ATTAS EN COLOR

DE ROCAS Y MINERALESEN LÁMINA DELGADA

W. S. MacKenzie

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aMASSON, S.A.

Ronda General Mitre, 149 - 08022 Barcelona

MASSON, S,A.

120, Bd. Saint-Germain -75280 Paris Cedex 06

MASSON, S.P.A.

Via F.lli Bressan, 2 - 20126 Milano

Indice de capítulosCapítulo 1Mineralogía ópticaEl microscopio petrográficoDescripción de materialesForma y aspecto de los mineralesColor y pleocroísmoExfoliaciónRelieveRire f r inocn¡ i q

Angulos de extinciónMaclas y zonaciónAlteración

Capítulo 2MineralesOlivinoOrtopiroxenoClinopiroxenoEntrecrecimiento de dos piroxenosAnfíbolBiotitaMoscovitaCloritaCuarzoFeldespatosSanidinaMicroclinaPlagioclasaNefelinaCalcitaGranate

Capítulo 3Rocas ígneasPeridotitaBasalto olivínicoBasaltoDole¡ita alcalinaGabro con olivinoGabroAndesitaDioritaGranodioritaRiolitaMicrogranitoGranitoGranito alcalinoFonolitaSienita nefelínica

LeucititaLamprófidoIgnimbrita

Capítulo 4Rocas sedimehtariasRocas detríticas terrígenasRocas carbonatadasCuarzoarenitaSubarccsaArcosaSublitarenitaGrauroacaArenita micáceaArenita calcáreaArenita glauconíticaGrainstone ooidalPackstone ooidalPackstone bioclásticoWackestone bioclásticoGrainstone de intr¿clastosGrainstone con peloidesMudstone carbonatado o calcimudstoneDolomitaSilexita de radiolarios o radiolaritaSilexita de reemplazamientoEvaporitaRoca ferruginosa ooidalRoca ferruginosa bandeadaRocas volcanoclásticas

Capítulo 5

9

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Rocas metamórficas 153Facies metamórfica 154Esquistosidad de crenulación 156Textura coronítica 158Reacción polimorfa 160Milonita 162Corneana con biotita 164Comeana con co¡dierita y andalucita 166Serpentinita 168Esquisto con cloritoide 170Micaesquisto con granate 172Mármol con forsterita y diópsido 174Anfibolita con granate 1i6Gneis con cianita 178Gneis con sillimanita, cordierita y granate 180Granulita con dos piroxenos 182Anortosira 184Eclogita retrógada 186

r Iilil ilil ilil uu uulfiuil ilil ilil lil fiilBCEA RESERVA

Reservados todos los derechos.No puede reproducirse, almacenarse en un sistema de recuperacióno transmitirse en forma alguna por medio de cualquier procedimiento,sea éste mecánico, electrónico, de fotocopia, grabación o cualquier otro,sin el previo permiso escrito del editor.

@ 199'7, MASSON, S.A.Ronda General Mitre, 149 - Barcelona (España)

ISBN 84-458-0425-1 Versión españolaVersión española de la obra original en lengua inglesa A Colour Atlas of Rocksand Minerals inThin Section de W. S. MacKenzie y A. E. Adams,publicada por Manson Publishing Ltd. de Londres

Copyright @ 1994. Manson Publishing Ltd.ISBN 1-874545-17-0 Edición original

Depósito Legal: B. 44.664 - 1996Composición y compaginación: A. Parras - Av. Meridiana,93-95 - Barcelona (1997)Impresión de las láminas: Grafos, S.A. - Barcelona (1996)Impresión del texto: AIeu, S.A. - Zamora,45 - Barcelona (1997)Printed in Spain

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I )índice alfabético de materias

Bibliograña temática

Apéndices comPlementariosApéndice l: Minerales de alteración

más frecuentesApéndice 2: Clasificaciones de

oi¡oxenosApindice 3: Clasificaciones de anfíboles

eoéndice 4: Clasificaciones de biotitas

epenaice 5: Clasificación de-granates

Apéndice 6: Clasificaciones de rocas

ígneasApéndice 7: Clasificaciones de rocas

sedimentarias detríticas

Apéndice 8: Clasifciaciones-de roc¿ls

sedimentarias carbonatadas

Apéndice 9: Clasificaciones de roc¿ts

piroclásticasApéndice l0: Clasiflcaciones de rocas

metamórficasApéndice I l : Anál is is modalApéndice l2: Tinciones de mineralesApéndice l3: Relación de minerales

más liecuentes con su notacióny composición química

Índice alfabético de materias

2011 8 9

193

PrefacioEste Arles ha sido concebido para facilitar el estudio de los alumnos de COU (Geolo-

gía) y los estudiantes de los primeros cursos de Geología en sus diversas Licenciaturas(Geología, Biología, Química, Medio Ambiente, Geografía, etc.) o de Ingeniería (Minas,Caminos, Montes, Agrícola, etc.) que, en sus diversas materias (geología, mineralogía, geemorfología, etc.), utilizan el microscopio petrográfico y, en consecuencia, les puede ayudaren sus prácticas de petrografía y mineralogía. Esta obra es, en realidad, una introducción alestudio de las rocas con el microscopio petrográfico dirigido, en primer lugar, a los estu-diantes antes indicados, pero su utilidad alcanza también, como manual de consulta, a losgeólogos y, más en general, a los aficionados al estudio de las Ciencias de la Tierra.

Nos hemos esfbrzado por incorporar el texto y las ilustraciones correspondientes en lamisma página o muy próximo a ésta de forma que el lector, provisto de un microscopio pe-trográfico y una colección de láminas delgadas de rocas, pueda distinguir con facilidad losminerales y las rocas. Puesto que esta obra está dirigida, de forma preferente, a Ios trabajosprácticos, hemos seleccionado las fotos observando las características de los minerales másfrecuentes y, también, hemos elegido las rocas magmáticas, sedimentarias y metamórficasmás típicas.

Hemos reducido, deliberadamente, la introducción a la mineralogía óptica; suponemosque el alumno dispone de conocimientos previos suficientes de cristalografía y óptica. De-searíamos que esta obra ilusionase al lector al estudio de los eiementos de simetría cristali-na para comprender mejor la cristalografía y que el estudiante avanzase en el empleo de lastécnicas ópticas no desarolladas en ella, como es el caso de la luz convergente.

La mayoría de las fotografías de láminas delgadas han sido realizadas a pocos aumen-tos, para ilustrar las características de los rninerales constitutivos y sus relaciones mutuas,bien en luz.polarizada no analizada (LPNA) o en luz polarizada analizada (LPA) o, inclu-so, en ambos casos. Todas las fbtografías realizadas para este atlas son diapositivas de ior-mato 6 x 9 cm y se han tomado con un microscopio Zeiss Ultraphot.

AgradecimientosLa mayor"parte de las láminas delgadas empleadas para la re¿rlización de este ArLAS

procede de las colecciones docentes del Manchester University Geology Department y de-bemos agradecer a nuestros colegas su recolección a lo largo de muchos años. Eslamos es-pecialmente agradecidos a ¿rquellos que nos han proporcionado material adicional, en par-ticular a Giles Droop, Alistair Gray y John Wadsworth.

Colin Donaldson accedió amablemente a leer los dos primeros capítulos e hizo suge-rencias muy útiles acerca del texto. Los autores, de cualquier modo, son los únicos respon-sables de la elección de los t ipos de rocas y sus descripciones.

También deseamos plasmar nuestro agradecimiento a Carolyn Holloway por mecano-grafial el texto y por su paciencia durante todos nuestros cambios de ideas.

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IntroducciónAntes de iniciar eI estudio de los minerales y de las rocas al microscopio petrográfico,

comenzamos esta obra por un breve repaso de algunas de las características más básicas deun microscopio compuesto. Si una lupa con fuertes aumentos es comparable a un micros-copio simple (con una lente única), un microscopio compuesto consta, por el contrario, almenos de dos lentes; una de ellas produce una imagen real del objeto (objetivo) y la otraaumenta esta imagen (ocular); el ocular permite obtener fácilmente observaciones superio-res a 20 aumentos. Asumimos que las operaciones, sencillas, de enfoque, de calibrado de lailuminación y centrado de la platina pueden ser realizadas por el alumno. Además es nece-sario disponer de una colección de láminas delgadas con un espesor estándar de 0,03 mm.

Nuestro primer objetivo es ayudar al alumno a aprender a describir los mínerales. Trasunas horas de entrenamiento, el principiante podrá identificar algunos minerales y familia-rizarse, gracias a sus propiedades, con sus características más frecuentes observables al mi-croscopio. Si una o más propiedades observadas no corresponden al mineral supuesto, laidentificación se considera incorrecta y se debe comenzar de nuevo la identificación.

Las rocas están compuestas de asociaciones de minerales. Tras la determinación decada uno de los minerales, la identificación de una roca depende de la abundancia relativade sus minerales constitutivos y de su textura (v. una ampliación de este apartado en elApéndice 1l: análisis modal como base de las clasificaciones petrológicas). No hemos in-tentado introducir en este caso la petrogénesis (es decir, el estudio del origen de las rocas)sino, más bien, desarrollarlapetrografía (descripción de las rocas), pues es muy importan-te separar las observaciones de las hipótesis, siendo prioritaria la observación. No obstante,han de asumirse algunas hipótesis sencillas para el origen de las rocas previo a su clasifi-cación. Un resumen de la clasificación de rocas se presenta al incio de cada capítulo y ellector dispone de un compendio de dichas clasificaciones en los Apéndices 6 a 10.

Esta obra no pretende proporcionar una descripción petrográfica completa de todas lasrocas, pues esto sólo es posible mediante el estudio de un gran número de láminas delga-das con aumentos diversos.

N. del T. EI Apéndice I facilita la familiarización con los minerales de alteración más

frecuente a partír de los originales; los Apéndices 2 a 5 incluyen las denominaciones másactuales para algunos grupos de minerales (piroxenos, anfíboles y biotitas) o ayudan al es-tudio de algún caso concreto (serie de los granates); el Apéndice 12 ilustra los princípalestípos de tinción que facilitan la identificación de algunas especies minerales y, ademós,también pueden servir de base a la determínación de porcentajes de minerales por méto-dos automatizados; el Apéndíce 13 permite consultar la composición química de los mine-rales más comunes y ello es una ayuda poderosa para entender la composicíón química delas rocas que se expone en el Apéndice 15 y, por úhímo, el Apéndice 14 comprende una re-lación temátíca de las rocas más frecuentes cuyo fin es ayudar. a integrar las rocas estu-diadas en esta obra en un conjunto más amplío y, en consecuencia, disponer de una visíónde conjunto mós ríca. Estos Apéndices intentan ofrecer cierta autonomía al estudiante,pero no evitan la consuha conveniente de algunos de los manuales recomendados en la bi-bliografía temática.

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Capítulo I

Nlineralogía óptica

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El microscopio petrográficoEl nricloscopio petr'ogrírfico de polarizacitirr se distin-eue del rnicroscopio bioló-tico. rr-rís

fl'ecuente, porque estír equipaclo de una platina giratoria y dos filtnrs pnlarizadores. ur.lrr situu-do clcbajo de la platina (polalizador) y otro encirna de aquélla (analizador). Se puede conside-ral c¡ue la luz ordinaria estít lorrnada por ondas clue vibran en todas las direcciones, ntientr'¿rsqne la luz polarizada cstí constituida de ondas c¡r.re vibran en nn plano único oTrlzrrro dc polu-ria.ttt'itin. Los flltros polarizantes están fbmrackrs pot'uu¿l sust¿rnci¿r denominada polaloidc. [-ospolaroides se emplean en la fablicación de -tafirs solares y en algur.ros filtros fbto-sráf icos palaevitar krs leflejos deslurlblantes procedentes de superlicies lellect¿rntes. Los filtros polalizadr>res del mict'oscopio están clispuestos de tal firrma qr-rc las dilecciones dc polarización se¿u.t ntu-tLrar)rcnte perpendicullres y paralelas a krs hilos clel letículo dcl ocular'(situado detr¿'rs del lna-lizaclor). El filtro polarizaclol situado debajo de la platina se clenolnina polarizaclor y anrlizadorel colocackr ¡ru'encinra cle ésta. El analiz¡clor cstri cokrcaclo dc tal lirrrna que puecle sel clinri-nackr clcl tla¡,sc¡o cle ltis r¿ryos lurninosos (¡'u ¡rolarizados) y en estc citso 1a l¿hnlina ¡rocllii serestudiat la ert luz polarizucla no analiz¿tcla ( l-PNA). Cuando sc inscrt¿r el anal izador. lu l t inl inlclelglda sc observa en Iuz polurizacla anal izada ( l-PA). Cuando no hay ninguna lárnina soble Iaplatina clel nrict'oscopio, ttinguna lLrz deber-11 llcgar al o.jo del obscrvutlor. cuando krs polariza-cloros (¡rolarizaclol inf'erior v analizaclor su¡rerior) cstiin .cruzados a 90"". pues la luz polalizaclac¡t-tc ¡'rt'ocerle tlel polat'izaclor cs absolbida pol cl analizador sitr¡¿rdo u 9O' r'especto rl antclior'.

[ :n l l página izqLrierclu \e lcl le\¡ l tü un n] ier '() \L,rpio petrogl-í f ico b¿isico. Este ntodelo. dela lltu'ca conrelcial C¡rrl Zeiss. conc,'biclo para uso de los estLrclilntes. ofl'ccc todas Ias presta-ciol.lcs nccesarils pala el estL¡clio petloglirfico clc líuninas ciel-uadas cn luz tlansmitida. Al ladclde cacla pl l te signit icat iva sc incl ica una leyencla ¡rara laci l i tar ' la f i rnri l ial ización del estudiante.

