia plumosa Cuarzo criptocristalino Cuarzo microcristalino Ópalo Rara vez como cristobalita

La sílice es uno de los constituyentes que ha sufrido algo de metamorfismo, contienen poca o ninguna calcedonia u ópalo y se caracterizan por la presencia 106


de cuarzo microcristalino. Mucha de la sílice es relativamente impura, pues contienen calcita abundante y también dolomita o siderita, estas rocas llamadas impropiamente porcelanitas se transforman en calizas compuestas de arcilla y limo, con grandes cantidades de ópalo o calcedonia que pasan a formar pizarras silíceas. El jaspe consiste en cuarzo criptocristalino formado por recristalización de la calcedonia y teñido de pardo, amarillo o rojo por óxidos de hierro y se presenta asociado a minerales de hierro. El tripoli es un agregado áspero, poroso de color claro, que consiste principalmente en sílice de grano fino fino y se asume que representa el residuo de rocas carbonatadas silicificadas o la lixiviación de soluciones calcáreas. El sínter silíceo depositado en los manantiales termales, es un agregado ligero, suave poroso y de color claro, compuesto principalmente por una delicada malla de diminutas fibras o concreciones de ópalo, observado en los alrededores de fuentes termales.

7.3.2. DIATOMITAS Y RADIOLARITA La diatomita está compuesta principalmente por los tests acumulados de diatomeas, que son de ópalo. La radiolarita consiste en esqueletos opalinos de radiolarios. Estos dos términos son empleados en algunas variedades acumulados de materia orgánica en arrecifes marinos. En tanto otros delimitan su empleo a los tipos consolidados y denominan tierra de diatomeas y de radiolarios a los equivalentes no consolidados.

Microfotografía. No. 77. En sección delgada se muestra una colonia de anélidos englobados en una matriz de lodo calcáreo.

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Las diatomeas, que son plantas acuáticas, unicelulares, diminutas y profílicas, tienen conchas bivalvas silicificadas, en forma de discos, navecillas, escalares, media lunas o en muchas otras formas. La superficie de estos fósiles tiene complejos adornos de espinas, crestas, botones y hoyos.

7.4.

LUTITAS Y FANGOLITAS

Las arcillas y lutitas transportadas han derivado son componentes de tres fuentes, los cuales están íntegramente en proporciones variables, por: 1) Producto de abrasión (principalmente limo) 2) Productos finales de meteorización (arcillas residuales) 3) Adiciones químicas y bioquímicas. Estas adiciones químicas y bioquímicas son materiales o precipitadas de solución, depositados concurrentemente con las arcillas que se iban acumulando, como carbonato de calcio. Lutitas y fangolitas híbridas, en condiciones de gran estabilidad de la corteza y pobre de relieve, el material detrítico derivado de la tierra desciende a su mínima expresión. En estas condiciones la sedimentación en cuentas adyacentes será principalmente química, los que finalmente llegan a formar lutitas y fangolitos, serán más rica que lo común en materiales precipitados química o bioquímicamente o en materiales de procedencia volcánica. Las rocas híbridas así formadas tienen una composición química distinto. Lutitas negras (lutitas carbonosas) son fosilíferas y se disgregan fácilmente en hojas delgadas semiflexibles de tamaño grande. Las faunas de las lutitas negras son notablemente uniformes. uniformes. Las formas litorales y bentónicas bentónicas de la facies común de agua cálida están ausentes. La fauna de lutita negra no calcárea es muy distinta de la lutita calcárea y calizas existentes en el mismo sector. Conodontos, escasos restos de peces, esporas y cápsulas de esporas completan la lista de restos orgánicos que se encuentran en las lutitas negras. Ellas contienen excepcionalmente cantidad de materia orgánica carbonosa, en parte destilable, azufre en estado de sulfuros.

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7.5.

ROCAS SEDIMENTARIAS NO CLÁSTICAS

Son rocas sedimentarias que se originan por la acumulación de restos orgánicos o precipitados químicos. Son rocas formadas principalmente por minerales que contienen carbonatos. Calcita aragonito, dolomita, siderita, ankerita, entre otros. Los carbonatos en contacto con el ácido clorhídrico, reaccionan con efervescencia. La dolomita es un mineral efervescente con mayor dificultad, requiere de una elevación de temperatura.

7.5.1. CALIZAS Las calizas son rocas sedimentarias que contienen 95% o más de calcita; las calizas magnesianas contienen de 90 a 95% de calcita y 5 a 10% de dolomita. Las calizas contienen de 50 a 90% de calcita y 10 a 50% de dolomita, debiendo constituir el total de los carbonatos el 50%, por lo menos, de la roca. La calcita puede ser producto de precipitación química, orgánica o ambos a la vez, o ser de origen detrítico y, por lo tanto, las calizas pueden dividirse en: químicas, fosilíferas y clásticas.

Microfotografía. No. 78. Maclas de calcita, dolomita, visto en luz polarizada; que muestra colores de interferencia del tercer orden en la tabla de Michel Levy.

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Microfotografía. No. 79. En sección delgada se observan equinodermos en una sedimentación calcárea

Microfotografía. No. 80. En sección delgada se observa fauna como los crinoideos.

Microfotografía. No. 81. En sección delgada se observa la presencia de foraminíferos que presentan fauna marina de agua dulce.

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En las calizas bioquímicas existe una gran variedad de texturas y considerable variación en el tamaño de grano, por lo general son de diferentes tipos; caracterizados según su origen.

7.5.2. MINERALOGÍA Además de los carbonatos, los principales constituyentes son el cuarzo y la calcedonia clástica o el cuarzo de precipitación química, minerales de arcilla, y glauconita. El principal mineral de la arcilla es la illita, si bien no deja de ser frecuente la caolinita, pero la montmorillonita rara vez está presente. Los minerales accesorios, más comunes son son la ilmenita, ilmenita, leucoxeno, magnetita, circón, turmalina, granates, moscovita, biotita, microclina, ortoclasa y plagioclasas detríticas. Entre los minerales constituyentes autígenos figuran la colofana, marcasita, pirita, calcedonia, cuarzo, glauconita, óxidos de hierro, adularia, microclina, albita, material carbonoso, algunos minerales de arcilla y, localmente la fluorina. Las conchas de algunos organismos están formadas, total o parcialmente, por aragonito que puede persistir en los sedimentos más recientes, pero que gradualmente se transforma en calcita, pudiendo ser imposible llegar a distinguir sólo con el empleo del microscopio las conchas de aragonito de las calcitas, siendo necesario recurrir a la prueba de teñido. Las principales variedades mineralógicas son las calizas arcillosas que por transición pasan a pizarras o margas, las calizas silíceas, calizas arenosas que pasan a formar areniscas, las calizas glauconíticas, las calizas ferruginosas (hematíticas), las sideríticas, las calizas dolomíticas que pasan gradualmente a dolomitas, las bituminosas, las fosfáticas que pasan a fosforitas y las piritosas. La caliza para cemento es una caliza arcillosa en la que la proporción de arcilla – – caliza (1:3), se aproxima a la requerida para la fabricación del cemento Portland. Las calizas marinas productos de precipitación química directa en el agua del mar, sin intervención de organismos, se cree que son poco frecuentes. Los oolitos son de precipitación química, pero la mayoría de las calizas oolíticas han sufrido recomposición y son de origen clástico. Algunas calizas de agua dulce, son poco frecuentes, son también de tipo químico.

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Microfotografía. No. 82. Minerales maclados de calcita, dolomita y wollastonita, visto en luz polarizada; los típicos colore de interferencia del tercer orden en la tabla de Michel Levy.

7.5.3. DOLOMITAS Son rocas sedimentarias, que se forman por precipitaciones de soluciones calcáreas y magnesianas en ambientes residuales y mares de poca profundidad.

Microfotografía. No. 83. Cristales de calcita macladas y dolomita en lodos calcáreos visto en luz polarizada, formados por metamorfismo de contacto.

En formaciones de ambientes marinos de poca profundidad, se acumulan, restos de materia orgánica asociados a soluciones calcáreas; los cuales llegan 112


cristalizar, para formar cristales maclados de calcita y dolomita, cuando hay dominio de cationes de magnesio.

Microfotografía. No 84. Cristales de calcita, dolomita y cuarzo observados en micro-venillas de se presenta frecuentemente en rocas calcáreas. Calizas Ayabacas Puno.

Microfotografía. No 85. Caliza fosilífera, bivalvo con relleno de carbonato de calcio y fósil de anélido que se encuentra junto al bivalvo, englobados en una matriz fina de lodos calcáreos.

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Fig. No. 5. Analisis ternario, para la clasificación de rocas sedimentarias no clásticas.

Fig. No. 6. Cuadro de clasificación de rocas sedimentarias no clásticas.

Fig. No. 7. Texturas principales de rocas sedimentarias no clásticas, según el contenido fósiles y otros organismos que se encuentran en el ambiente de formación.

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8. DESCRIPCIÓN DE ROCAS METAMÓRFICAS 8.1.

CORNEANAS

Las corneanas pelíticas, se forman por metamorfismo de contacto de rocas arcillosas y semejantes. Comúnmente ocurren en las aureolas de contacto que rodean a los cuerpos de rocas plutónicas y pasan en forma gradual a rocas menos alteradas conocidas como corneanas (hornfels) manchados o pizarras. La mayoría de los hornfels consisten en un un mosaico de granos de mineral sin orientación y su textura se denomina hornfélsica. La mayoría de las corneanas pelíticas contienen suficiente cantidad de alúmina Al 2O3, son rocas oscuras de grano fino, generalmente compactas, que motivan la cristalización de la andalucita y cordierita, además es formado por cuarzo, micas, feldespatos, grafito; contenida en una matriz de granoblásticos. La magnetita, pirita, turmalina, ilmenita, apatito y esfena o rutilo son minerales accesorios más comunes. El feldespato potásico (ortoclasa o microclina) y una plagioclasa que normalmente es albita u oligoclasa sódica y menos frecuentemente cálcica, los l os cuales están presentes.

Microfotografía. No. 86. cristales hipidiomorfos de albita, calcita, clorita, cuarzo englobados en una trama de lodo calcáreo. ca lcáreo. Formación Guaneros.

El apatito y la turmalina son accesorios casi constantes, la cristalización local de abundancia de turmalina se debe especialmente a la introducción de boro de una fuente magmática externa. La silimanita, en algunas corneanas pelíticas toma lugar de la andalucita, generalmente se presenta de como agregados de fibras delgadas 115


de biotita adyacentes al contacto con el granito, su presencia se debe de la silimanita a altas temperaturas sostenidas por fluidos magmáticos, o cual es especialmente característico de las rocas, en las zonas de contacto con el granito. La presencia de calcio en los sedimentos originales originales puede estar revelada revelada por los minerales accesorios como diópsido o augita, grosularia o vesubiana, clinozoisita – epidota y rara vez inclusive por wollastonita. Los minerales secundarios son sericita, según andalucita; clorita y sericita, según cordierita; sericita (pinita) y caolinita, según feldespatos; clorita y magnetita, según biotita y hornblenda, hiperstena o augita. Las rocas basálticas algunas veces contienen masas xenolíticas de corneanas enriquecidas en alúmina que pertenecen a las facies de sanidina, sanidina, la fusión a ocurrido parcialmente de estos xenolitos, dando origen a la roca llamada duchita. Las duchitas pelíticas pueden consistir de cordierita, espinela y rara vez con silicatos alumínico a una alta temperatura. En las corneanas están presentes dos facies: la de la anfibolita ( subfacies de la cordirita – – andalucita) y la de las corneanas piroxénicas de elevada temperatura.

8.2.

ESQUISTOS PELÍTICOS MOTEADOS

Las pizarras mosqueadas son químicamente equivalentes a los hornfels pero se encuentran en las partes externas de las aureolas de contacto en las zonas de los batolitos, producidas por las pizarras; especialmente en las de los granitos, granodioritas y tonalitas, también se han podido desarrollar una enorme cantidad en las pizarras y filitas especialmente. Como la temperatura más baja se ha conservado la esquistosidad y no se han formado minerales como la hiperstena, sillimanita y granate; sólo en casos excepcionales y en los tipos muy aluminosos se han formado cordierita y andalucita. En los sedimentos pelíticos, los minerales normales son el cuarzo, la plagioclasa, moscovita y la biotita. Aunque no hay orientación alguna las láminas gruesas de mica dan a la roca un apariencia manchada. La cordierita o la andalucita, o ambos forman porfidoblastos distintos y pueden ser también una apariencia manchada a las rocas a temperaturas más altas. En las más externas de las aureolas, las manchas de las rocas de grano más bajo son masas diminutas hojuelas de grafito o grupos de pequeñísimos granos de magnetita. En las inclusiones de cuerpos ígneos plutónicos que aparentemente se confunden con los xenolitos, formados por un

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metamorfismo local de alta temperatura de basaltos intemperizado, en contacto con un cuello de diabasas.

Microfotografía No. 87. Esquistos pelíticos, con manchas de andalucitas; producto de bajo grado de metamorfismo.

8.3.

MÁRMOLES DE CONTACTO

Se llama mármoles de contacto a las calizas metamorfizadas, producidas por recristalización bajo condiciones de termometamorfismo. Se forma por un alto grado de metamorfismo de calizas y dolomitas; las cuales producen rocas granoblásticas. La presencia de tremolita y forsterita, diópsida, periclasa y wollastonita indican generalmente creciente temperatura de formación. Mineralogía. Mineralogía. La mayoría de los mármoles son cálcicos; otros consisten principalmente en dolomita y aún otros que contienen calcita con cantidades variables y subordinados de dolomita. La naturaleza de los minerales accesorios depende en una gran medida de que si la roca original fue una caliza o una dolomita, además de las impurezas que contiene la roca o el contenido de arcillas, pueden cambiar la composición petrológica de los mármoles. Los silicatos accesorios más comunes son: forsterita, diópsida, tremolita, actinolita con menor frecuencia, flogopita clorita, serpentina, talco, zoisita, clinozoisita, grosularia, wollastonita, esfena y cuarzo. Otros accesorios más comunes tenemos: el apatito, circón, turmalina, grafito, magnetita, pirita, pirrotina, pirolusita, hornblenda, moscovita, biotita, escapolita, andradita, ilmenita, cromita, rutilo y otros (ver microfotografía No. 88). 117


Microfotografía. No. 88. Maclas de calcita recristalizadas; que presenta una exfoliación perfecta. Colores de interferencia del tercer orden, observados en luz polarizada. Son rocas calcáreas que se han metamorfizado por metasomatismo de contacto.

ROCA SEDIMENTARIA ORIGINAL Caliza arenosa o silícea Caliza arcillosa Dolomita arenosa o silícea Dolomita arcillosa

8.4.

TIPO DE SILICATO EJEMPLO Silicato de calcio Wollastonita Silicato de calcio y aluminio Clinozoisita Silicato de calcio y magnesio Tremolita, forsterita + calcita Silicato de Ca – Ca – Mg Mg – – Al. Vesubiana.

CATACLASITAS

Cataclasita es un término aplicado a ciertas rocas, en las que se ha quedado impresa, con toda claridad, la deformación predominantemente cataclástica y que no alcanzaron la etapa extrema de la granulación típica de las milonitas. Aún es evidente la naturaleza de la roca original por la mineralogía y textura de numerosos fragmentos que escaparon de la destrucción. Los filoncillos y láminas granuladas se arremolinan alrededor y entre ojos aerodinámicos en fajas de continuas de gabro o granito sin destruir, según el caso. Como estos ojos relictos se hacen más pequeños y menos numerosos y la matriz más intensamente granulada y laminada, pasan del gneis de ojos miloníticos a milonitas. Las cataclasitas derivadas de rocas plutónicas se distinguen, de los gneis protoclásticos, roca plutónica microscópicamente fracturada por la continuación del flujo magmático durante las etapas finales de la cristalización ígnea (ver microfotografía No. 89). 118


Muchas cataclasitas se derivan de las rocas sedimentarias. Puesto que la calcita se deforma fácilmente por flujo plástico aun a bajas temperaturas, en los mármoles cataclásticos el alargamiento y combamiento de los granos tiende a dominar en la granulación. El término semiesquisto se ha utilizado para las cataclasitas que representan una etapa transicional de esquistos a partir de grauwacas, areniscas o tobas. En estas rocas, los granos sedimentarios de cuarzo y feldespato, marginalmente granulados con extinción ondulatoria, están esparcidos en abundancia en una matriz fina, compuesta de cuarzo granulado y feldespatos y pequeños cristales recientemente formados de clorita, epidota, moscovita, etc. Es posible que los componentes de la matriz sean difíciles de identificar, pero es evidente que la deformación cataclástica ha sido ayudada en cierto grado por procesos químicos.