Estc instrumcnto t iene Lrn portaobjet ivo gi latorio con cuatro ob.jct ivos de aurnentos di-f 'erentes: la t 'ot¿rción deI portaobjet ivo pcrnri te un cnmbio de aulncnto colocanclo cl ob.jct ivcren posicir in vert ical. direct¿rnrentc. encima de Lr lámina clel-uada. Los objet ivos se cl iscñanp¿lra ser parfbcales: cuanclo se cambia dc olr. jct ivo basta un ¡tequcño ajuste para situar elpunto exaeto cle observacir in.

El entirc¡ue del t-nicroscopio implica ajustal la distancia entrc cl ot-r. jet ivo y el oh.jelo cxa-tninado. Se obtiene rnodif icando 1¿i altura dc la plat ina y los ckrs nranclos de dicl ' ro control(torni l lo I l racrométrico pala ajuste cle distancias r layores y el rnicnrlrétr ico para cl ajr,rstef ino o dc peclueñas distancias) están situados. cn cste lrodelo, crr la parte inferior clcl braz<rde este nricroscopio.

l-i.r subplatina conrplencle. adenrás del polarizacltx'inf'erior'-giratorio-. un condensatlor 1'un dialiagnra del iris. Estos cc¡uipos perrritcn la obscrv¿rcirin de mine'r-ales con un haz lircrtc-mcnte convelgente de luz polar-izada (conrbinaci(ln del condensackrr y clel diafiagma dcl ilis),pero tanrhién con un haz de luz no convergentc (cs decir', lr.rz paralcln). El estudio dc urincla-

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Forma y hábito

les en luz convergente supera los objetivos de este manual. También se emplea el diafragmadel iris para disminuir la abertura o diámetro del haz luminoso en Ios casos siguientes:

. Para obtener un contraste mayor entre minerales con índices de refracción ligera-mente diferentes.

. Para observar Ia línea de Becke (v.pág. 20) y determinar los índices relativos de re-fracción de minerales próximos (y en contacto en la roca) o el índice de refracción de unmineral respecto al del medio donde aquél está incluido.

. También se puede emplear un microscopio biológico, menos caro que un microsco-pio polarizante, para estudiar láminas delgadas añadiendo dos polarizadores en el ffayectode la luz; el polarizador situado encima de la lámina delgada será aislado y reinsertado. Ha-bitualmente en un microscopio biológico Ia platina es fija (no giratoria) y en este caso esnecesario que el polarizador inferior sea giratorio:

. Para observar el pleocroísmo (es decir, el cambio de color de un mineral observadoen LPNA).

. Para medir los ánguios de extinción (v. pá9.26).

Descripción de mineralesPara identificar correctamente un mineral y describirlo, un estudiante debe ser capaz de:. Describir la forma de los cristales.. Observar su color y cualquier posible cambio de color (pleocroísmo) al girar la pla-

tina en LPNA.. Identificar la presencia de uno o varios tipos de exfoliaciones.. Reconocer las diferencias del índice de refracción de los minerales transparentes y

determinar cuál de los dos minerales vecinos tiene el índice de refracción más alto.. Observar e identificar los colores de interferencia enfiz polarizada analizada, e iden-

tificar el máximo color de interferencia para una especie mineral en la lámina estudiada.. Observar la relación entre la posición de extinción y cualquier exfoliación o indicios

de ésta en las caras del cristal.. Observar las maclas y las zonaciones de los cristales.Estas características se exponen con detalle en las páginas siguientes y se ilustran en

cada caso oportuno.

Forma y aspecto de los mineralesEn una ¡oca totalmente cristalizada es poco probable que todas las caras de cada uno de

Ios minerales estén bien formadas. oues interfieren mutuamente durante el crecimiento crista-

N. del T. Las casas comercíales Jttcilitttn, en la actuqlidad, equípos adaptados cL una variedad de presupuestoseconómicos y ello aconseja evítqr las adaptac¡ones de los mícroscopios biológtcos; ademós, debe ponderarse más lacalidad y características de las lenfes de los objetivos si se desean realizar observaciones eficaces. Las casas co-merciales oJrecen posibilülades amplías consíguiendo unas satísfactorias distancias del trabajo líbre 4istancía entre la porte más baja del objetívo y La parte mós aktt del cubreobjetos de vídrío al que se enfoca- y un poder de en-

foque en profwdidad distancia entre el límíte superíor e ínferior que es una función inversa de la abertura numé-ricq donde los objetivos con gran oberfura numérica, o d.e grandes auruentos, tienen dístanc¡ds de enJbque mós pe-queñas I víceversa 1t, por último, debe encontrarse una lente con correcciones de cromatismo y aberracíones.

N. del T. Una vez ítlenlificado óptícqmente cada mineraL es muy cLconsejable conocer su composición químíca,pues aporla ínformacíón sobre la composición de la roca <¡ríentctndo tqmbíén, en bastontes cqsos, a establecer lascondicíones de su formación; esta infomación se expone al descríbir los mineraLes y en el. Apéndíce I 3.

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1 Cristales idiomorfos de granate en una roca metamórfica (x 40)

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2 Cristales idiomorfos de nefelina en una roca ígnea (x i1).

Color y pleocroísmo

lino. En una roca ígnea, los primeros cristales formados tendrán, posiblemente, caras cristali-nas características, pues su crecimiento cristalino, de modo probable, se realizó libremente enun líquido. En algunas rocas metamórficas y sedimentarias, los cristales con caras bien forma-das fueron desarrollados presumiblemente en un medio sólido, pero con fluidos intersticiales.

Los cristales idiomorfos (o automorfos) tienen límites rectilíneos en lámina delgada que co-rresponden a secciones de las caras del cristal (1,2);los cristales alotriomorfos (o xenomorfos)carecen de límites rectilíneos netos;los cristales subidiomorfos (o subautomorfos) tienen algu-nos límites rectilíneos y otros curvos (o no asimilables a una cara cristalina recta bien definida).

En una roca magmática, los cristales grandes dispuestos en una matriz o en una pastade cristales mucho más pequeños sonfenocristales (3). En una roca metamórfica, los cris-tales grandes bastante similares se denominanporfidoblastos (4). En algunas rocas se des-conoce si los cristales grandes se han formado a partir de un magma eruptivo o durante unafase metamórfica posterior. En estos casos es prefe¡ible hablar de megacristales.

Para describir las formas cristalinas en lámina delgada se emplean los términos rectan-gular, cuadrado, hexagonal, en forma de diamante y redondeado, que son lo suficientemen-te explícitos.

El término hábito hace referencia a la fórma de los cristales observados en muestras ma-croscópicas o deducida del estudio de varias secciones con diferente orientación en lámina del-gada (es, por tanto, una observación en res dimensiones y no en dos, como la forma). Se em-plean los siguientes calificativos: acicular (en forma de aguja), prismtitico y tabular (5). Prismá-tico designa los cristales con dos dimensiones parecidas en dos direcciones y que p¡esentan unalargamiento en la tercera dimensión (6). Tabular califica los cristales aplanados según un plano.

Un mineral puede ser caracterizado por un hábito particular pero, en algunas rocas, unmineral puede adoptar dos aspectos distintos.

3 Fenocristales de olivino en una roca ígnea (x 9).

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4 Porfidoblastos de albita en una roca metamórfica (x l3).

5 Cristales en forma de aguja o aciculares de turmalina (x 48).

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Color y pleocroísmo

Muchos minerales, aunque coloreados en muestra de mano, pueden ser casi incolorosen lámina delgada. Algunos minerales comunes son fácilmente reconocibles por su color enlámina delgada; por ejemplo, la biotita habitualmente es parda (8). Algunos minerales sonopacos en lámina delgada y sus propiedades pueden ser estudiadas solamente con el mi-croscopio metalográfico de luz reflejada. Un mineral coloreado en lámina delgada puedemostrar un color diferente o variaciones de tonos en un color determinado cuando es gira-do mediante la platina del microscopio. Como los cristales en una roca están frecuente-mente dispuestos al azar y además cortados según direcciones diferentes en lámina delga-da, mostrarán, probablemente, colores diversos o matices de un color en lámina delgada. Elcolor de un mineral observado en LPNA se denomina color de absorción; e\ pleocroísmoes el fenómeno de variación del color en función de Ia orientación del cristal respecto alplano de polarización de la luz 17, 8.¡. Éste es un criterio de reconocimiento muy útil paraalgunos minerales.

Color y pleocroísmo

7 y 8 En 7, se aprecian los cristales verdeoliva de tu¡malina (silicato complejo de boro y aluminio)intercrecidos con biotita, de color amarillo pálido. En 8, tomada tras girar el polarizador 90", muchosde los cristales de turmalina, han cambiado de color y se observan ahora escasamente coloreados, y lamayor parte de los cristales de biotita se obse¡van ahora de colo¡ marrón intenso. La orientación delpolarizador es la indicada por la flecha de doble punta al margen de cada fotografía. El grado de va-riación de color de cada crisral depende de su orientación (x 16).

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6 Cristales prismáticos de sanidina (x 7)

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Exfoliación

Muchos minerales se fragmentan o se exfolian según planos determinados, cuyas posi-ciones están definidas por la estructura atómica de los minerales. Entre Ios planos de exfo-Iiación hay una unión atómica débil respecto a la existente en el interior de1 plano. La pre-sencia o ausencia de exfoliación y los ángulos formados por varias exfoliaciones (si exis-ten) pueden ser criterios de determinación.

Los cristales de mica se pueden separar con facilidad en varias láminas finas porque lasmicas tienen una exfoliación perfecta según un plano determinado. En los cristales cortadosen ángulo recto respecto al plano de exfoliación, las exfoliaciones se ven en lámina delga-da en forma de un conjunto de líneas oscuras paralelas rectilíneas; cuando el cristal está cor-tado casi paralelamente al plano de exfoliación, las exfoliaciones no son visibles. Algunosminerales tienen exfoliaciones paralelas según varios planos y el ángulo formado por dosfamilias de planos de exfoliación puede ser ca¡acterístico; así, en el grupo de los piroxenos,los dos planos de exfoliación forman un ángulo de 87" (casi 90") (9); en los anfíboles Iasexfoliaciones se cortan formando un ángulo de 124" (10). En lámina delgada, el ángulo for-mado entre dos exfoliaciones no se puede medir con precisión excepto si la lámina delga-da del mineral está cortada perpendicularmente (o casi) respecto a Ios dos planos de la ex-foliación. Las exfoliaciones suelen ser, con frecuencia, paralelas a las caras cristalinas aun-que esto no sucede siempre. En las fotografías 9 y L0, algunos de los límites cristalinos sonparalelos a los dos planos de exfoliación de piroxenos y anfíboles.

Exfoliación

9 Cristales de clinopiroxeno que muestran dos familias de planos de exfoliación con ánguloaproximado de 90'. Hay caras cristalinas paralelas a ambas familias de exfoliación (x 42).

10 Cristales de anfíbol con dos familias de planos de exfoliación que forman un ánguloaproximado de 120". En esta roca, las caras cristalinas paralelas a los planos de exfoliaciónno se aprecian tan claramente como en los piroxenos (x 70).

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rRelieve

Los minerales incoloros que tienen índices de ref¡acción similares y próximos al del me-dio de montaje (bálsamo de Canadá, Lakeside, etc.) no muestran límites definidos al ser ob-servádos al microscopio. Cuanto mayor es la diferencia entre el índice de refracción de un mi-neral y el del material que Ie rodea, mayor es su relieve (ll, l2). Cuando las variaciones delíndice de refracción son débiles, se necesita cerrar parcialmente el diafragma de la subplatinapara detectar las diferencias de relieve; si el microscopio no está equipado con dicha subpla-tina de diafragma, es difícil o, incluso, imposible detectar las variaciones de índices de re-fracción o evaluar el relieve (v. más adelante la discusión del método de la línea de Becke).

Los minerales tienen uno, dos o tres índices de refracción según cuál sea su simetría.Cuando se estudia un mineral en lámina delgada y mediante luz polarizada no analizada (ni-coles paralelos o LPNA), su relieve puede variar durante el giro de la platina del micros-copio, pues el índice de ref¡acción del mineral, que es comparable al del medio en el queestá incluida la roca (p. ej., Lakeside, etc.) puede cambiar. Algunos minerales tienen un ín-dice de refracción que cambia con intensidad y el cambio del relieve puede ser considera-ble; este fenómeno es característico de los minerales carbonatados ,13. l4).

N, del T. Esta varíacíón de relieve al girar la platína se denomina frecuentemente <pleocroísmo de relíeve" y,en cualquier caso, es un.fenómeno de obseruación frecuente eru los minerale,s con birrefringencia muy elevada.

Relieve

13 y 14 Estas dos fotografías muestran cristales de calcita en un mármol. La orientacióndel polarizador está indicada por la flecha de doble punta at margen de las fotografías; po-demos apreciar que el relieve de los cristales de calcita respecto a los cristales que los ro-dean varía con el cambio de orientación del potarizador (x 50).

14

11 Los cristales que tienen índices de refrac-ción mayores que el resto se aprecian en re-lieve sobre el fondo, que es fundamentalmen-te cuarzo. Los dos minerales que muestran unrel ieve muy marcado son cianita y granate:el mineral marrón es la biot i ta y presenta unrelieve moderado frente al cuarzo (x 8).

12 Los cristales alargados de esta fotografíason cristales de corindón (A1.O.). Su índice derefracción es mucho mayor que el del feldes-pato en el que están incluidos, por lo cual des-tacan con un relieve muy marcado (x 7).

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Til Línea de Becke

Para intcntar ic lent i f icar los minerales. por kr general . es rnuy út i l conoccl cuál dc dos rn i -

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ces diférentes estír marc¿do pol una línea brillante que se puede realzar mírs cerrando un poco

el diafiagnra cle la sr-rbplatina y nroclificando Lln poco el ajr-rste (debe usarse el nicl'ór.netro o

ajr-rste fino): csta línea brillante es llt línea dc IJctke. Si se levanta el tubo del microscopi() (nrr

realizable con los r.licl'osco¡-rios noclernos) o si se ba.ja la platina (-silanclo la mcclccilla clel rni-

cr'ómetro o clel a.jr-rste tino), se obsen'a c¡r-re [a línca c]e Beckc sc clcsplirza haci¿r el nrineral (o

cl nlatelial) qLlc ticnc cl ínclicc cle lcfiaccirin mayor: si se baja el tubo. o si se eleva la plati

na, c l icha l i rca sc dcsplaza hacia e l mineral con un íncl ice c le refracci t in r renor ' (15-17).

Cuanclo el l ími te entre c los rr inerales r lo es Llu¿l l ínea br i l lante s ino c lue con'csponde rr , rnu f ranj l tenue azul¿Lda y aniar i l lenta. esto indica qr-re los c los nr incralcs t icnen índices derefracción s imi la les: con ayuda c le una luz rnor.urc lornír t ica especí f icr e l observac' lor poclrá

deternrinar qué nlrneral ticnc cl irclice cle rel'raccirin rn¿ís elevaclo.

l5-17 La lúrcu le Becke: cn 15. la par-tc tlerechu de Ia fbto-lral'íl-r está ocLrpada por rnos pocos cristalcsdc moscovit¿t. rnientras que la parte izquicrcla corresponcie al udhesivo de la preparacirin. Esta tbtografíafuc tomadl con el analizackrr insertado. por-lo cual el adhesivo cle ll prep:rlaciiin se observa nesro ya qucse trata dc un material iscilrcpo (v. p/rg. 24). micntras que la moscovitn muestra colores de inter-fer-enciabrillanles. F,n las tcxografías l6 y l7 se ha extraído cl analizarkrr de la trayectoria Iunlinosa y el rrisrnocampo de inragcn puede apreciitlse en luz plancpolarizacla (LPNA). Para cor.nparal los índiccs cle rc-fl'¿rccirin de la rroscolit¿r y clel rdhesivo de ll preplracitin. es ncccsario desentbc¿u'el microscopio. En 16,el tubo del microscopio sc ha desplazado haci¿r Lura posición por dcbajo del punto cle enlot¡uc prcei\,r _\en 17. a l:r invelsa. se ha desplazado hacia unu posición ¡ror errcirra deJ punto de enfirrlue pleciso. I-a linca brillante (línea de Becl<e). que nrarca cl linitc cntre la nroscuvit¿ y el aclhcsivo de lu preplración. seobscrva clesplazacla htcia ei ¡Lclhesivo en l6 1' hacia la moscovit¿r en 17. Por taltto. la regla es: al ltlcer'nr¡rtr l¿t distrncia cntre kl prepllración y el oh.jetivo. la lúrea de Becke se desplaza hacia cl materiul cle¡r¡¿nr¡r ínclice de refi-accirin. y viceversa. En el cltst¡ rellresentado cn l6 y 17. se puecle obsen,ar clrrc. sc-gún csta rcgll, h rroscovita iicnc un índrcc dc refracción m¿y(n r¡lc cl adhcsivo de la preparaciiin (r 96).

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Birrefringencia

Aunque los valores de los índices de refracción sean criterios determinativos seguros,

resulta difícil medirlos con precisión, especialmente en aquellos minerales con tres índices

de refracción y cuando los índices superan el valor 1,70. Los mineralogistas miden el índi-

ce de refracción empleando líquidos con un índice de refracción conocido, pero esto no es

el caso frecuente, excepto si se trata de un mineral nuevo que requiere detetminar sus ca-

racterísticas físicas. Los minerales que tienen más de un índice de refracción poseen la pro-

piedad de Ia doble refracción. La birrefringencia es la medida cuantitativa de la doble re-

fracción; se define por la diferencia entre los índices de refracción máximo y mínimo de un

mismo mineral. La binefringencia puede medirse fácilmente y con muy buena precisión.

Cuando un haz de fuzpolaizada penetra en la mayoía de los cristales, éste se divide en

dos rayos con velocidades distintas; como consecuencia de su diferente velocidad al propagar-

se en. el cristal se genera una diferencia de fase (retraso) entre ambas ondas. A la salida del mi-

neral, los rayos luminosos fuera de fase interfieren entre sí y, observados en LPA (puesto el ana-

lizador), muesffan sts colores de ínterferencia. Estos colores son análogos a los observados allí

donde una delgada película de aceite descansa en una calzada o firme asfáltico humedecido.

Los colores de interf'erencia (o, dicho de otro modo, el retraso entre las dos ondas lumi-

nosas generadas) de un mineral en lámina delgada dependen, principalmente, de tres factores:. La birefringencia del mineral en la sección observada.. El espesor de la sección mineral.. La orientación de la sección del mineral.La segunda variable se elimina cortando las láminas un espesor estándar de 0,03 mm

(30 p). Para eliminar la tercera variable, se considera sólo el valor máximo del color de in-

terferencia y se obtiene el valor de la birrefringencia indicado en Ia figura 18. Esta escala

de birrefringencía recoge Ios colores de interferencia de una lámina con espesor estándar de

un mineral incoloro que coresponde al valor de su birrefringencia. Hemos indicado en or-

denadas la birrefringencia específica de los minerales usuales que describimos en este Atlas.

Los colores con birrefringencia baja son grises y blancos, y se sitúan arriba en la esca-

la; dicha escala se divide en órdenes. Los colores de los tres primeros órdenes son los in-

dicados en esta figura. T,os minerales usuales tienen valores de birrefringencia situados en

esta escala excepto los carbonatos cuya birrefringencia es de 0,18. Los colores de orden ele-

vado de los carbonatos se representan en la figura 63.

18 Escala de birrefringencia. Esta escala se obtiene fotografiando un cristal de cuarzo,

visto en LPA, tallado de forma que su espesor varía desde cero (parte superior de la figu-

ra) hasta aproximadamente 0,15 mm en el extremo inferior (este dispositivo se denomina

cuña de cuarzo). No se puede pulir una cuña de cuarzo como la descrita hasta un espesor

cero, puesto que dada la fragilidad de este mineral se produciría un exÍemo muy irregular.

Por este motivo, el color negro que representa la birrefringencia cero se obtiene añadiendo

una cantidad uniforme de birrefringencia a 1o largo de la cuña de cuarzo completa. Esta es-

cala muestra también la birrefringencia de algunos de los minerales más frecuentes.

N. del T. Este coso está ílustrado en Hutchison, 1971.

N. del T. Cqda orden representq una diJerencia de fase equivalente a una longitud de onda, es clecír, m mine-

rql con color de ínterferencia de tercer orden ha generatlo una tlíferencia de fase entre los rayos lumínosos que lo

han qtravesado, equivalente q mós de dos Longítudes de orula.

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Plagioclasa0.015

Cianita

Cordierita0.020

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Cloritoide Glaucofana Sillimanita

0.025

Hornblenda

0.030

Augita0'035 olivinomagnesiano(fosterita)

o o4o Anhidrita

0.045

o.o5o Moscovita

0.055

Olivino ferroso (fayalita)

23

. Un cristal de mineral puede presentar cualquier color de interferencia entre su color debirrefringencia máximo y el negro, que coresponde a una birrefringencia cero, según cuálsea la orientación del cristal. Para un mineral determinado en una lámina de espesor estián-dar sólo el color máximo tiene un valor diagnóstico y define la birrefringencia (19).

Algunos minerales en determinadas secciones presentan colores de interferencra que noestán representados en la escala de birrefringencia. Dichos tonos, azulados, amarillos o par-dos, se denominan anómalos. Si la birrefringencia de un mineral varía sensiblemente conla longitud de onda de la luz, algunos colores sufrirán una reducción en su intensidad y loscolores de interferencia resultantes serán anormales. Si el color de absorción de un minerales fuerte, puede afectar el color de interferencia y producir también un color anormal. A1-gunos minerales frecuentes, por ejemplo, la clorita (44), se caracterizan por sus colores deinterferencia anormal, 1o que puede facilitar su identificación.

Ya se ha descrito que los minerales pueden tener uno, dos o tres índices de refracción.Aquéllos con un único índice de refracción presentan una estmctura constituida por una dis-posición muy ordenada de átomos y la 1tz atraviesa el cristal con la misma velocidad, cual-quiera que sea la dirección de propagación. Estos minerales carecen de doble refracción yaparecen negros en LPA: son minerales isótropos

Algunas sustancias, como el vidrio y los líquidos, también son isótropas, pero por unmotivo distinto: como sus átomos se estructu¡an de forma desordenada, la luz 1os atraviesacon igual velocidad, cualquiera que sea su dirección. Las sustancias ernpleadas para adhe-rir las j¡astillas de rocá al portaobjetos (bálsamo de Canadá, Lakeside, etc.) para Ia confec-ción de las láminas delgadas son isótropas.

Los minerales con dos índices de refracción poseen una dirección única según la cualno hay doble refracción; Ios minerales con tres índices de refracción tienen dos direccionessegún las cuales no hay doble refracción y aparecen negros en LPA o nicoles cruzados (po-larizador y analizador insertados). En lámina delgada, la proporción de cristales que hansido cortados exactamente perpendiculares a una de estas direcciones es pequeña, pero sepueden estudiar estas secciones con ayuda de técnicas ópticas más complejas.

N. del T. La platína universal con 3 ejes es la técníca adecuatla para estudiar tales secciones y, ad.emás, mu-chas ofras propíedades ópticas con gran interés mineralógíco, como las maclas, exfoliaciones, ángulos 2V, etc. Unaexposíción clara de esta técnica se encuentra en J Fabríés, et al., 1982, y Bloss, 1970.

24

Birrefringencia

19 Esta fotografía corresponde a una roca compuesta por numerosos cristales del mismominerai, que presentan todo el espectro de colores de interferencia al ser observados enLPA. Unos pocos cristales muesÍan colores de interferencia blancos o grises de primer or-den; el cristal grande a la izquierda del centro de la fotografía presenta un color rojo de pri-mer orden. El cristal situado justamente debajo del centro de la imagen muestra un colorazul y debajo de éste, otro cristal presenta un color de interferencia verde, que puede co-rresponder a un verde de tercer orden. La birrefringencia de este mineral, si nos basamosen el color de orden máximo observado, está en torno a 0,040, siempre que la sección seade espesor correcto. La roca es una dunita, tipo de roca monomineral, constituida casi ex-clusivamente por olivino (x 11).

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25

Angulos de extinción

Angulos de extinción

El color de birrefringencia de cada mineral de una lámina delgada observado en LPA(nicoles cruzados) cambia de intensidad al girar la platina; la intensidad llega a ser nulacada 90" durante una rotación completa (es decir, el observador ve dicho cristal negro o, 1oque es 1o mismo, no llega luz al observador a través de dicho cristal). Se denominan po.si-t'i¿¡ne.s de e.xtínción de un cristal aquelias posiciones donde dicho cristal no deja pasar la luz(está extinguido o en extinción). El ángulo tle extínción de un cristal es el ángulo fbrmadoentre la posición de extinción y una dirección bien definida de dicho cristal: tiene un valorinf'erior a 45" (a veces, muy pocas, se indica el valor complementario). El ángulo de extin-ción de una orientación determinada del cristal o el ángulo máximo de extinción obtenidopor medidas en numerosos cristales de igual especie mineral puede ser empleado como cri-terio de identificación. En las fbtografías 20-22 se ilustra un método para medir el ángulode extinción.

La lámina delgada debe estar centrada y fijada a la platina por unas varillas metálicas;se extrae el analizador (esta condición no es estrictamente necesaria) y se dispone paralela-mente a uno de los hilos del retículo del ocular, bien una arista rectilínea (sería el caso deuna cara cristalina) o una direcci(rn de exfoliación, y se lee la posición angular así adopta-d¿i en el borde externo graduado de la platina. A continuación se inserta el analizador y segira la platina, lentamente hasta alcanzar una posición de extinción y se lee en valor nuevoen la escala angular de la platina. La diferencia entre las dos lecturas indica el ángulo deextinción del mineral. Si este ángulo es cero, el cristal fiene extinción rer:/a; cualquier otrovalor corresponde a una ertincion oblicua. La posición de extinción que coresponde a labisectriz del ángulo formado por dos direcciones de exfoliación se denomina extinción si-nútrica.

20-22 La mayor parte del campo de imagen la ocupa un cristal de cianita, uno de los sis-temas de exfbliación se ha situado paralelamente a la longitud de la fotografía 20. El colorde interferencia mostrado por la cianita es un amarillo pálido de primer orden. En 21, la pla-tina del microscopio ha sido girada unos 15", el color de interf'erencia se vuelve menos in-tenso. En 22, laplatina del microscopio ha sido girada 30" y en esta posición el mineral seobserva completamente negro, es decir, se encuentra en la posición de extinción y soia-mente las inclusiones de otros minerales muestran colores de inte¡ferencia. En esta orienta-ci(rn, el ángulo de extinción de la cianita es de 30", valor que es característico de este mi-neral cuando se mide respecto a la exfol iación mostrada en 20 (pianos 100 o 010) (x 38).