Microfotografía No. 89. Milonitas Milonitas de esquistos, esquistos, con porfidoblastos de moscovita, lepidolita, en una trama milonítica; como minerales accesorios granates y opacos.

8.5.

FILONITAS

Las filonitas (filitas – milonitas), – milonitas), al igual que las milonitas, son rocas de grano fino, formadas por deformación extrema de rocas originalmente de grano grueso. La reducción en el tamaño de grano es seguida o acompañada por la recristalización de algunos minerales (ejemplo; cuarzo, calcita) y por el crecimiento de los que aparecieron por primera vez (biotita, clorita, albita y epidota). Un elemento importante en la evolución de las filonitas, es el movimiento diferencial sobre superficies de deslizamiento estrechamente espaciadas, que comunican a la roca una alta esquistosidad. Plegamiento muy apretado en pequeña escala de superficies (estratificación relicta o superficies de deslizamiento de primera 119


generación) es característico. A medida que la deformación continúa, los limbos de estos pliegues, que en muchos casos son de dimensiones microscópicas, son cortados, por lo que los movimientos de deslizamientos continúan ahora sobre lo que son esencialmente antiguas superficies transportadas por el plegamiento según una nueva dirección. Los productos finales de estos procesos, la filonita típica, es una roca mineralógica y estructuralmente semejante a una filita, pero que difieren en origen y en algunos detalles de la fábrica. Al igual que una filita, consiste de una asociación mineralógica de bajo grado de metamorfismo que en general pertenece a las facies de esquistos verdes y la fábrica megascópica dominada por una o más series desarrolladas de superficies de esquistosidad, evidentes en razón de la orientación paralela de la mica sedosa de grano y de la clorita.

Microfotografía No. 90. Porfidoblastos de biotita, clorita, en una trama de finos cristales de cuarzo, biotita, albita, sericita, magnetita y otros minerales opacos. Sección fina visto en luz polarizada, con un aumento de 10X. Pizarra esquistosa (filita, que corresponde a la Formación Sandia – Sandia – Puno, Puno, cordillera oriental).

La fábrica microscópica se caracteriza por muchos y variadas indicaciones de movimiento diferencial: como crestas y valles de micropliegues borrados, marcados por hileras curvadas, locales de micas combadas que se alinean según ángulos fuertes a la esquistosidad dominante; ojos relictos de agregados minerales, parcialmente recristalizados, que persisten de la etapa pre metamórfica; lentes planos de cuarzo recristalizado, cuyos granos han tenido una marcada orientación preferente como pueda demostrarse por sus reacciones ópticas similares con una lámina de yeso entre nicoles cruzados.

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En algunas zonas orogénicas se han formado filonitas por un metamorfismo de dislocación relativamente posterior, a bajas temperaturas, de rocas previamente metamorfoseadas a altas temperaturas, un caso de metamorfismo regresivo. Las asociaciones mineralógicas complejas que indican un desequilibrio químico son típicas estas rocas. Por ejemplo, una filonita de cuarzo – moscovita – moscovita – – clorita clorita puede contener granos relictos bastos parcialmente destruidos de minerales de alta temperatura como granate, estaurolita, biotita y andalucita que sobreviven del metamorfismo inicial. La cloritización marginal delos primeros tres minerales y el reemplazamiento de andalucita por moscovita suministran una prueba más del desequilibrio dominante. Los grandes granos de los minerales relictos, sin embargo, comúnmente encierran hileras de inclusiones ahora inclinadas a la esquistosidad a todos los ángulos posibles de la matriz filonítica circundante y representan los remanentes destrozados de superficies que pertenecen al metamorfismo incipiente.

Microfotografía No. 91. Porfidoblastos de biotita con alteración a cloritas y con inclusiones de cuarzo, turmalina y magnetita. Se observan la dirección esquistosidad y el alineamiento de los minerales constituyentes. Micaesquisto de grano fino, San Gabán – Gabán – Puno, Puno, Cordillera oriental, marzo de 2016.

8.6.

PIZARRAS, FILITAS, ESQUISTOS DE BAJO GRADO DE METAMORFISMO

Los esquistos y rocas foliadas f oliadas afines son productos del metamorfismo regional o de un metamorfismo de dislocación local. Su fábrica esquistosa (foliada) atestigua el importante papel de la deformación en su metamorfismo. Los esquistos cristalizan a temperaturas que probablemente varían de 200°C a 800° C. Son esquistos que se 121


han formado entre las partes inferiores de las variaciones de las temperaturas justamente citadas arriba y que corresponden de manera esencial a los esquistos verdes y a la facies albita-epidota-anfibolita. Estas rocas están confinadas, en su mayor parte, a las zonas exteriores y superiores de áreas afectadas de metamorfismo regional. Cuando las rocas, como resultado de un sepultamiento, han sido uniformemente calentadas a temperaturas situadas en la parte inferior de la fluctuación metamórfica, el metamorfismo se restringe entonces a áreas muy limitadas donde las reacciones reacciones químicas excesivamente lentas han han sido aceleradas por el cizallamiento local o por el acceso de aguas activas químicamente. Por lo tanto, en tales áreas, los esquistos de bajo grado pueden estar distribuidos de modo irregular y altamente localizados. Algunos ejemplos son los lentes y filoncillos de esquisto de talco en serpentinas y el desarrollo de esquistos de glaucófano que de otra manera son basaltos, diabasas y areniscas sin metamorfosear. Las lodolitas de grano fino (como roca sensible a los cambios de temperatura) también pueden ser metamorfoseadas a pizarras cuando las areniscas asociadas muestran endurecimiento general. En realidad, la distinción entre diagénesis y metamorfismo incipiente de sedimentos arcillosos, es arbitraria.

Microfotografía No. 92. Sección fina visto en luz polarizada, que corresponde a micaesquisto de biotita, clorita, cuarzo; como mineral accesorio se observan granate y sericitas. Muestra que corresponde a las pizarras esquistosas de la Formación Sandia – Sandia – Puno, Puno, marzo de 2016.

Los principales minerales constituyentes son la mica blanca casi uniaxial, clorita verde pálida, cuarzo en algunas, grafito opaco de grano muy fino; los minerales accesorios más comunes son la turmalina, rutilo, epidota, esfena y minerales de hierro. La presencia de la turmalina no necesariamente indica una permeabilidad 122


para las soluciones magmáticas o gases, pues muchos lodos marinos contienen suficientemente boro para poder explicar su aparición en sus derivados metamórficos. El rutilo de las pizarras es químicamente equivalente a la anastasa y a la brookita de muchos limolitas y lodolitas. La epidota únicamente es abundante en pizarras verdes, derivados de sedimentos tobáceos y, en consecuencia, pueden ser acompañadas por albita, la cual, en las rocas de grano muy fino, pueden fácilmente distinguirse del cuarzo, asociado. Las menas de hierro están representadas por octaedros de magnetita, cubos de pirita, o agregados escamosos de hematita.

Microfotografía. No. 93. Minerales de clorita, epidota, magnetita, pirita y materia orgánica; en la sección de observan inclusiones de cuarzo. Pizarra de la Formación Ananea - Puno.

Microfotografía No. 94. Finos minerales de clorita, biotita, moscovita, cuarzo, magnetita y presencia de materia orgánica. Pizarras de la Formación Ananea.

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La perfecta fisilidad de las pizarras es altamente característico crucero pizarroso y es impartida por una sola serie dominante de planos definidos por una acentuada orientación preferente de hojuelas de mica y de clorita. El crucero pizarreño, el cual realmente es una esquistosidad planar muy regular, puede cortar la estratificación relicta indicada por un bandeamiento de color persistente a cualquier ángulo. En muchas pizarras, quizá en la mayoría, el crucero se ha desarrollo paralelo a las superficies del movimiento diferencial (deslizamiento o de esfuerzo cortante) que causó la deformación metamórfica de las rocas y todavía el crucero puede acentuarse por filoncillos de cuarzo finamente cristalizados; pero no es sino hasta que la textura basta, características de las etapas de filitas y esquistos, es alcanzada, que las bandas de segregación se hacen claramente visibles a la simple vista (ver microfotografías No. 93 – 93 – 95). 95). Dos o más series intersectantes de superficies referidas a etapas diferentes de la deformación de las rocas pueden distinguirse en muchas pizarras. A las primeras etapas pertenecen superficies de deformación pre-cristalina o pura cristalina marcadas por hojuelas alineadas de mica y clorita, perfectamente cristalinas y no deformadas, las cuales cristalizaron en parte, al menos después del deslizamiento sobre estas superficies. El movimiento post – – cristalino sobre las superficies de origen póstumo parcialmente alinea las hojas de mica y clorita situadas de modo favorable, las cuales se comban y se tuercen en el proceso. Como la reorientación reorientación de la mica está restringida a la inmediata vecindad de superficies de deslizamiento post-cristalino, la fisilidad resultante es menos perfecta que la causada por movimientos pre o paracristalinos como crucero pizarreño o crucero de flujo y para distinguirlas de las superficies post – cristalinas – cristalinas son llamadas de diversas maneras crucero falso, crucero de deslizamiento a la deformación o crucero de fractura. Al aumentar el metamorfismo causado por temperaturas más altas, por una mayor duración de las condiciones metamórficas o por mayor actividad de los fluidos penetrantes, las pizarras pasan a filitas. Estas rocas son semejantes mineralógicamente a las pizarras, pero de un grano mucho más grueso, de tal manera que sus hojuelas de micas son tan grandes como para impartir un lustre sedoso a la superficie de esquistosidad o del crucero. En ocasiones la presencia de la biotita parda indica que las temperaturas se han elevado apreciablemente arriba de aquellas de las que por lo general ocurren durante la transformación de lodolitas a pizarras. La esquistosidad en una filita puede acentuarse por bandas de segregación, delgadas, pero macroscópicas, alternativamente micáceas y cuarzo feldespáticas formadas por el proceso de diferenciación metamórfica aún no entendido completamente y que se refiere a la concentración local de minerales 124


individuales durante la reconstitución química, influenciada por la difusión de fluidos, a lo largo de trayectorias de mínima resistencia ofrecida por superficies de origen mecánico.

Microfotografía. No 95. pizarra con venillas de calcita, dolomita y wollastonita. Se observan minerales de clorita y opacos en la sección fina, visto en luz polarizada.

Fig. No 5. Minerales de recristalización más comunes, en rocas metamórficas, trama porfidobláastica, que corresponden a esquistos y gneis.

8.7.

MICA ESQUISTO Y ESQUISTO DE CUARZO ALBITA

El metamorfismo progresivo de rocas pelíticas conduce a una transición gradual, con aumento en el tamaño de grano, desde pizarra, a través de filita, hasta mica esquisto. Sin embargo, la variación de temperatura implicada no puede ser muy grande, pues las asociaciones mineralógicas de todos estos tipos de rocas son casi 125


idénticas. La asociación típica de un esquisto de mica pelítico de bajo grado es moscovita-clorita-cuarzo con albita, epidota y calcita como probables miembros subordinados (ver microfotografía No. 96). La moscovita es cristalina, basta y característicamente biaxial (2V = 20 – – 40°) y tiende a ocurrir en cristales compuestos de hojas alternantes de moscovita incolora y clorita verde brillante. Con el aumento de la temperatura, correspondiente a la subfacies biotita – clorita, – clorita, la biotita y moscovita parda rojizas aparecen en lugar del par moscovita – – clorita. La cloritoide, generalmente en porfiroblastos tabulares, atestados, con inclusiones de cuarzo, es un constituyente adicional de los esquistos de mica, deficientes en potasio y altos en hierro. Los minerales accesorios comunes de los esquistos de mica pelíticos son esfena, turmalina, apatito, magnetita, grafito y granate de magnesio.

Microfotografía No. 96. Porfidoblastos de biotita, clorita, en micaesquisto de la zona de San Gabán III, que corresponde a una roca metamórfica, formado por un proceso de metamorfismo regional. Cordillera oriental – Puno, – Puno, marzo de 2016.

Asociados con los esquistos de mica derivados de lodolitas y graduando hacia ellos, se encuentran los esquistos cuarzo-feldespatos de bajo grado derivados de rocas de la familia de las areniscas. Contienen los mismos minerales que los esquistos pelíticos, pero ahora son dominantes el cuarzo y la albita, la epidota es más abundante y disminuyen las micas y las cloritas. La albita en estas rocas raramente contiene más del 5% de anortita. Muchos granos no están maclados, pero algunos muestran algunas algunas láminas macladas de acuerdo con la ley de la albita o la periclina; el simple maclado de la albita de grandes cristales, simula las maclas de

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Carlsbad, pero pueden diagnosticarse con certeza por el ángulo muy agudo entre los cruceros (001) de las dos mitades macladas. La esquistosidad, la lineación y las bandas de segregación (alternancia de bandas cuarzo-feldespatos y micas) están muy bien desarrolladas en muchos esquistos de esta clase. Los esquistos de las regiones de plegamiento alpino, por lo general, descubren las complejas marcas de una deformación largamente continuada, en la cual, los procesos de cristalización y ruptura han predominado en forma alternativa. Varias series de superficies de esquistosidad, de edad un poco diferente, pueden interceptarse como para producir una lineación bien definida, la cual, posteriormente es acentuada por el alineamiento paralelo de ejes de micropliegues que afectan a la estratificación relicta y a las bandas de segregación primeramente deformadas.

Microfotografía No. 97. Micaesquisto de biotita, clorita, cuarzo, albita, con minerales accesorios de sericitas, talco y opacos.

El desarrollo de los esquistos de mica de lodolitas, ya implica un aumento en el tamaño del grano, verificándose a través de las etapas intermedias de la pizarra y la filita. Excepto para el bandeamiento de color, debido a la estratificación, probablemente no sobreviva traza alguna de la mineralogía y de la fábrica de la roca original de las primeras etapas del metamorfismo. El caso de los esquistos cuarzo-feldespatos derivados de areniscas, es algo diferente. Pueden reconocerse varias etapas de metamorfismo progresivo por los cambios de fábrica y como corresponden a zonas limitadas arbitrariamente, pueden ser mapeados en el campo. En una primera etapa la granulación del cuarzo y feldespatos reduce el promedio del tamaño del grano, comenzando a desarrollarse la esquistosidad 127


como planos de deslizamiento, que quedan impresos en la fábrica. En esta etapa, la roca puede ser un semi-esquisto, un agregado esquistoso imperfecto que consiste de cuarzo fino, albita, clorita, moscovita y epidota que encierran granos sedimentarios relictos grueso de cuarzo deformado y feldespato intemperizado en sericitas. En un metamorfismo más avanzado son eliminados casi todos los granos clásticos, los granos de minerales metamórficos y recristalizados se hacen más grandes, llegándose a una esquistosidad perfecta. La roca resultante es entonces un esquisto filonítico de grano fino de aspecto fílítico. Más tarde se llega una transición de esquistos típicos de cuarzo- albita- moscovita- clorita por la textura sumamente basta, por el desarrollo de bandas de segregación, por el microplegamiento de esquistosidades antiguas, por la aparición de nuevas superficies y por la resistencia a la lineación. En esta etapa, la mineralogía y la fábrica de la roca original ori ginal han sido borradas (ver microfotografía No. 98). Aunque el metamorfismo deformativo implica una interacción de procesos de ruptura (cataclásticos) y de cristalización (cristaloblásticos), la cristalización de muchos esquistos parece haber sobrevivido a la deformación. Las esquistosidades y la lineación que resulta de movimientos de deslizamiento y arrugamiento en pequeña escala, durante las primeras etapas, puede hacerse más evidentes por un crecimiento posterior de hojuelas no deformadas, bien cristalizados de micas y cloritas con (001) alineadas en las direcciones de máxima facilidad de desarrollo ofrecidas por superficies y la lineación de origen mecánico.