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21

Maclas y zonación

Muchos minerales fblman maclas. Un cristal con maclas está constituido por individuos(dos o más) de igual especie mineral cuyas orientaciones cristalográficas están relacionadas

con un elemento simple, por ejemplo, con una rotación de l80" en torno a uno de los ejes

cristalográficos, o con una reflexión en un plano del cristal (23). Cuando la macla se repi-

te varias veces, los cristales presentan tna macla poLisintética o múltiple; en este caso, las

láminas o cristales alternos muestran la misma orientación.Los minerales formadores de rocas más frecuentes en la corteza terrestre son los f'el-

despatos y algunos tipos de maclas son características de los dif'erentes feldespatos- I-os fel-

despatos cálcico-sódicos -plagioclasas- presentan casi invariablemente maclas polisinté-

ticas y una estimación de la relación Na./Ca puede deducirse, en general, mediante la medi-

da del ángulo de extinción o del ángulo máximo de extinción según la orientación del cris-

tal. En el capítulo segundo describimos un método para deterrninar Ia relación Na/Ca de las

plagioclasas a partir de medidas del ángulo de extinción en cristales maclados.

23 Maclado. Esta fotografía, tomada en LPA -nicoles cruzados-, muestra varios cristales de piro-

xeno. Algunos de ellos presentan una línea divisoria y su color de interferencia es diferente a uno y

otro lado de dicha línea: esto es debido al maclado (la 1ínea que observamos es una sección del plano

de macla). Si el cristal consta sólo de dos individuos separados por el plano de macla, se dice que pre-

senta maclado simple. Muy frecuentemente, dos orientaciones diferentes de la red de un mismo mine-

ral se encuentran entrecrecidas, de modo que láminas alternas presentan diferente color de interferen-

cia (p. ej., en el cristal en posición vertical a la derecha del centro de la imagen) (x l6).

28

Maclas y zonación

24 y 25 hnacíón. Estas fbtografías muestran un fenocristal de plagioclasa en una lava. La zonamás intema, denominada comúnmente núcleo, incluye pequeños cristales de otros minerales.Está rodeada, a su vez, por una seglrnda zona (zona intermedia), caracterizada por una elevadaconcent¡ación de numerosas inclusiones n-ruy pequeñas. Finalmente, la zona más extema (bor-de) muestra numerosas subzonas o bandeados, ya que algunas de estas bandas se encuentran máspróximas a su posición de extinción que offas. Cabe señalar que el zonado que se aprecia por di-ferencia en el ángulo de extinción sólo se puede apreciar, como es obvio, en LPA (25) (x l5).

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La zonación es el término empleado para describir los cambios composicionales que seproducen entre el núcleo y la periferia de un cristal. Se puede apreciar de diversas rnaneras,por ejemplo, por un cambio de birrefringencia (24), por una variación del ángulo de extin-ción (25) o por un cambio del color de absorción entre las partes internas y externas delcristal. La zonación indica, habitualmente, un cambio en la composición del cristal que co-rresponde al hecho de que el fluido a partir del cual se desarrolia el cristal también cambiade composición. Muchos minerales no tienen una composición química fija, sino que per-

tenecen a las denominadas s¿ri¿.s de sr¡lución s¿jlidas', cuando un cristal crece, su capa ex-terna no tiene igual composición que aquella (más interna al cristal) sobre la cual se ha de-sarrollado; esto conduce normalmente a un cambio de sus propiedades ópticas que pueden

ser detectadas con facilidad, excepto si las diferencias composicionales son muy débilcs.

Alteración

La alteración es una característica habitual en muchos minerales. Los minerales fie-cuentes en rocas cristalizan a temperaturas relativamente elevadas, pero cuando se enfiíanpueden ser parcialmente reemplazados por otros minerales estables a temperaturas más ba-jas. La alteración de minerales primarios puede producirse en cualquier momento de la his-toria de la roca. Los productos de alteración son, por lo general, de grano demasiado flnopara ser identificados ópticamente. Sin embargo,'el hecho de observar unos minerales alte-rados y otros no puecle ser un criterio de reconocimiento importante. Por ejemplo, en los se-dimentos que contienen cuarzo y f'eldespatos, estos últimos se distinguen con gran f'acilidaddebido a su alteración (113, 114). N del T. En el Apéndice I se indican los minerales dealferación tnris l ret ttetttes.

Capítulo 2

Minerales

Uno de los primeros conocimientos que un estudiante de geología debe aprender es ladiferencia entre una roca y un mineral. Los müterales son compuestos químicos inorgáni-cos naturales que poseen estructuras cristalinas definidas. Las rr¡cas, excepto las compues-tas esencialmente de vidrio, son agregados cristalinos. Si los cristales son de tamaño bas-tante grande y tienen un color específico se los puede identificar, de fbrma frecuente, a sim-ple vista en una muestra macroscópica o con una lupa sencilla. Así, en el granito, es fácildistinguir uno o, a veces, dos tipos de feldespatos (alcalino y plagioclasa), una mica (mos-covita o biotita, o ambas) y el cuarzo. EI conocimiento de los minerales componentes deuna roca es una etapa previa a su identificación y descripción; en-este sentido, describimosen este capítulo los minerales más frecuentes.

Aunque hemos definido un mineral como un compuesto químico, el término compues-/o se emplea en este caso en un sentido distinto al de la química. para un químico, un com-puesto tiene, de manera habitual, una composición determinada que puede ser expresaclapor una fórmula química. Los minerales frecuentes, salvo álgunas excepciones, rara vez po-seen una composición simple. Algunos minerales son, teóricamente, compuestos puros: porejemplo, el cuarzo está formado por SiO, casi puro; la cianita, la andalucita y la sillimani-ta tienen la misma fórmula (Alrsio.) y solamente contienen cantidades muy pequeñas deotros eiementos. Los minerales silicatados tienen, como regla general, una composición quí-mrca muy compleja y casi todos forman soluciones sólidas; es decir, que algunos elemen-tos químicos pueden susti tuir a otros en su eslructura. Así. en los minerales ferromagnesia-nos, el magnesio y el hieno son intercambiables, es decir. que cada uno puede ocupar de-terminados lugares en su fórmula atómica; en los feldespatos alcalinos, el sodio y el pota-sio son también intercambiables. La hornblenda, mineral frecuente, tiene composicionesquímicas variables, dentro del grupo mineral de los anfíboles y presenta diversas posibili-dades de sustitución de elemenros químicos en su fórmula cristalina.

En este capítulo sólo hemos considerado aquellos minerales frecuentes que se necesitanpara identificar la mayoría de las rocas ígneas y sedimenta¡ias. (Algunos minerales son es-pecíficos de rocas metamórficas y los más clásicos se ilustrarán en el capítulo 5.) Se indi-can las fórmulas químicas; algunas de ellas se han simplificado y se indican entre parénte-sis las principales sustituciones químicas. Así, en el caso del olivino, la composición pue-de variar entre dos términos extremos, Mg,Sio, (polo magnesiano) y FerSio. (polo fenoso).

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Olivino

Olivino (Mg,Fe),SiOoEl olivino es el nombre de una serie de solución sólida que varía entre la forsterita

(Mg,SiO.) y la fayalita (Fe.SiO*). Se identifica en lámina delgada por Su relieve fuerte y subirrefringencia elevada y también porque rara vez presenta una buena exfoliación sino, másbien, fracturas irregulares. En 26 y 27 se observan fenocristales de olivino en una matrizmicrolítica que contiene cristales pequeños de color pardo pálido de piroxeno y pequeñoscristales prismáicos de plagioclasa (v. las maclas) de color gris o blanco. Los cristales in-dividuales de olivino muestran, según la orientación del corte de los cristales, colores deinterferencia de primer, segundo o tercer orden. La zonación de los cristales mayores de oli-vino está marcáda por el colol de interferencia del sector central que difiere del presente ensu periferia donde posee una composición química ligeramente diferente y más rica en hie-rro (y con mayor bilrefringencia).

El olivino es un componente frecuente de las rocas ígneas básicas; en LPNA habitual-mente está acompañado del piroxeno pardo y se presenta casi incoloro o ligeramente ver-doso respecto al piroxeno (26). En las calizas metamórficas se observa la forsterita casi purae incolora en lámina delgada.

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26 Fenocristales de olivino, vistos en LpNA (x 9).

27 Fenocristales de olivino, vistos en LpA (x 9).

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Ortopiroxeno (Mg,Fe) SiO,La composición química de esta serie mineral puede ser comparada a la de los olivinos,

pues es una serie silicatada de hierro-magnesio con una solución sólida completa compren-dida entre un polo magnesiano (MgSiO,) y un polo ferroso (FeSiO.); los ortopiroxenos tie-nen, sin embargo, algo más de SiO, que los olivinos.

La fotografía 28 se ha tomado en LPNA girando después 90" el polarizador para tomarla fotografía 29. Los cristales coloreados son ortopiroxenos y el resto del campo de la fo-tografía está ocupado por feldespatos alcalinos, plagioclasas y cuarzo. Los cristales de or-topiroxeno presentan, en su mayor parte, una coloración verdosa en una fotografía y rosá-cea en Ia otra fotografía. Este pleocroísmo, variando del rosa al verde, es un criterio útil quepermite detectar la presencia de ortopiroxeno, pero, desgraciadamente, no siempre es visi-ble. Algunos cristales presentan exfoliaciones, aunque también se ven fracturas irregulares.En la fotografía 30, tomada con LPA, Ios colores de interferencia pertenecen al primer or-den, lo que indica la birrefringencia baja de este mineral. Los cristales de ortopiroxeno pre-sentan una extinción recta en todas las secciones con una única exfoliación, al contrario delo que sucede en los clinopiroxenos donde, para algunas secciones, la extinción es oblicua.

28 Ortopiroxeno, visto en LPNA (x 15).

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Ortopiroxeno

29 El mismo campo de imagen que en 2g; er polarizador ha sido rotado 90" (x r5).

30 Ortopiroxeno, visto en LpA (x 15)

35

Clinopiroxeno

Clinopiroxeno Ca(lVIg,Fe) SirO6Bajo un punto de vista químico, los clinopiroxenos más frecuentes difieren de los orto-

piroxenos por la presencia de calcio como elemento esencial en su estn¡ctura. Las compo-siciones de los clinopiroxenos de las rocas ígneas básicas e intermedias corresponden, apro-ximadamente, al mineral denominado augita.

En las fotografías 31 y 32 se distinguen grandes fenocristales pardos de augita en unamatriz con microcristales de augita, olivino y plagioclasa. En el ángulo inferior derecho dela fotografía en LPNA (31) se observa una zonación en el cristal de augita, de forma másneta que en LPA (32). Los dos cristales de mayores dimensiones presentan maclas simples:en algunas rocas, las maclas simples son muy frecuentes en las augitas. En estas dos foto-grafías no están presentes, de forma neta, las exfoliaciones características de la augita (87').

La birrefringencia de la augita puede alcanzar como máximo a colores de interferencia dela parte superior del segundo orden (rojos-violetas). El cristal grande maclado, próximo alborde izquierdo de las fotografías, muestra colores bajos de primer orden debido a la orien-tación del corte en dicho cristal.

Algunos clinopiroxenos pueden presentar color verde en LPNA: esto puede indicar que

el mineral y la roca que lo contiene son ricos en álcalis (Na y K).

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31 Fenocristales de clinopiroxeno, vistos en LpNA (x g).

32 Fenocristales de clinopiroxeno, vistos en LpA (x g).

Entrecrecimiento de dos piroxenos

Entrecrecimiento de dos piroxenosLa fotografía 33 muestra una lámina delgada de roca con plagioclasa y dos ptroxenos en-

trecrecidos. En cada cuadrante se observan cristales, casi negros o extinguidos, que contie-

nen lamelas coloreadas en LPA. El cristal huésped (casi en extinción) es un oftoplroxeno y

las lamelas son de clinopiroxeno. Los otros cristales, coloreados en azul o en rojo en LPA'

son clinopiroxenos; también contienen lamelas, en este caso, de ortopiroxeno. Estos tipos de

entrecrecimientos pueden ser comparables a los de los feldespatos alcalinos (v. pág. 50)'

33 Entrecrecimiento de dos piroxenos, visto en LPA e24\.

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Anfíbol NaCar(M8,Fe)o Al3Si6O2r(OH'F)'

El grupo de los anfíboles consta de numerosas soluciones sólidas diferentes; todas ellas

denen éstructuras cristalinas similares a pesal de los diversos tipos posibles de sustitución

química. Los colores de los anfíboles son muy variados en lámina delgada y todos ellos son

pleocroicos en mayot o menor grado. Las hornblendas son los anfíboles más frecuentes en

roca, ígn"as; la fóimula indicada arriba puede corresponder a ttna hornblenda, pero la fór-

mula general de los anfíboles es más compleja para sel explicada en detalle en este caso

(v. una ampliación en eI Apéndice 3).'