Microfotografía No. 98. Micaesquisto de cuarzo, biotita, ortoclasa que aflora en los alrededores de la Central Hidroeléctrica de San Gabán II, marzo de 2016. Milonita de biotita, que indica metamorfismo de alto grado.

128


El cuarzo y el feldespato llegan a recristalizar y este proceso suprime muchas de las huellas de la deformación interna de los granos individuales de estos minerales. En sentido contrario, hay otros esquistos en los cuales el cuarzo ondulatorio, los granos destrozados de feldespatos feldespatos y micas torcidas, demuestran demuestran que los movimientos internos persistieron hasta el cierra del metamorfismo. Cuando estas rocas están compuestas principalm ente de cuarzo, la “deformación laminar” (superficies de deslizamiento intercristalino), marcada por índices de refracción ligeramente diferentes y el comportamiento de la extinción, tiende a desarrollar ángulos altos con respecto al eje C de los granos de cuarzo. La orientación de las láminas, da la guía de la dirección de los movimientos de deslizamiento en las últimas etapas de la deformación de las rocas.

Microfotografía No. 99. Micaesquisto de cuarzo, biotita albita; que aflora donde fue diseñada la casa de máquinas de la Central hidroeléctrica de San Gabán I, Ollachea, marzo de 2015. Muestra, que presenta foliación y micro-plegamiento.

8.8.

ESQUISTOS CÁLCICOS DE BAJO GRADO

Tanto la calcita como la aragonita de las calizas recristalizan en mármoles esquistosos y esquistos cálcicos como calcita de grano grueso, la cual puede estar asociada con minerales como cuarzo, albita, moscovita, epidota, esfena y clorita que representan impurezas silícicas y argiláceas en la caliza original. La dolomita, al igual que la calcita, recristaliza en mármoles de grado metamórfico bajo a medio, a condición de que la sílice esté ausente; pero aun a temperaturas metamórficas más bien bajas reaccionará con la sílice que puede estar presente para formar tremolita, diópsido o grosularia. En la variación de la temperatura de la facies de 129


esquistos verdes, las asociaciones formadas por el metamorfismo dolomíticas son: calcita-dolomita-tremolita; calcita-tremolita, epidota-cuarzo. A temperaturas más altas, que corresponden a la facies albita- epidota-anfibolita, las asociaciones estables son: calcita-dolomita-tremolita; calcita-tremolita-epidota-cuarzo; calcitagrosularia-diópsido; calcita-diópsido-idocrasa-cuarzo. Esfena, mica incolora y albita son posibles constituyentes secundarios en rocas de ambas facies. La foliación, en los esquistos cálcicos y en los mármoles esquistosos, está marcada por un alargamiento paralelo de granos lentoides irregularmente limitados de calcita o dolomita y por la orientación preferente de las hojuelas de mica, cuando la mica está presente en cualquier cantidad. Puede estar acentuada por una estructura bandeada debido a la alteración de filoncillos más finos representan material que ha sido granulado por el cizallamiento y ha cristalizado después de haber cesado la deformación, mientras que los filoncillos de grano más grueso están compuesta de carbonatos deformados en procesos de granulación. El maclado laminar es común en la calcita y dolomita de rocas deformadas y se asume que se ha desarrollado por un doble deslizamiento durante la deformación plástica de los granos individuales. Las laminillas de calcita de grano basto, estrechamente empaquetadas, a veces encorvadas, deformadas y nubosas, en realidad se han originado de una deformación.

8.9.

ESQUISTOS VERDES

Los esquistos verdes son productos del metamorfismo regional o de dislocación de rocas ígneas básicas y semi-básicas a bajas temperaturas. Son rocas verdes esquistosas, cuyo color debido a la abundancia de uno o más minerales verdes, clorita, epidota y actinolita, cuya segregación se alternan con bandas blancas ricas en albita. Las asociaciones típicas son: clorita-epidota-albita-albita; clorita-epidota-actinolitaalbita; actinolita-epidota-albita. La plagioclasa en bajo grado de metamorfismo, casi es una albita sin calcio (An 0-7). Puede ocurrir un mosaico de granos sin forma, o como grandes porfiroblastos idioblásticos que encueran hileras paralelas de agujas de epidota o actinolita. Cuando la cristalización de la albita se ha efectuado principalmente después de la deformación, estas hileras de inclusiones se alinean aproximadamente paralelas, a la matriz circundante; pero cuando la deformación y la cristalización han procedido simultáneamente como el caso frecuente, los porfiroblastos crecientes de albita 130


han girado con lentitud sin obstáculo en la matriz clorítica y las hileras de inclusiones han asumido un patrón semejante a una S, el cual refleja la dirección y sentido de la rotación. La albita metamórfica, en contraste con la plagioclasa ígnea, tiende a no formar maclas, semejándose superficialmente al cuarzo, excepto por su bajo índice de refracción (menor que el bálsamo de Canadá) y por su carácter biaxial. Cuando se desarrollan las maclas casi de modo invariable se efectúan siguiendo la ley de la albita (en una sección normal al eje a (001) de las trazas de crucero en las mitades opuestas de una macla, cuya intersección es de 8°). La clorita de los esquistos verdes varía algo en su composición, composición, pero por lo común común es una proclorita ferruginosa con fuerte pleocroísmo, índices de refracción relativamente altos.

Microfotografía. No. 100. Minerales de clorita, lepidolita, moscovita, epidota, tremolita, actinolita, biotita; que muestran la dirección de flujo. Entre los accesorios, granate y turmalina. Julio del 2015.

8.10.

ESQUISTOS MAGNESIANOS

Las peridotitas son muy susceptibles al metamorfismo en la presencia de agua y a temperaturas metamórficas bajas y moderadas. La naturaleza de la asociación mineral resultante depende, en parte, de la temperatura y la presión, pero mucho más de la cantidad de agua útil y el contenido de sílice(SiO 2), bióxido de carbono(CO2) son aprovechados en un fluido acuoso que fluye de manera copiosa a través de los poros ínter granulares a medida que la deformación prosigue a bajas temperaturas, la composición química de la roca puede ser profundamente 131


alterada, y puede desarrollarse asociaciones minerales alternativas, cada una de las cuales es estable a bajas temperaturas metamórficas y han cristalizado en un ambiente químico particular, condicionado por el fluido intersticial. Los productos finales típicos son esquistos de antigorita, de actinolita-talco, de esteatita (roca talco-carbonatadas) y de rocas cuarzo carbonatado carbonatado (microfotografía No.101).

Cuadro de clase de transformación química implicada No 1 2 3 4 5 6 7 8

REACCIÓN SIN CAMBIO DE VOLUMEN Olivino + SiO 2 + H2O  antigorita (MgO) Antigorita + SiO 2  talco (MgO) . Augita + enstatita ( + H 2O )  actinolita + clorita Olivino + SiO 2 + CO2 + H2O  antigorita + talco + magnesita ( -MgO ) Antigorita + CO 2  talco + magnesita ( H 2O ) Antigorita + CaO + CO 2  talco + dolomita(MgO)

ASOCIACIÓN RESULTANTE Antigorita Antigorita – Antigorita – talco talco Actinolita – Actinolita – clorita clorita Antigorita-talcocarbonato Talco – Talco – carbonato carbonato

Talco + CO2  magnesita + cuarzo ( – ( – SiO SiO2) Talco + CaO + CO 2  dolomita ( MgO – MgO – SiO SiO2) Antigorita + CO 2  magnesita + cuarzo ( SiO 2)

Cuarzo – Cuarzo – carbonato carbonato

Microfotografía No. 101. Fenoblastos de lepeidolita, biotita, cuarzo y talco; visto en mica-esquisto en la Central Hidroeléctrica de San Gabán II Puno, 2015, en luz polarizada.