Los fenocristales pardos de las fotografías 34 y 35 (lámina delgada de una roca volcá-

nica) muestran colorei pleocroicos en los tonos paldos que son frecuentes en las hornblen-

das. La mayoría de los c¡istales presentan, al menos, una exfoliación (en secciones basales,

las 2 exfoliaciones forman un ángulo de 124'; v. ejemplo en 10) y los bordes negros se de-

ben a la formación de óxido de hierro (por oxidación). Los colores de irrterferencia (36) es-

tán algo modificados por los colores de absorción; el color de birrefringencia máximo de la

hornblenda parda es de segundo orden.

Otros ejemplos de anfíboles aparecen en los capítulos 3 y 5'

34 Fenocristales de anfíbol, vistos en LPNA (x 20).

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Anfíbol

35 Fenocristales de anfíbol, vistos en LPNA. El polarizador se ha girado 90" respecto a 34para mostrar el pleocroísmo. (x 20).

36 Fenocristales de anfíbol, vistos en LPA (x 20).

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Biotita K(Mg,Fe)3AlSi3O,o(OH,F),En las rocas son frecuentes dos variedades de micas: la moscovita, incolora, y la bioti-

ta, parda. La biotita es, en la sección ilustrada en este ejemplo, el mineral con color de ab-sorción pardo. La fórmula indica la sustitución, frecuente, del hierro en vez del magnesio;sólo el término rico en magnesio, casi puro (flogopita) es muy poco coloreado. La biotitatiene una exfoliación perfecta y se exfolia con facilidad en delgadas láminas flexibles. Enlámina delgada, esta exfoliación puede observarse con facilidad y su pleocroísmo mani-fiesto se muestra en las fotografías 37 y 38. El color de absorción más intenso se obser-vacuando la exfoliación es paralela al polarizador; en la fotografía 37 el polarizador es para-lelo al lado corto de la fotografía, mientras que en Ia fotografía 38 es paralelo al lado largode ésta.

Los colores de interferencia de la biotita están influidos por su color fuerte de absor-ción; por este motivo la birrefringencia no se puede estimar con facilidad. A veces puedeparecer difíci1 distinguir 1a biotita (extinción recta) y la hornblenda (extinción oblicua), perocuando la biotita está próxima a su extinción (recta) adquiere frecuentemente un aspectomoteado muy característico. Este efecto puede observarse en uno o dos cristales de la foto-grafía 39 tomada en LPA. Las biotitas presentan coloración verde en algunas ocasiones,pero se distinguen con facilidad de las cloritas verdes (44) que tienen una birrefringenciadéb1l. (Una ampliación de su composición aparece en el Apéndice 4.)

37 Biotita, vista en LPNA (x 20)

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Biotita

38 Biotita, vista en LPNA; el polarizador se ha girado 90" respecto a 37 para mostrar elpleocroísmo (x 20).

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39 Biotita, tal y como se obsetva en LPA (x 20)

Moscovita

Moscovita KAI3Si.O,'(OH,F),La diferencia de composición química enÍe la moscovita y la biotita, tal y como se pue-

de deducir de sus respectivas fórmulas, es que 1a primera no tiene hier¡o ni magnesio en suestructura atómica; de ahí que sea incolora en muestra macroscópica (de visu) y en láminadelgada. Tiene una exfoliación perfecta que puede observarse en algunos cristales de la fo-tografía 40 tomados en LPNA. En el campo de esta fotografía, además de la moscovita in-colora, se observan algunos c¡istales de biotita (parda) y otros cristales con relieve muyfuerte que corresponden a la cianita (Al,SiOr).

Los colores brillantes de birrefringencia son bien visibles en la fotografía 41 tomada enLPA, y hacen difícil, junto a su extinción recta, confundir la moscovita con otros minera-les. Esta fotografía es un detalle de la misma lámina delgada (170 y 171) empleada parailustrar un sneis con cianita.

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40 Moscovita, vista en LPNA (x 16).

4l Moscovita, tal y como se observa en LPA (x 16).

Clorita

Clorita (Mg, Fe, Al)u(Si, AI)4O,'(OH),La clorita es el mineral verde visible en la fotografía 42; este color verde dio inicial-

mente nombre a este mineral (chloros, en griego, significa amarillo verdoso). En la foto-grafía 43 el polarizador ha sido girado 90" y muchos cristales, verdes en 42, aparecen aho-ra con un color amarillo pajizo pálido; este pleocroísmo es característico de la clorita. Elmineral incoloro en las fotografías 42 y 41,es la moscovita. Al igual que las micas, Ia clo-rita presenta una buena exfoliación.

La birrefringencia de la clorita es menor que la de las micas; las cloritas muestran confrecuencia colores de interferencia anormales (v. pá9. 24); es decir, colores que no apare-cen en la escala de birrefringencia (18), habitualmente el pardo o el azul (el tono pardo esbien visible en 44 tomada en LPA).

42 Clo¡ita, vista en -LPNA

(x 46)

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43 clorita, vista en LPNA. El polarizador ha sido girado 90" respecto a 42 (x 46)

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o44 Clorita, tal y como se observa en LpA (x 46).

47

Cuarzo

Cuarzo SiO,El cuarzo es uno de los minerales más frecuentes en las rocas. Es uno de los princiia-

les componentes de los granitos, de las areniscas y de muchas rocas metamórficas. Estácompuesto por SiO, casi puro.

En lámina delgada, en LPNA, se 1o reconoce por su aspecto siempre límpido e inalte-rado; carece de exfoliación. En LPA presenta colores de birrefringencia grises o blancos.Como el cuarzo es un mineral muy frecuente en las rocas, se emplea, al igual que los fel-despatos, para evaluar el espesor de una lámina; cuando su color de birrefringencia es ama-rillo, significa que la lámina es ligeramente gruesa (supera el valor estándar de 30 ¡t).

En las fotografías 45 y 46 los cristales de cuarzo y feldespato son grandes y se dispo-nen en una matriz de cristales de grano fino. El cristal situado aniba y a la derecha de lafotografía es un feldespato muy alterado y los cristales límpidos son de cuarzo. En esteejemplo, el cuarzo a veces tiene límites rectilíneos, pero sus indentaciones indican que elcristal ha incorporado, durante su crecimiento, algo de1 líquido silicatado que ha formadomás tarde la mafriz de la roca.

Las fotografías 47 y 48 representan una lámina delgada de un granito; el centro de lasfotografías está ocupado, sobre todo, por cuarzo. En la periferia se distinguen algunos cris-tales de biotita (parda) y feldespato; la alteración del feldespato es perceptible en LPNA yLPA. En LPA, los cristales de cuarzo situados en el centro están casi extinguidos aunqueesta extinción no es uniforme. Esta extinción, denominada ondulante indica que la roca hasido sometida a esfuerzos compresivos y es un carácter muy frecuente en muchos cuarzosde rocas ísneas. sedimentarias v metamórficas. 45 Cristales de cuarzo y f'elilespato alcali_

no, vlstos en LPNA (x 7).46 Cristales de cua¡zo y feldespato alcali_no, vistos en LpA (x 7).

48 Cuarzo en granito, visto en LpA (x 7).

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Cuarzo en granito, visto en LPNA (x 7).

49

Feldespato

FeldespatosI-os f'eldespatos son los minerales más fiecuentes ed las rocas de la corteza terrestre y

comprenden dos series: los f'eldespatos rtlcalittos cuyas composiciones varían entre la de la

ortosa (KAlSi.O,) y la albita (NaAlsi.o,), y los feldespatos plagioclosns, que fbrman una

serie continua cuya composición varía entre la albita (NaAlSi.O*) y la anortita (CaAl,Si,O').

Ccrmo la albita forrna el término finalo ¡tolo de las dos series, las composiciones de los f'el-

despatos pueden represeritarse por un triángr.rlo cuyos ángulos son tres polos indicados por

las abreviaturas Or (ortosa), Ab (albita) y An (anortita) (49).

La serie de las plagioclasas comprende 6 términos con las composiciones siguientes:

Todos las f-eldespatos tienen un relieve y una birretiingencia bast¿ultc baj.s; asi pues,se los puede reconocer por sus colores de birrefiingencia, gris o blanco; las plagioclasaspróximas a la anortita presentan un color amarillento en una lámina con espesor n.rmal.casi todos los f'eldespatos tienen dos buenas exfbliaciones y, en algunas láminas, puedenaparecer perpendiculares. En las muestras macroscópicas, con una lupa, la presencia de laexfoliación permite distinguir al feldespato del cuarzo, pues este último carece de dicha ex-fol iación' Muchas plagioclasas presentan maclas múlt iples, pol isintét icas, con lanrelas que,frecLrentemente, pueden ser observadas con la lupa en las rocas granudas de grano grueso,en ntueslr i l de mano.

49 Diagrama triangular que muestra la composición de los feldes-patos alcalinos y plagioclasas, según las proporciones de los tres po_los: anorrita (An), albita (Ab) y orrosa (Or).

Albita:Oligoclasa:Andesina:Labradorita:Bytownita:Anortita:

0-10 7o Anl0-30 7o An30-50 7o An50-'70 a/o AniO-90 % An90-100 a/o An

49

La composición de las plagioclasas se indica habitualmente según el porcentaje de los po-

ios antes indicados (Ab-An); por ejemplo, An,,.Ab.., o simplemente An,,.. Todas las plagio-

clasas contienen una cantidad pequeña de feldespato potásico (habitualmente menos del 5 7o)

y torlos los f'eldespatos alcalinos contienen un poco de f'eldespato cálcico (rrenos del 5 o/c); así,

en 49, las composiciones se indican en una banda triangular mejor que en ttn segmento.

En la serie de los feldespatos alcalinos (con abundante proporción de potasio, 49), so-

lamente se han definido nombres específicos para los términos finales, pues es difícil de-

terminar (según criterios ópticos) las composiciones de los términos intermedios. Ademíts,

estos últimos suelen presentar desmezcla a baja temperatura (la solución sólida en estos tér-

minos intermedios es estable sólo a alta temperatura), generando entrecrecimientos de dos

feldespatos, las pertitas (53) o micropertitcts, según cuál sea la dimensión de estos entre-

crecimientos.La presencia de feldespatos es esencial para clasificar las rocas ígneas; así pttes, es de-

seable determinarlos y también sus proporciones relativas. Cuando una plagioclasa se iden-

tifica, es útil determinar su composición según criterios ópticos. En las rocas metamórficas,

la composición de las plagioclasas puede indicar el grado de metamorfismo.

El adhesivo empleado para preparar las láminas delgadas tiene un índice de refiacción

próximo a 1,54. La albita y otros feldespatos alcalinos tienen índices de refraccitin inf'erio-

res a este valor. La oligoclasa tiene índices próximos a 1,54, pero las plagioclasas más Ii-

cas en calcio tienen índices de refracción más altos. Así pues, examinando el borde de la

lámina, o los huecos de la lámina, cuando un f'eldespato está contiguo al adhesivo de la pre-

paración, podemos emplear el método de la línea de Becke (v. pá9. 20) para deterrninar, se-

gún los índices de refracción, si se trata cle una plagioclasa o de un f'eldespato alcalino.

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Serie de los feldespatos alcal inos

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Sanidina

Sanidina (K, Na)AlSi.O,Los feldespatos sódico-potásicos forman una serie de solución sólida a temperaturas

elevadas, pero a temperaturas'inf'eriores a los 700 oC, tienden a separarse -decmezclarse-

en unidades, de dimensiones variables, con composiciones que corresponden a los términosextremos de la serie, es decir, ricas en potasio (Or) y en sodio (Ab), generando pertitas ensus diferentes variedades.

Los feldespatos alcalinos de rocas volcánicas son, habitualmente, sanidinas; las fbto-grafías 50 y 51 muestran cristales prismáticos de sanidina en una pasta microlítica. Laorientación preferente de los cristales sugiere que han sido transportados en un magma to-davía fluido previo a su solidificación. Los cristales presentan cierta altelación y, de mane-ra fi'ecuente, una macla simple. El hábito prismático, así como la macla simpie son carac-terísticos de Ia sanidina. No es fácil determinar la composición de un feldespato alcalino se-gún criterios ópticos; no obstante, las sanidinas ricas en potasio son más frecuentes que lassanidinas r icas en sodio.

La ofiosa es un feldespato potásico no maclado, o con una macla simple, común en lasrocas graníticas. Como no se puede distinguir con f'acilidad la ortosa de la sanidina se tien-de a restringir el uso del término ortr¡stt al. polo potásico de la serie de los f'eldespatos al-cal inos.

50 Cristales prismáticos cle sanidina, vistos en LpNA (x l3),

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5l Cristales prismáticos de sanidina, vistos en LpA (x I3).

53

Microclina

Microclina KAlSi3O8Respecto a la sanidina, cuya fórmula química implica la existencia de sustitución de po-

tasio por sodio, la fórmula de la microclina indica que se trata de un mineral potásico' con

muy poco sodio.En la fotografía52,la microclina ocupa la mayor parte del campo visual. Su macla cua-

dr.icular, en parrilla -<¡¡¿sl¿ de tartán>-, es muy característica y, normalmente, basta

para identificarla. No hemos incluido la fotografía en LPNA cuyo único interés será mos-

iral su relieve'bajo. Entre l0 y 25 mm debajo del borde superior de la fotografía en LPA

se ve rrn entrecrecintiento de cuarzo y plagioclasa que se denomina mirmequita.

En la fotggrafía 53 se observa una pertita en la microclina. Las pertitas, con forma de

r.cnillas orientadas subdiagtrnalmente. están formadas de albita (NaAlSi.O*) y las partes con

aspecto dc re.jilla son tle nricroclina (KAlSi.Or). Probablemente, este cristal se formó en so-

I¡cirin sóli¿r ¡, l9s dos rninerales (albita y microclina) se han separado (desmezcla a baja

terrperatura), con posterioridad, para fbrmar esta interyenetración pefiítica'

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52 Microclina, vista en LPA (x 16).