132


El mineral serpentina de todos los esquistos magnesianos es la antigorita, caracterizado por un hábito micáceo hojoso y (001) de crucero. La antigorita también puede ser descrita como el miembro final incoloro y no aluminoso de las series de la clorita. Cuando las peridotitas han sido hidratadas primero a una roca de serpentina y ésta, subsecuentemente, ha sido deformada para dar un esquisto magnesiano, el crisotilo y otros minerales de serpentina pertenecen a la primera etapa de alteración y recristalización como una masa de hojuelas de antigorita. Las cloritas formadas por el metamorfismo de silicatos magnesianos aluminosos, como la augita, por lo general son de color verde pálido, pleocroicos y mucho más débilmente birrefringentes que la antigorita. El talco se distingue con facilidad por su hábito micáceo y alta birrefringencia y es uniaxial negativo. La dolomita y la magnesita no se distinguen fácilmente una de otra; sino generalmente ocurren como granos no maclados imperfectos, pero cualquiera de los dos puede tener hábito trigonal limitado por (1011), el cual lo diferencia de la calcita (ver microfotografía No. 101 y 102). Aunque no es muy común, los esquistos del talco pueden formarse por introducción hidrotermal de baja temperatura de magnesia en rocas de composición tan variada como la anfibolita y cuarzo monzonita.

Microfotografía No. 102. Presencia de minerales de alteración, como el talco asociados a lepidolitas y biotitas; en mica-esquisto de la Central Hidroeléctrica de San Gabán II Puno. Roca metamórfica que corresponde a un metamorfismo regional de medio a alto grado, marzo de 2016.

133


8.11.

ESQUISTOS GLAUCOFÁNICOS

Las rocas de la familia glaucófano – esquistos – esquistos se caracterizan por la presencia de una anfibolita sódica de la serie glaucófano – – riebeckita o un piroxeno sódica, asociada con cualquiera de una gran variedad de minerales metamórficos, muchos de los cuales ocurren en los esquistos verdes y en las facies albita-epidotaanfibolita. En muchas regiones, las ocurrencias individuales son de carácter estrictamente local. Esto también sucede en las rocas del mesozoico de las cordilleras costeras de California donde los esquistos son derivados de rocas de muy diversa composición, incluyendo diabasa, basalto, areniscas y pedernal ferruginoso. Su composición mineral peculiar no puede ser satisfactoriamente bien correlacionada con las condiciones físicas del metamorfismo, tales como temperatura o presión. Su mineralogía y asociaciones de campo pueden ser atribuidas más bien a la actividad metasomática de soluciones acuosas de composición peculiar (probablemente sódicas) de temperaturas metamórficas bajas a medianas. Debido a que con frecuencia los esquistos de glaucófano están asociados con cuerpos intrusivos de serpentina, algunos autores concluyen que el agente del metasomatismo es una solución es una solución acuosa sódica, expulsada del magma ultrabásico, representado por la roca de serpentina. Pero en detalle, la asociación de campo de los l os dos tipos de roca no es tan estrecha como se ha pensado en algunas ocasiones. Con toda probabilidad, el metasomatismo, tanto de la peridotita (en su transformación a serpentina), como del esquisto glaucofánico, es efectuado por el ascenso del agua que se eleva de una fuente profunda a lo largo de fracturas y zonas de trituramiento, que en determinados sitios también han ofrecido trayectorias para la intrusión de cuerpos ultrabásicos. Algunas asociaciones minerales, típicas de la familia de esquistos de glaucófano, son las siguientes: Glaucófano – Glaucófano – moscovita moscovita – – clorita clorita (esfena) Glaucófano – Glaucófano – epidota epidota – – moscovita moscovita (cuarzo – (cuarzo – esfena) esfena) Glaucófano – Glaucófano – epidota epidota – – granate granate Glaucófano – Glaucófano – albita albita – – clorita clorita – – epidota epidota – – esfena esfena Glaucófano – Glaucófano – cuarzo cuarzo – – estilpnomelano estilpnomelano Glaucófano - pumpellyita Glaucófano - lawsonita – lawsonita – pumpellyita pumpellyita Glaucófano – Glaucófano – lawsonita lawsonita – – clorita clorita – – cuarzo cuarzo Glaucófano – Glaucófano – lawsonita lawsonita – – piroxeno piroxeno Glaucófano – Glaucófano – piroxeno piroxeno – – granate granate 134


Albita – Albita – glaucófano glaucófano – – jadeita jadeita Crossita – Crossita – aegirita aegirita granate – granate – cuarzo cuarzo Glaucófano – Glaucófano – tromolita tromolita – – calcita calcita

El glaucófano es fácilmente identificado por su pleocroismo (X desde amarillo pálido hasta incoloro, y violeta o azul lavanda, Z azul profundo), su alargamiento positivo y pequeño ángulo extinción. Se presenta como prismas largos y sencillos, comúnmente zonados y que pasan una anfibolita tremolita incolora. El reemplazamiento parcial por cloritas pueden observarse algunas veces. La crossita, en su composición intermedia entre glaucófano y riebeckita, es de un color más profundo, casi uniaxial y negativo (ver microfotografía No. 103).

Microfotografía. No. 103. Porfidoblastos de biotitas, en mica-esquisto de San Gabán Puno, que muestra de más de tres eventos de metamorfismo, que sufrido la roca, marzo de 2016.

8.12.

ESQUISTOS, ANFIBOLITAS, GRANULITAS Y ECLOGITAS DE ALTO GRADO

Las rocas foliadas, de alto grado de metamorfismo, por lo general son producto del metamorfismo regional, que implica deformación a altas temperaturas y presiones. Esta altamente desarrollada en rocas del precámbrico, paleozoico inferior, deformadas a grandes profundidades que actualmente afloran; y los mismos que son afectos por una serie de eventos tectónicos. tectónicos. En algunos el granito es intrusivo intrusivo en el esquisto por lo que ha sido sobrepuesta una aureola marginal de metamorfismo de contacto sobre el metamorfismo existente del esquisto 135


invadido. En esta actividad de deformación los granitos participan en la foliación de los esquistos adyacentes, desarrollándose las migmatitas en gran escala. Mineralogía. Las facies metamórficas que corresponden a las anfibolitas, granulitas y eclogitas son como sigue: Facies de anfibolitas. anfibolitas . Los esquistos pelíticos contienen biotita y moscovita, en la mayoría de los casos contiene granates; almandino, estaurolita, cianita. La presencia de estaurolita, indica menor contenido en potasio, se observan alto contenido de hierro. Los feldespatos que constituyen son estable y secundarios; entre los cuales destacan la ortoclasa, microclina y algunas plagioclasas sódicas como; oligoclasa o andesina, en un estado evidentemente de equilibrio con epidota, clinozoicita; derivados de rocas ígneas básicas y sedimentarias dolomíticos impuros y tobáceos; el mineral más típico es la hornblenda. Por tanto la anfibolita ocurre únicamente en esquistos magnesianos. Es importante la presencia del cuarzo, por el proceso de silicificación.

Microfotografía No. 104. Mica-esquisto de biotita. Central hidroeléctrica de San Gabán I, Carabaya – Carabaya – Puno, Puno, marzo de 2016. Milonita de biotita, deformación y brechamiento.

Facies de granulitas. granulitas. En ésta facie las micas y los anfíboles son raros; o simplemente están ausentes. En lugar de micas se encuentran ortoclasas pertíticas asociados con silicatos alumínicos; como el almandino, cianita o sillimanita, en vez de la hornblenda. Generalmente se desarrollan piroxenos (hiperstena), la plagioclasa, la calcita y el cuarzo permanecen estables; mientras la grosularia y la epidota se encuentran ausentes. El rutilo es un mineral accesorio común. Los 136


olivinos, el corindón y la espinela se presentan en rocas que son deficientes en sílice. La diferencia con la facie anterior; es que se desarrollan en condiciones de alta temperatura y un metamorfismo regresivo. Facies de eclogitas. eclogitas . Ocupan áreas restringidas y su composición varía dentro de los límites estrechos. Presencia de granates magnesianos – – piroxenos en la serie piropo – – almandino; y el piroxenos entre diópsido y jadeíta. La mayoría de las eclogitas contienen cianita y rutilo.