53 Pertita en microclina, vista en LPA (x 40)

Plagioclasa

Plagioclasa NaAlSi.,Or- CaAl2SirO,Los f 'eldespatos del grupo cle las plagiocl¡ ls¿rs rnuestran casi siempre maclas múlt iples

polisintét icas, que se aprecian couro bandas alternas oscr- l l 'as y claras en los cl istales obser-vadcrs con nicoles cruzados. La rnacla pol isintét ica más l l 'ecuente (no la única) esla ntucla¿le ler all'¡itu'. en este caso, las larnelas se disponen paralelamente a r"rn¿r exlbliación per'lec-ta. Las fbtografías 54-56 i lustran un cristal de plagioclasa maclado; en un¿r de el las se vebuena exfoliación dispuesta paralclamente a lns bordes cle la fotografía 54; los nicoles (po-

larizadoles) estírn cruzaclos y dispuestos paralelarnente a los bordes de las firtografías. Larotación de la plat ina del microscopio en una direccit in provoc¿l la ext inción de un ct 'njun-kr de lamelas (cristales). La rcfaci(rn en dirccción opuesta provoc¿l la ext incir in del otro con-

. junto complementario de l¿rmelas. En la macla de ley albita, algunas lamelas son imigcnesespeculares de las larlelas adyacentes (sin tener, necesat ' iamente. igr-ral anchura) aunque elírn-vulo de extinción en una dilección sea exactamente igual al de la otra dilccción cu¿rncloel cristal estír cortaclo perpendicr-rlarmente a la exfbliaci(rn. Si el corte no es exactamenteperpendicular a la exl ir l iación, los írngulos cle extinci(rn. a ambos lados. sólo dif ieren entresí algunos ,uraclos: en este caso se loma srr valor prornedio. Se del'ine así cl áttgulo de c.t-¡ in t i t i t t t l t ' Iu t r t aon( t . t iu tL ' t r i c t t .

54 Pla-uioclasa rnaclacla. visia en LPA (x l6)

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55 Plagioclasa rraclada. visra en LPA (x l6).

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56 Plagioclasa maclada. visrr en LPA (x l6)

51

Plagioqlasa

Existen dos métodos de aplicación de la medida del ángulo de extinción en zonas sr-¡nétricas de plagioclasas:. El más simple consiste en encontrar un cristal cortado pe|pendicularrnente, no sólo res-pecto a una dirección de exfbliación sino a las dos direcciones. Esta exfbliación es subpa-ralela al borde izquierdo de la fixografía 54 donde ap¿lrece como una línea en zig-zag, yaque las dos exfoliaciones no forman un ángulo recto, sino de92", aproximadamente, entresí. Por ejernplo, Ios ángulos de extinción medidos en las fotografías 55 y 56 son de 28"; lacomposición de este cristal puede obtenerse a partir del diagrama que relaciona el ángulode extinción en las secciones perpendiculares al eje cristalográfico x (58). En este caso, laplagioclasa tiene una composición próxima a una labradorita An.-.. El segundo método se errplea en el cast'r, más general, de no encontrar una sección per-pendicular a las dos exfoliaciones; se emplea entonces el ángulo de extinción nttixitn¿¡ enlas zonas simétricas. Se mide habitualmente el ángulo de extinción de seis cr:istales al me-nos para obtener la composición de la plagioclasa a partir de una curva que relaciona lacomposiciírn química (en abscisas) con el ángulo de extinción máximo obtenido (en orde-nadas.58) .

En la fbtografía 57 se observa un f'enocristal de plagioclasa en una lava: comprende dospartes asociadas por una macla simple. Cada parte presenta, a su vez, maclas polisintéticas.La parte superior muestra una zonación, puesta de manifiesto por la valiación del color grisde interferencia, lo que indica una posición de extinción dif'erente en las diversas zonas delcristal. La zonación no se aprecia en la mitad inf'erior del cristal, ya que presenta una orien-tación dif'erente y no puede mostrar colores diferentes de interferencia, tan matizados comolos de la oarte suoelior.

57 Fenocristal de plagioclasa zonado en una lava, vista en LPA (x l5)

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20"'10.

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Ab porcenta¡e de anortita An

58 Diagl 'ama que muestra la relaci<in cntre I¡ composici<in qLrímica y el ángulo de extin-ción en la serie de las plagioclasas. La línea continua es v¿'rlida para ,eccione-.s perpenriicu-lares a las dos exfbl iaciones principales, como la i lustrada en 54-5ó. La lúrea discontinua,rott¡lada como <máximo>, es válida para secciones perpendiculares s<llamente a una cle lasexfoliaciones -el plano en el cuar las macras de iey arbita dan imágenes especulares-(v' el texto para una explicación más detallada sobre este método). En el extremo sódico clela serie pueden obtenerse dos composiciones posibles para un mismo ángulo de extinción; ladistinción del valor correcto y el erróneo debe realizarse mediante la medida del índice clerefracción. Solamente las plagioclasas con más clel 20 o/a de anortita tienen ínciices de re-fracción superiores a los del adhesivo de preparación empleado comúnmente (aproxrmada_mente, I .54).

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Nefel ina

Nefelina NaAlSiO,L¿i ne1élina es un r.nineral del grLrpo de los leldespatoides. Quírr ic¿rmente. los l-eldespa-

toides son sinl i lares a los f 'eldespatos, pelo cou Lln contcnido menor en sí l ice. La fórmr.r laarr iba indicada es teórica. pues todas las nef 'el inas naturales contienen algo de potasio. Lanel'elina es uno de los f'eldespatoicles más fl'ecuentes y su presencia inclica que la roca c¡uela cont ienc cs l iea en l i i c i r l i s .

En las lirtografías 59 y 60 los f'enoclistales de nefelina están dispr.restos en Llnit pastu nri-clolí t ica. Los cristalcs t ienen una t irrma rectan-eular o, a veces, hexagonal. El cr istal en cl/rngLrlo inf'erior izquierdo de la fbtografía es palte de un cristal hexagonal roto y el clistalsi tr-rado an' iba. a la derecha del centro, es talrbién hexagonal. Estas sccciones hexagonalcsse observan casi negras, entre nicoles cruzados. clcbidcl a la orientaci(rn de la seccitin. N. ¿1c1T. Lu nefelirtu e.s un ntitrcral tutiú.ri<'o l por tutlÍo Íiene unu set'ciótt, perpertdi<ular al c.jcóptito, tle crsutltorfatttiattf o isóf nt1to.

La nef 'el ina y la sanicl ina estí ln presentes,. juntas ¿l veces, y la iclenti f icación de los cris-tales individuales puede scr dif íci l . Cr.rando los cristales mucstran rnaclas simples se pr,reclereconocer la sanidina. Además. los f'eldespatos tienen cxlbliaciones tnejor clesarrolladas ylccn tu i rLh \ t ¡uc la ne fe l inu .

Las dos ¿'u'e¿rs blancas irregulares en el cr"radrante superior izquicrdo de la lbtografía 59son vacuol¿ls en la roc¿r que se obselvan conro huecos eu la prepalaci i in, pol lo que se pre-seutan ne-sros cn LPA (60).

La net 'el ina y el cuarzo no pueclcn estar presentes en la r. t t ist.na l 'oc¿r (son incorrpatibles).pelo pueden confundilse por sus propiedades t lpt icas similares. El cuarzo t icne, no obstlr . t-te. una bir lel l ' in-cencia l i -gcramente mayor que la nef 'el ina y es inalterable; tampoco preserl-ta cristales rectangulafcs corno los representados en esta lánrina.

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59 Fenoclistales de nefelina en luz plano-polarizacla, vistos en LpNA (x l l )

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60 Fenocristales cle nef 'el ina. vistos en LPA (x 1 I ) .

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Calcita CaCO.La calcita es el principal mineral constituyente de las calizas. Las calizas pueden con-

tener dolomita, CaMg(CO.),, pero su origen suele estaf en un reemplazamiento de la calci-

ta original. La calcita se presenta en numerosas rocas metamótficas y es el principal mine-

ral cle los mármoles. También se la encuentra en algunas rocas ígneas y es el principal com-

ponente del grupo de las carbona¡lras. Muchos métodos pueden emplearse para distinguir

ia dolomita de la calcita; mencionaremos en este caso solamente el test químico mís clási-

co (consultar el Apéndice 12), por el cual la calcita se disuelve con efervescencia en ácido

clorhídrico diluido, mientras que para la dolomita esta reacción es mucho más lenta, salvo

que dicho ácido se caliente.Los minerales carbonatados tienen todos una birrefringencia muy elevada, por 1o cual

no presentan colores de interferencia como los representados en 18, sino coioraciones pas-

tel y colores brillantes irisados (la superposición de un número elevado de retrasos, genera

ptácticamente luz blanca). Su fuerte birrefringencia también es responsable del cambio de

su relieve -pleocroísmo de relieve- cuando se gira la piatina del microscopio o del pola-

rizador. En la fotografía 62, el polarizador ha sido girado 90' Iespecto a la fotografía 61:

cada cristal parece dil-erente en las dos fotografías. Las exfoliaciones y las maclas son ne-

tamente visibles.En Ia fotografía 63 se observan los colores de birrefiingencia pastel. Un cristal macla-

do, en el ángulo inferior derecho, muestra algunas lamelas extinguidas y casi negras.

6l Calcita, vista en LPNA (x 35)

62

Calcita

+>62 calcita, vista en LPNA; el filtro polarizador se ha girado 90' respecto a 61, para mos-trar el pleocroísmo de relieve (x 35).

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o63 Calcita, vista en LPA (x 35)

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Granate

Granate (Fe,Mg)rAl2Si3O,2Esta composición química, muy simplificada, es aproximadamente la que corresponde

al granate de tipo almandino. (En el Apéntlice 5 se índican detalles de su contposición.)El granate es un mineral común en rnuchas rocas metamórficas. Presenta un color rojo

o pardo-rojizo en muestra de mano, pero es normalmente incoloro en lámina delgada, a ve-ces rojo pálido o pardo. Debido a su fuerte índice de lefracción y su car'ácter isótropo es defácil identificación, por lo general, en lámina delgada. Tiende a formar cristales idiomorfosque, no obstante, pueden presentar numerosas inclusiones de otros minerales.

Algunas composiciones químicas de los granates indican su formación a alta presión,mientras que otros granates han podido folmarse a presiones relativamente bajas, pr'óximasa las de la superticie terrestre. No hay un método óptico simple para determinar la especiedel granate; incluso su índice de refracción es difícil de medir, ya que son difíciles de ob-tener líquidos de comparación con índice de refiacción alto. Los crist¿iles representados enlas fotografías 64 y 65 son cristales idiomorfos en una roca metamórfica. Su fuerte relievey su carácter isótropo son claramente apreciables.

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64 cristales idiomorfos cre granate en una roca metamórfica, vistos en LPNA (x l6)

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65 Cristales idiomorfos de g'anate en una roca metamóúrca, vist.s en LpA (x l6)

65

Las rocas ígneas esL'án formadas por solidificación de un líquido, normalmente silicata-do, al que se denomina magma. Cuando el magma se enfiía lentamente a cierta profundi-dad de la corteza terrestre, los cristales tienen tiempo de crecer y formar cristales grandes.Las rocas que cristalizan en macizos grandes a profundidades de algunos kilómetros formanmasas a las que se llarna pluton¿s y sus rocas se denominan p/atónicas. Cuando el magmaes emitido por un volcán o a través de una fractura cortical, se enfiía más rápidamente y laroca así formada contiene cristales pequeños o vidrio. Se habla, en este caso, de rocas ex-trusivas o volcánicas.

Las rocas que consolidan en diques o sills comprenden una tercera categoía y se de-nominan intrusíones menores o rocas hipovolcónicas que, en general, son de gmno medio-rocas microgranudas-.

Hay diferencias considerables en las rocas ígneas; la función del petrógrafo es com-prender las causas de esta diversidad y determinar las relaciones entre las diversas rocas yrespecto a los ambientes geológicos donde aquéllas se forman. Para describir una roca esdeseable disponer de un sistema de clasificación y dar nombres específicos a cada catego-ría de rocas. Ya hemos hecho una primera división, considerando las conüciones en las quese han for¡nado las rocas. Hay nombres específicos para rocas plutónicas, volciínicas e hi-povolcánicas; los nombres de las rocas hipovolciínicas se emplean en raras ocasiones, ex-cepto el término de dolerita (o diabasa en Estados Unidos) para designar uRa roca filonia-na formada a partir de un magma basáltico. En la actualidad, una roca plutónica designaaquélla con cristales gmndes y tamaño de grano superior a 5 mm; las rocas microgranudascompuestas por cristales de tamaño medio (l-5 mm) incorporan el prefijo <<micro>> al nom-bre de la roca plutónica correspondiente; por ejemplo, microgranito; las rocas de grano fino(0,05-l mm) son, por lo general, rocas volcánicas microlíticas. Así, un borde enfriado deuna masa de gabro, con una cristalinidad muy fina, podría describirse como un basalto.

Para clasificar las rocas ígneas, se puede emplear un criterio mineralógico o un criteriobasado en la composición qulmica. El criterio mineralógico es el más sencillo para las ro-cas plutónicas cuyos minerales pueden identificarse, a simple vista o con una lupa, en lasmuestras macroscópicas y precis#su composición en lámina delgada estudiada al micros-copio. En rocas de cristales muy pequeños y para el caso de rocas vítreas, puede preferirsela clasificación basada en la composición química, aunque dicha clasificación impone rea-lizar un análisis químico, con una instrumentación sofisticada, implica un coste y el trata-miento posterior de los datos químicos.

Rocas ígneasEn este caso se emplea una clasificación mineralógica basada en el contenido de cuar-

zo y feldespato de una roca según los cuatro criterios siguientes:. El primero es la saturación en sílice de la roca: la roca es sobresaturada si el cuarzo su-

pera el 10 7o tJel volumen de la roca y será subsaturada si, por el contrario, contiene más

del l0 Vo de fel<lespatoide (mineral infrasaturado en sílice). Las rocas con menos del' l0 Vo

de cuarzo o de f'eldespatoide serán saturadas en sílice y no pueden contener, a la vez, cuar-

zo y feldespatoides (recuérdese que son minerales incompatibles). Estas tres categorías

componen las filas de la tabla de clasificación (v. tabla 1, en pág. sig.).. El segundo criterio considera las proporciones relativas de feldespato alcalino y plagio-

clasa (en este caso, el feldespato sódico se incluye en el feldespato alcalino y no en la se-

rie de las plagioclasas). Diversos autores difieren en los intervalos de los dos tipos de f-el-

despatos; los autores han elegido los límites en 35 7o y 65 7o lo que, según se indica en la

tabla 1, permite establecer 5 columnas, incluyendo en la sexta columna las rocas sin fel-

despatos esenciales.. El ter"cer criterio considera la composición química del feldespato en las rocas que con-

tienen, sobre todo, plagioclasas. Por este motivo se han expuesto antes los métodos ópticos

que permiten determinar ópticamente la composición de las plagioclasas. Esta subdivisión

permite dar un nombre dif'erente a una roca que contenga una plagioclasa sódica (diorita)

de aquélla con una plagioclasa cálcica (gabro).. El cuarto criterio es la climensión media de los minerales de la roca (excluyendo los fe-

nocristales).Los grupos de la tabla I representan, en la práctica, una agrupación altificial, pues, de

hecho, las rocas reales muestran una transición gradual entre las categorías preestabiecidas.

Una roca con porcentajes mineralógicos determinados, que se proyecte próxima a un lími-

te entre dos campos de la clasificación, puede clasificarse, correctamente, tanto con uno

como con otro término.Las denominaciones empleadas frecuentemente para describir el color de las rocas son:

oscuro, medio y claro. N. del T. Los preJijos de origen griego mela-, para las rocos oscu-

ras, 1, leuco-, pctrct las roccts claras, sotl tunbién de uso frecuente; p. ej., leucogabro = ga-

bro tle color claro.En las rocas plutónicas (con cristales grandes) hay cierta corresponden-

cia entre las denominaciones que hacen referencia al color y las que indican el contenido

en sílice (SiO,) de la roca, según su análisis químico. Se habla, por lo tanto, de rocas ¿rl-

trctbósicas, básicas, intem'tedios y ócidas. Una roca ultrabásica es aquélla cuyo contenido

en SiO, es inf'erior al 45 7a: será básica si la sílice está comprendida entre el 45 y e\ 52 Vo;

la intermedia implica un intervalo del 52 al 66 Eo y cuando la sílice supere el 66 Vo será áci-

da. Las rocas ultrabásicas y básicas son habitualmente oscu¡as (melanocráticas) y, por el

contrario, las ácidas son claras (leucocráticas). El adjetivo alcalíno es frecuente en geoquí-

mica y hace referencia a aquellas rocas más ricas en álcalis (Na,K) que otras rocas más fre-

cuentes con igual contenido en sílice (SiO,).

TcLbla I Clasificación de las rocas ígneas, basada en la saturación en sílice y el porcentajede plagioclasa en el total de feldespatos. Los términos empleados pu.u .o.uri. grano grue_so, plutónicas, se expresan en negrita, mientras que los términos óorrespondientes a las ro-cas de grano f ino. volcdnicas. se expresan en f ina. Los t ipos de rocas más comunes, r lus-trados en este atlas, se han indicado con un asterisco.

Es necesario resaltar que estos términos no se emplean en el sentido químico clásicopuesto que una roca rica en álcalis puede contener una proporción alta de sior; según susignificado geológico, dicha roca puede ser, al mismo tiempo, ácida y alcarina.

Muchas rocas ígneas no son fácilmente clasificables por este método; es el caso de Ioslamprófidos. Este grupo de rocas forma filones o diques intrusivos y se caracte¡za por pre-sentar f'enocristales de un mineral ferromagnesiano (biotita, hornblenda o augita) en unamatriz que contiene comúnmente feldespato (alcalino o plagioclasa) con frecuencia muy al-terado, o en algunos casos, un feldespatoide. La calcita es un mineral frecuente en la ma-triz y procede, probablemente, de una alteración, aunque esto último no esté admitido portodos los petrólogos.

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Saturación Porcentaje de plagioclasa en el total de feldespatos Srnfeldespa-

fosesencia-

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< 1 0 % 10-35 % 35-65 % 65-90 % > 90 o/"

SobresaturadaCuarzo mayor del10 % de la roca

Granitoalcal ino*Riolita alcalina

Granito*Riol¡ta-

Grano-diorita*Riodacita

TonalitaDacita

Plag, CaAñ.0

SaturadaMenos del 10 %de cuarzo. Si nonay cuarzo,menos del 10 %de feldespato¡des

Sienitaalcal inaTraquitaa lca l ina

SienitaTraquita

Monzon¡taLatita

Monzo-diorita

andes¡la

Diorita*Andesita*A n < 5 0 %

DunitaPerido-tita*Piroxenita

Plagioclasa con An<50 yo

Monzo-gabro

Gabro.Basalto-

Plagioclasa con An>50 %

SubsaturadaSin cuarzo. Losfe¡despatoidesrepresentan másdel .10 % de laroca.

Sienitanefelínica*Fonolita.

Esexxita TeralitaTefrita

68

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69

PeridotitaEsta roca está constituicla por olivino y clinopiroxeno, y una pequeña proporción de pla-

sioclasa. El relieve de la plagioclasa es bajo respecto al del olivino y el piroxeno; esto es

patente en la fotografía 66 en LPNA'

Los cristales de olivrno son pequeños y redondeados, resultando incluidos en los cris-

tales de clinoptroxeno mayores; este tipo de textura se denomina textura poiquilítica' Los

sectores o.rrpudo, por el ciinopiroxeno son más patentes en la fbtografía 66 (en LPNA) de-

¡i¿o ut .otoi parOo Oet pi.or"no en lámina delgada; en el lado derecho de esta fotografía se

distingue un piroxeno de gran dimensión'

Peridotita

66 Peridotita, vista en LPNA. Origen de Ia muestra: islas Shiant, Escocia, Gran Bretaña (x 9)

67 Peridotita, vista en LPA. Origen de la muestra: islas Shiant, Escocia, Gran Bretaña (x 9).

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Basalto olivínicoEsta roca basáltica contiene más olivino que ia mayoría de los basaltos. Los cristales de

tamaño mediano y grande con fbrma irregular observables en las firtografías 68 y 69 son de

olivino y están rodeados por una pasta microlítica de plagioclasa, clinopiroxeno y olivino'

Los cristales de olivino toman climensiones muy variables y están afectados por fracturas

características.Los cristales de olivino pueden ser cortados en la lámina delgada según orientaciones

muy diversas, lo que está registrado por cliversos colores de birrefringencia que varían del

blanco (cristal a la izquierda del centro cle la fbtografía 69) al amarillo de segundo orden

icristal si tuado debajo del anterior).

Obsérvese que, en algunas partes de la fbtoglafía, los cristales pequeños de plagioclasa

tabular tienen una orientación pref'erente, sin duda alguna, debida al movimiento del mag-

ma previo a su solidificación.

Basalto olivínico

68 Basalto olivínico, visto en LPNA. Origen de la muestra: isla de Ubekendt, Gr-oenlan-dia (x 9).

69 Basalto olivínico, visto en LPA. Origen de 1a muestra: isla de Ubekendt. Groenlandia(x 9 ) .

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Basalto

BasaltoEn la fotografía 70, con pocos aumentos, se observa la textura de grano fino del basal-

to con microfenocristales de plagioclasa (en el centro del borde superior de la fotografía),de olivino (colores de interferencia rojo y naranja) y de piroxeno (colores de interferenciaamarillo-pardo). La pasta microlítica está formada por minerales iguales con unos cristalescasi rectangulares de un mineral opaco que, en este caso, es magnetita (Fe.O").

Las fotografías 7l y 72 son una ampliación de igual lámina. El c¡istal con color de in-terferencia azul es un olivino; los cristales parduscos con exfoliación son piroxenos y loscristales de magnetita, siempre negros, al ser opacos, se identifican con facilidad en la fo-tografía 71 con LPNA. La plagioclasa muestra un relieve alto respecto al adhesivo de lapreparación, por lo cual debe tratarse de una plagioclasa cálcica.

70 Basalto, visto en LPA. Origen de la muestra: Hualalai, Hawai (x 11).

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7l Basalto, visto en LPNA. Orieen de la muestra: Hualalai. Hawai lx 50)

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72 Basalto, visto en LPA. Origen de la muestra: Hualalai, Hawai (x 50)

15

Dolerita alcalina -

Las fbtografías 73 y 74 se han tomado con unos aumentos mayores a los de las otrasfotografías de este Atlas. Esta dolerita es una roca hipovolcánica, de composición basálti-ca, fbrmada esencialmente pol olivino, piroxeno y plagioclasa. El cristal grande en el cen-tro de la fotografía es un clinopiroxeno; incluye varios cristales tabulares de plagioclasa.Esta textura es característica de este tipo de roca y se denomina textura ofítica (aunque pue-de presentar, además, otras texturas). Aunque el olivino no se observe bien en el campo deesta fotografía se distinguen, sin embargo, algunos cristales de olivino en su ángulo dere-cho superior que presentan unos colores de interferencia de primer orden debido a la orien-tación de sus secciones.

Esta roca ha sido clasificada como una dolerita alcalina, ya que, además de los tres mi-nerales citados, contiene analcima. La analcima -Na[AlSirO.]HrO- es un mineral sódicoque ha cristalizado intersticialmente entre las plagioclasas. Tiene un índice de refracción in-ferior al del adhesivo de la preparación y por este motivo la plagioclasa cálcica aparece enrelieve cuando está junto a la analcima (v. el sector justo a la izquierda del cristal grandede piroxeno visible en el centro de la fotografía).

En Norteamérica se prefiere el término diabasa al europeo de dolerita. N. del T. En laliteratura geológictt españolcL y .francesa es tan J'recuente, como incr¡rrecto, Ia denomina-ción de ffias a las doleritas de aJinidad alcalina; con este térmfuo fueron designadas ini-cíalmente sólo las doleritas pirenaicas t'u¡'a afinidad nmgmáticu es únicunente toleítica; sise desea conservar este térm¡no de ámbitr¡ regional debe respetarse, estríctamente, su com-posick'tn precisa y evitar la generalización a roccts de origen distinto.

73 Dolerita alcalina, vistaBreraña (x 26).

Dolerita alcalina

en LPNA. Origen de la muestra: islas Shiant, Escocia, Gran

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s 74 Dolerita alcalina, vista en LpAtaña (x 26).

Origen de la muestra: islas Shiant, Escocia, Gran Bre-

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77

Gabro con olivino

Gabro con oliYinoLos minerales esenciales del gabro son el clinopiroxeno y la plagioclasa cálcica, con

composición de labradorita o incluso más cálcica. El gabro visible en las fbtografías 75 y

76 está formado por olivino, además de los dos minerales indicados. Los piroxenos pre-

sentan un color pardo en LPNA (75) y la mayoría de sus cristales presentan una o dos ex-

foliaciones. Los olivinos están menos coloreados y están atravesados por fracturas irregu-

lares. Un cristal de olivino, en forma de diamante. con colores de interferencia amarillo y

verde, se ve en el centro del lateral derecho de la fotografía76 en LPA. Los olivinos tienen

colores de interl'erencia más altos que los piroxenos.Los cristales de plagioclasa presentan una orientación preferente en esta roca, debido al

movimiento del magma o bien por sedimentación de tales cristales, de morfblogía aplana-

da, bajo el ef'ecto de la gravedad.

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75 Gabro con olivino, visto en LPNAGran Bretaña (x 9).

Origen de la muest¡a: Ardnamu¡chan, Escocia,

76 Gabro con olivino, visto en LPA. origen de la muestra: Ardnamurchan, Escocia, GranBretaña (x 9).

18 79

GabroEl gabro representado en las fotografías 77 y 78 es menos rico en olivino que el de las

fotografías 75 y 76. No obstante, en el ángulo supelior izquierdo de la fotografía 77(LPNA), justo en el mismo borde, se distingue un cristal de olivino que, en LPA, fotogra-fía 78, se observa casi negro ya que está orientado casi en su posición de extinción. En elángulo inferior derecho de las mismas fotografías se observa un cristal pequeño de olivino-cs¡ f¡¿gf¡¡¿s internas- rodeado por piroxenos de tamaño mayor. La mayor parte de lafotografía está ocupada por plagioclasa, maclada, y por clinopiroxeno. A partir de medidasdel ángulo de extinción, la composición de la plagioclasa es próxima a An,,,, esto es, unacomposición comprendida entre la labradorita y la bytownita. La tonalidad amarillenta in-dica que la plágioclasa es bastante cálcica o bien que la lámina tiene un espesor superior alestándar.