8.13.

ANFIBOLITAS

Las anfibolitas son rocas metamórficas foliadas, compuestas esencialmente de hornblenda y plagioclasa formados en un metamorfismo regional de grado moderado a alto. El bandeamiento de segregación puede estar presente o no y la esquistosidad megascópica no es evidente necesariamente en tipos que no contienen mica; por lo general hay una orientación preferente de los prismas de hornblenda, los cuales definen la esquistosidad. Las anfibolitas pueden ser formadas de rocas de muy diversas clases, principalmente de de las cuales han llegado a ser afectadas por la introducción metasomática de sílice, magnesio y hierro. 8.14.

GNEIS

En este grupo están incluidos las rocas metamórficas en las cuales el cuarzo y el feldespato K, son los constituyentes dominantes; componentes que corresponden a gneis de cuarzo + feldespato potásico.Estas rocas proceden del metamorfismo de rocas ígneas félsicas, de los cuales son incluidos granitos, riolitas, tobas riolíticas, granodioritas y cuarzolatitas y rocas sedimentarias sefíticas; como las arcosas y las areniscas feldespáticas. Los tipos principales son los gneis graníticos, gneis granítico alcalinos, gneis sefíticos, granulitas félsicas (ácidas) y leptitas. Los gneis con cuarzo y feldespatos son rocas gnéisicas de grano grueso que contiene cuarzo, feldespatos, biotita, menos frecuente hornblendas, como minerales principales esenciales. El cuarzo y el feldespato son dominantes por lo general, superan el 75%. La proporción de los componentes principales pueden variar considerablemente. Los minerales del grupo de los feldespatos; es ortoclasa, microclina, entre las plagioclasas, es frecuente la albita, oligoclasa y andesina; con minerales accesorios 137


como granates, circón, apatito; como el caso del gneis de Matarani – – Ilo. Los minerales accesorios son muy variables; apatito, circón, esfena, pirita, hematites, magnetita, ilmenita, turmalina, allanita, sillimanita, cianita; entre los menos frecuentes o raros, antofilita, estaurolita, cordierita, rutilo y grafito. Los minerales constituyentes, están orientados en bandas o en planos bien definidos; a manera de lentículas alargadas, sobre todo los feldespatos alcalinos, con mayor frecuencia. Los agregados de cuarzo – feldespato – feldespato pueden presentar texturas en mosaicos, en los márgenes saturados (ver microfotografía No. 105).

Microfotografía No. 105. Porfidoblastos de cuarzo, ortoclasa, como minerales principales de gneis de Ilo – Matarani – Matarani - Sur del Perú, Perú, junio de 2016.

El bandeado mineralógico es pronunciado, bien entre capas félsicas y máficas o entre bandas de cuarzo de grano grueso y bandas de grano más fino de cuarzo y feldespato. Los minerales máficos en las rocas gnéisicas también pueden aparecer agrupados en lentes o líneas irregulares y el cuarzo forma también agregados elipsoidales. Las estructuras cataclásticas, son menos frecuentes: normalmente aparecen granos de cuarzo y feldespato fragmentado o roto, con una extinción ondulante, estructura de mortero, crucero y maclas de feldespatos curvados. Los gneis de cuarzo feldespato, principalmente derivan de rocas rocas félsicas, arcosas y areniscas feldespáticas.

138


Microfotografía No. 106. Porfidoblastos de almandinos, mineral accesorio del gneis de Ilo – – Matarani, del Sur del Perú; roca que corresponde a un metamorfismo regional de alto grado. Estructura geológica que corresponde al complejo basal de la Costa del Sur, junio de 2016.

Microfotografía No. 107. Porfidoblastos de almandino, expuesta en una banda gruesa de cuarzo y feldespatos. Estructura gnéisica del complejo basal de la Costa del Sur del Perú, junio de 2016.

8.15.

CUARCITAS

Las cuarcitas so rocas metamórficas en las que predominan el cuarzo, que contienen de más de 90% de granos, compuesta de una distribución bastante uniforme, de 2 a 4 micras respectivamente, los que corresponde a los de la Cordillera Oriental. En la mayoría de las cuarcitas es el cuarzo el constituyente constituyente más 139


abundante y principal, llegando a formar del 60 – – 95% de la roca. Entre los minerales accesorios, en menor proporción, es biotita, albita, circón, turmalina y minerales opacos. La mayoría de las cuarcitas tienen texturas equigranudas, de granoblástica, con granos equidimensionales de poco entrelazados. Los granos de cuarzo alotriomorfos están diseminados en una fábrica de grano. El cuarzo puede contener diversas inclusiones; líquidas, polvo, aciculares de rutilo o burbujas de feldespatos. Algunas cuarcitas, las estructuras cataclásticas presentan estriaciones, extinción ondulante y granulación marginal, de intercrecimiento de cuarzo secundario.

Microfotografía No. 108. Granoblastos de cuarzo, que se encuentran uniformemente distribuidos, con biotitas y cloritas en mínimo porcentaje, como accesorio. Muestra que corresponde a cuarcitas grises de la Formación Ananea, de la Cordillera oriental del Sur del Perú, junio de 2016.

Clasificación de cuarcitas Entre los principales tipos de cuarcitas, que se pueden observan en muestras de sección fina, se consideran a los siguientes tipos de rocas: Cuarcitas micáceas; de cuarzo, moscovita, biotita. Cuarcitas feldespáticas; de microclina, ortosa, albita. Cuarcitas aluminosas; de andalucitas, cianita o sillimanita, corindón y sericitas; entre otros circón, apatito, topacio, caolinita. Cuarcitas granatíferas; de almandino, circón y otros. Cuarcitas cloríticas; de cloritas, biotitas, clinocloro. Cuarcitas actinolíticas; de actinolitas, con epidota, circón y biotita. 140


Microfotografía No. 109. Granoblastos de granos cuarzo uniformemente distribuidos, con minerales accesorios de circón, turmalina y minerales opacos; sección fina que corresponde a la Formación Sandia – – Puno, en la carretera de apertura de Sina – Sina – Yanahuaya, Yanahuaya, junio de 2016.

Microfotografía No. 110. Finos granos de cuarzo, se encuentran distribuidos uniformemente; típica trama granoblástica, de cuarcitas que se han formado por metamorfismo regional, en la zona de Sina – Sina – Yanahuaya, Yanahuaya, junio de 2016.

Las cuarcitas se han formado por metamorfismo de contacto o regional de areniscas, areniscas feldespáticas, de areniscas micáceas, de areniscas arcillosas, areniscas calcáreas y otros variedades. Algunos lentejones pequeños de cuarcita pueden haberse formado también por metamorfismo regional de filones de cuarzo. Las cuarcitas secundarias se suponen formadas por sustitución metasomática en rocas calcáreas. 141


8.16.

GRANULITAS DE PIROXENOS

Las granulitas de piroxenos son rocas metamórficas de alto grado, compuestas principalmente de plagioclasas, hiperstena, diópsido y en algunos casos de granates como el almandino. Químicamente son equivalentes a las rocas de la familia del grabo y del basalto. La plagioclasa de este tipo de granulitas generalmente es la andesina o la labradorita. Al igual que las anfibolitas, por lo común muestras la macla de albita o la periclina maclada y carecen de las maclas complejos.

Microfotografía. No. 111. Fenocristal de augita olivinizado, englobado en una textura porfídica de plagioclasas. Los minerales ferromagnesianos se encuentran alterados a biotitas y cloritas. San Antonio de Esquilache.

Microfotografía No. 112. Sección delgada que muestra dos eventos de mineralización de sus principales componentes, con relleno sílice y brechamiento. Batolito de la Costa. Caravelí – Caravelí – Arequipa. Arequipa.

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Microfotografía No. 113. Esquisto biotítico de San Gabán I, marzo de 2015.

Microfotografía No. 114. Biotita, cuarzo, albita, talco. Minerales de recristalización que corresponde a mica-esquisto de San Gabán Puno, marzo del 2015.

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Microfotografía No. 115. Porfidoblastos de granates, biotitas, olivino y cuarzo; minerales que caracterizan al gneis de la Central Hidroelectrica de San Gaban II Puno, marzo del 2016.

Microfotografía No. 116. Micaesquisto de biotita, clorita, sericita, cuarzo, albita con minerales máficos.

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ANÁLISIS MODAL (DESCRIPCIÓN DE ROCAS ÍGNEAS)

Análisis modal 01. Granito de feldespato alcalino

Análisis modal 02. Tonalita.

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Análisis modal 03. Granodiorita.

Análisis modal 04. Diorita-gabro.

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Análisis modal 05. Monzonita.

Análisis modal 06. Gabro roca ígnea mafica.

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Análisis modal 07. Monzonita, roca ígnea plutónica de composición intermedia.

Análisis modal 08. Granito, roca ígnea plutónica de textura grafica.

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Análisis modal 09. Monzonita, roca ígnea plutónica de composición intermedia.

Análisis modal 10. Granodiorita, roca ígnea plutónica de textura grafica. Batolito de Coasa. 149


Análisis modal 11. Granito, roca ígnea plutónica de composición alcalina.

Análisis modal 12. Monzonita, roca plutónica de composición calco – – alcalina. Cabanillas. 150


Análisis modal 13. Pórfido andesitico; es un dique de cuerpos hipoabisales de composición calco-alcalino – calco-alcalino – Laraqueri. Laraqueri.

Análisis modal 14. Traquita, roca ígnea volcánica de textura vesicular fluidal. Yanamayo Puno. 151


152


En el análisis ternario de diagrama que representa el sistema albita – – anortita, ejemplo de solución sólida. Las plagioclasas a las temperaturas de cristalización de las mezclas fundidas magmáticas magmáticas y probablemente también para para las temperaturas temperaturas magmáticas, constituyen una serie de solución sólida con sustitución completa de 153


Na Si por Ca Al. El diagrama de fases para estos componentes presenta dos curvas que dan respectivamente la composición de las fases sólida y líquida que están en equilibrio mutuo para una temperatura dada dentro del intervalo de fusión. El punto de fusión de la anortita es 1550 oC; el de la albita es 1100 oC.

Microfotografía. No. 117. Andesita basáltica de textura fluidal; se observa con claridad macla de Carlsbad, en una albita.

Microfotografía. No. 118. Andesita basáltica de textura fluidal, con fenocristales de oligoclasas idiomorfos maclados entre sí. Mayo del 2015. 154


Microfotografía. No 119. Micro-diorita. Cristales idiomorfos de plagioclasas y augitas, se presentan maclados y con planos de zonación; que tiene una textura porfídica.

Microfotografía. No. 120. Micro-diorita. Fenocristales idiomorfos de plagioclasas, hornblenda, biotita y una alteración argilica. Sección delgada que corresponde al dique de micro-diorita en la caldera de colapso de San Antonio de Esquilache Puno, 2014.

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Microfotografía. No. 121. Fenocristal de plagioclasa idiomorfo; en el cristal se observa zonación y alteración en los bordes además macla de Carlsbad mixta.

Microfotografía. No. 122. Fenocristal de microclina; se observa exfoliación perfecta en dos directa y una macla entre rejado, analizados en luz polarizada.

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Microfotografía. No 123. Macla de inter-crecimiento en plagioclasas, que muestras m uestras planos de zonación concéntrica; propiedades ópticas que se observan en luz polarizada.

Microfotografía. No 124. Dos cristales idiomorfos de augita, con típicos colores de interferencia del segundo orden en la tabla de Michel Levy, visto en luz polarizada. En los bordes de los piroxenos se encuentran finos cristales de biotitas y cloritas como minerales de alteración.

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Microfotografía. No 125. Esquisto de moscovita, lepidolita, biotita y clorita, visto en luz polarizada; Central Hidroeléctrica de San Gabán I.

Microfotografía. No 126. Fenocristal de plagioclasa; presenta una exfoliación perfecta en la dirección 001, presenta una macla polisintética polisintética y una zonación leve. Dentro de la estructura se observa inter-crecimiento de cuarzo.

158


Microfotografía. No. 127. Microfotografía de microdiorita que corresponde al dique, que probablemente sea responsable de la mineralización epitermal, en la caldera de colapso de San Antonio de Esquilache Puno, 2014.

Microfotografía. No 128. Batolito de San Gabán. Cristales cúbicos de granates de color negro, visto en luz polarizada, además presenta albita y ortoclasas disgregadas con intercrecimiento de cuarzo.

159


Microfotografía No. 129. Gneis de la Central hidroeléctrica de San Gabán II, túnel de aducción; caracterizados por granates, olivino, albita y como mineral accesorio zircón, biotita y cuarzo.

Microfotografía. No 130. Serie de esquistos verdes (cristales de biotita, moscovita, clorita, epidota, lepidolita), como minerales accesorios se encuentran granates, diópsidos, epidota y cuarzo. La muestra corresponde a la Formación Guaneros del Jurásico. Facies calcáreas.

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Microfotografía. No 131. Porfidoblastos de cloritas, biotitas, moscovitas, lepidolitas, entre los minerales accesorios se observan lepidolitas, granos de turmalina, apatito, cuarzo de recristalización. Formación Guaneros del Jurásico del Centro del Perú, que corresponde a la serie de esquistos verdes.

Microfotografía. No 132. Secuencia Secuencia de Corneanas, mármoles mármoles y esquistos verdes azules.

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Microfotografía. No 133. Tubos orgánicos (anélidos). Los tubos calcáreos de gusanos (generalmente por anélidos), son frecuentes en las calizas marinas someras y de agua dulce. En la mayoría de los rellenos que se observan dentro los tubos orgánicos por micritas. Roca sedimentaria no clástica de textura fosilífera y oolítica. Fuente W.S. Mackenzie 1996.

Microfotografía No. 134. Sección fina de material orgánica de un micro-estructura de crenulación, en lodos arcillosos.

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Microfotografía. No 135. Cuarcita, roca metamórfica. Cristales de cuarzo con una cristalización zonada.

Microfotografía No. 136. Micro-estructuras concéntricas de arcillas, englobados con cuarzo microcristalino, marzo de 2015.

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Microfotografía No. 137. Almandino, olivino, albita; visto en gneis de la Central Hidroeléctrica de San Gabán II; granate mineral isotrópico visto en luz polarizada.

Microfotografía No. 138. Granoblastos de calcita, wollastonita, dolomita, de trama granoblástica, que corresponde a mármoles que se forman por metamorfismo de contacto.

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Microfotografía No. 139. Micaesquisto; constituidas de biotita, clorita, sericita, cuarzo, albita y minerales opacos, visto en luz polarizada. 10X.

Microfotografía No. 140. Micaesquisto de biotita, clorita, cuarzo, albita. Pizarra esquisto (filita) de la zona de Cordillera Oriental de la Formación Sandia – Puno, – Puno, marzo de 2016.

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Microfotografía No. 141. Porfidoblasto de almandino; en micaesquisto compuesto de biotita, clorita, cuarzo, sericita. La muestra corresponde a la Formación Sandia; el análisis macroscópico, indica que es una pizarra.

Microfotografía No. 142. Porfidoblasto de almandino, visto en luz normal, mineral accesorio del gneis de Ilo – Matarani, – Matarani, marzo de 2016.

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Microfotografía No. 143. Porfidoblastos de almandino, en una trama gnéisica del complejo basal de la costa, de Ilo – Ilo – Matarani, Matarani, 2016.

Microfotografía No. 144. Fenocristal idiomorfo de plagioclasa, con nucleos de zonación concéntrica, que consiste en la secuencia de alteración de las plagioclasas; se observan inclusiones de minerales accesorios, abril de 2016.

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Microfotografía No. 145. Fenocristal idiomorfo de plagioclasa con dos nucleos de zonación. Muestra que corresponde al batolito de San Gabán, abril a bril de 2016. Sección delgada visto en luz polarizada.

TABLA DE CLASIFICACIÓN DE ROCAS METAMÓRFICAS

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Petrografía microscópica 2013.pdf

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