El clinopiroxeno presenta dos rasgos interesantes que hay que comentar. El color de bi-rrefringencia de algunos cristales varía en su borde externo, lo que muestra un cambio ensu composición (este aspecto es manifiesto en el cristal próximo al borde inf'erior izquier-do de la fotografía 78; tal cambio composicionai suele afectar un enriquecimiento en Fe-o Ti- con un empobrecimiento, proporcional, en Mg, siendo constante la fórmula es-tructural; estos cambios son muy patentes en los cristales zonados). En algunos cristales seobse¡va una fina estructura de lamelas o laminillas internas. Se debe a la evolución de unpiroxeno pobre en Ca a partir de un piroxeno huésped muy cálcico (v. pág. 38). Estas la-minillas o lamelas son visibles, con detalle, en algunos cristales de la fotografía 78 y re-quieren ser estudiados con aumentos mayores. Finalmente, a la izquierda del centro de lafotografía 78 puede observarse un piroxeno coloreado en pardo-rojizo a un lado de su ma-cla simole v de amarillo en su otra Darte.

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77 Gabro, visto en LPNA. Origen de la muestra: Nueva Caleclonia (x ll).

Gabro

78 Gabro, visto en LPA. Origen de la muestra: Nueva Caledonia (x l l ) .

8 t

AndesitaEnlasfotografíasTgyS0seobservan,especialmente,microfenocristalesdedosmine-

rales(plagiocla-sayhornblenda)enunapastamicrolí t icaformada,enparte,pormicrocris-tales de plagioclasas. Los microfenocristales de plagioclasa son límpidos en la fotografía 79

lieN4l; erila fotografía 80 (LPA) puede verse que presentan colores de interferencia del

gris al blanco y un maclado polisintético bien definido. Su composición aproximada puede

evaluarse según la medida de su ángulo de extinción y, en este caso, toma una composición

de andesina. En diversos cristales puede verse una zonación bien marcada'

Loscr is ta lespardossondeanf íbo lconcompos ic ióndehornb lenda(es tacompos ic iónno ha sido obtenida por métodos ópticos, siendo los análisis por microsonda electrónica la

metodología más fiecuente pof aportar una composición precisa). En 79 (LPNA) pueden

verse alsunos cristales p.qráño, á" pi.o*"no, incoloro, que en LPA (80) presentan colores

;;tffi;"r ;; t"i.J.r.".i". Uno de estos cristales, visible en el centro del borde superior'

muestra un color de interferencia rojo'

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79 Andesita, vista en LPNA. Origen de la muestra: Bolivia (x 9).

80 Andesita, vista en LPA. Origen de la muestra: Bolivia (x 9)

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Andesita

83

Dioritauna inspección de la fotografía 81 (LPNA) permite estimar para esta roca e1 25 7o (en

volumen) dé minerales or.uro. o melanocratas (biotita y piroxenos) y eI 75% de minera-

les claros, principalmente plagioclasas. La biotita se identifica con facilidad por su color

pardo y exfoliacibn característica. Además, podemos identificar dos tipos de piroxenos (or-

iopiro*.no. y clinopiroxenos) distinguibles por su birrefringencia;los ortoptroxenos mues-

tran colores cle interferencia de priner orden (además de extinción recta, reconocible gi-

rando la platina del microscopiá) mientras los clinopiroxenos -con extinción oblicua-

adoptan ctlores de interferencia de primer y segundo orden (82' en LPA)'

A la izquiercla dei centro de la fotografía se ve un cristal de ortopiroxeno' coloreado en

gris de priÁer orden y justo en su borde inferior hay un cristal pequeño de.clinopiroxeno

Iolor"oáo en azul y rojo. Los cristales cle cuarzo, 1ímpidos, se clistinguen bien de 1as pla-

gioclasas con maclas polisintéticas; en la fotografía 3L puede verse que los cfistales de cuar-

zo son escasos, pequeños y ocupan las posiciones intersticiales, por 1o que su identificación

es difícil en la fotografía. Las plagioclasas, con maclas polisintéticas y un desaffollo pris-

mático, están zonadas y presentan índices de refiacción algo mayoles al cuarzo y, en este

caso. su composición es de andesina.

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Diorita

81 Diorita. vista en LPNA. origen de la muestra: comrie, Escocia, Gran Bretaña (x I 1)

82 Diorita, vista en LPA. origen de la muestra: comrie, Escocia, Gran Bretaña (x ll)

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GranodioritaEn esta roca, los minerales coloreados son la biotita y la hornblenda. En el borde supe-

rior <le Ia fotografía 83 destaca un cristal de biotita identilicable por su color pardo oscuro

y exibliación áracterística en LPNA. A su derecha se presentan unos cristales de color par-

áo pálido en LpNA (83) coloreados en azul en LPA (84): éstos son cristales de anfíbol y

en algunos de ellos se pueden apreciar las dos direcciones de exfoliación formando un án-

gulo áe 124,,. Ocupando un sectór amplio, justo por debajo del centro de la fotografía y con

un color grrs oscufo con nicoles cruzados (84) se presenta una plagioclasa muy alterada' En

1a fotogrifía 83, 1as áreas límpidas son, sobte todo, de cuarzo, pero también hay algunos

cristalei inalterados de f-eldespatos alcalinos. En casos como éste puede ser difícil estimar

la proporción de felclespato alcalino cuando éste no presenta mac1a, pefo esta dificultad pue-

de ser resuelta tiñendo con cobaltinitrito de sodio la roca, proceso tras el cual el feldespato

adquiere un color amarillento y el cuarzo y la plagioclasa pefmanecen incoloros (v' esta tin-

cíón en el APéndice l2).

Granodiorita

83 Granodiorita, vista en LPNA. origen de la muestra Moor of Rannoch, Escocia, GranBretaña (x 11).

84 Granodiorita, vistaBretaña (x 1 1).

en LPA. Origen de la muestra: Moor of Rannoch, Escocia, Gran

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RiolitaEstaroca(85-86)Constadefenoc l . i s ta lesdefe ldespatoenunapastamicro l í t i caconun

aito porcentaje de vidrio y nunlelosos cristales pequeños de felclespato alcaiino' Las fisuras

concéntricas en la pasta son fisuras trterlíticas (o ¡terlns vítreas delimítadas por fisuras cttr'

r,as) visibles en LPNA; esta geometría se forma por un enfriamiento brusco de la lava'

Los fenocristales presentan, en su mayol parte, inclusiones vítreas; fesulta clifícil, a ve-

ces, determinar si un i-enocristal es un ¡elclespato alcalino o una plagioclasa Si la macla es

simple, se trata de sani¿ina y cuando es polisintética corresponde a una plagioclasa' En la

fotografÍa no hay f-enocristales cle cuarzo y, pol tanto. es necesario realizar un análisis quí-

mico de la roca, para asegurarse de que se trata de una riolita'

Adernás de los fenociistales de f'eldespato, también hay microf'enocristales de clinopi-

roxeno que presentan colores brillantes de birrefl'ingencia y pueden verse dispersos (85 y

86) bien en la pasta o junto a microfenocristales de f'eldespatos'

Riolita

85 Riol i ta, vista en LPNA. Origen de la muest¡a: Eigg, Escocia, Gran Bretaña (x l l ) .

86 Riolita, vista en LPA. Origen de la muestra: Eigg, Escocia, Gran Bretaña (x l l )

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MicrogranitoLa roca ilustrada en las fotografías 87 y 88 contiene muy pocos minerales oscuros (fe-

rromagnesianos) y está formada, sobre todo, por feldespatos alcalinos y cuarzo. El feldes-pato alcalino está muy alterado y coloreado en tonos pardo-amarillentos en LPNA (87),mientras que el cuarzo es límpido. El entrecrecimiento del feldespato alcalino y el cuarzoes, probablemente, resultado de la cristalización simultánea de estos dos minerales; a estetipo de textura se Ie denomina textura granofídica.

El mineral ferromagnesiano, totalmente alterado, no puede identificarse en estas foto-srafías.

Microgranito

LPNA. Origen de la muestra: isla de Skye, Escocia, Gran Bre_87taña

Microgranito, visto en(x 20).

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88 Microgranito, visto en LpA. origen de la muestra: isra de skye, Escocia, Gran Bretaña (x 20).

GranitoEn las clos fbtografías en LPNA (89-90) se puede apreciar el pleocroísmo de las bioti-

t¿rs. l-a roca contiene f'eldespatos alcalinos (ortosa y microclina) y plagioclasa, pero los f'el-

clespatos alcalinos son más abundantes. Las plagioclasas (zonadas y con maclas polisintéti-

casj está¡ más alter.adas (a sericita) que los feldespatos alcalinos y tienen un relieve ligera-

rnente más alto. Los felciespatos alcalinos muestran, localmente, maclas en panilla (v' pá-

gina 54) en el núcleo de los cristales, lo que es típico de la microclina. Los cristales límpi-

dos son de cuarzo.Esta roca se ha elegido para testificar análisis químicos, pues está lelativamente poco

alter¿rda y presenta un tamaño de grano unifblrne. después de su trituración, se pueden ob-

tener muchas nuestlas con igual cornposición que se envían a los divelsos laboratorios cle

lnú l i s is . Dr r i l \u u \o co t ) to es t ind l r .

+89 Granitodos (x 12) .

visto en LPNA. Origen de la muestra: Westerly, Rhode Island, Estados Uni-

Granito

90 Granito, visto en LPNA. El polarizador ha sido giraclo g0" respecto a la posición en g9.Origen de la muestra: Westerly, Rhode Island, Estados Uniclos (x l2).

9 l Crun i to , r i s ro en LPA(x 12) .

Origen de la muestra: Westerly, Rhode Island, Estados Unidos

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93

Granito alcalinoEn la fotografía 92, en LPNA, los feldespatos están poco alterados y su relieve es dé-

bil, por lo cual, es difícil distinguirlos del cuarzo. Los cristales coloreados en esta roca son,casi todos, anfíboles alcalinos, con un pleocroísmo muy marcado que varía del azul prusiaal pardo oscuro. Los colores de interferencia de estos anfíboles en la fotografía 93 (LPA)

están modificados por el color de absorción en LPNA, por lo cual no podemos estimar stlbirreir ingenciu con exacti tud.

El cristal grande, con color de interferencia blanco, a la izquierda del centro en la foto-grafía 93 es cuarzo, al igual que el cristal colindante de color gris. Los otros cristales ne-gros también son de cuarzo, en posición de extinción. Los cristales de cuarzo contienen in-clusiones de albita y microclina; estos minerales también se presentan entre los cristales decuarzo; tienen índices de refracción inferiores al del cuarzo y sus maclas permiten una co-rrecta identificación. La micrclclina presenta la macla en parrilla típica y la albita, maclaspolisintéticas.

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93 Granito alcalino, visto en LPA. Origen de la muestra: Jos, Nigeria (x 16).

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Granito alcalino

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92 Granito alcalino, visto en LPNA. Origen de la muestra: Jos, Nigeria (x 16.¡,

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FonolitaLa tbnol i ta es el equivalente volcánico de la sienita net 'elínica; consta esenci¿rlmente de

nef'el ina, un feldespato alcal ino y r.rna proporción escasa de piroxeno alcal ino. Esta roca (94-95) contiene l'enocristales idiomortbs de nefelina en una pasta t.le nefelina y microlitos alis-tonados de feldespatos alcalinos, así conro microt'enclcrist¿iles cle nefelina y piroxenos pris-r¡áticos verdoso-pardos. Algunos cristales de net'elina presentan secciones de tbrma rectan-

-!¡ular y otros, hexagonal. Las sccciones hexagonales aparecen neglas o casi neglas en la fo-tografía 95 en LPA (corresponden a secciones perpendiculares al eje óptico). Pr.resto que labirrefringencil y los índices de refiacción de la net'elina y el feldespato son nruy semejan-tes, a veces resulta cl i f íci l dist inguir los aunque existen alguni is dif 'erencias: la nef 'el ina notiene dos clirecciones de exfirliación perfectas, como ei f'elclespato, no fbrma maclas simplesy, además, t iene una extinción recta en todas las secciones prisn-rát icas, mientras que los f 'el-despatos alcal inos sír lo t ienen extinción recta en algunas secciones.

En las rocas alcalinas, los piroxenos son, con fiecuencia, verdes y el color de los anfí-boles (alcal inos) varía del verde-azul al azul índigo oscuro.

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Fonolita

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94 Fonoli ta, vista en LPNA. origen de la muestra: Islas Comores, océano Índico (x')

95 Fonoli ta, vista en LpA. origen de la muestra: Isras comores, océano Ínaico (x 1l).

96 Sienita nefelínica, vista en

98

\

Sienita nefelínicaLas fotografía s 96 y 97 muestran fenocristales prismáticos de feldespato alcalino' muy

alterados, como lo indica su tonalidad pardusca en LPNA (96). La nefelina es otro mineral

principal de la roca. Los cristales de güno más fino en dicha roca son de nefelina y de fel-

á.rpuiot las birrefringencias de estos dos minerales son muy semejantes' 1o que hace difí-

cil, a veces, su distinción, f.ro t,uy otras características que permiten identificar los feno-

cristales individuales de esia roca. Los feldespatos alcalinos tienen geometrías prismáticas

y . c o n f r e c u e n c i a . m a c l a s s i m p l e s . A u n q u e e s t o s c r i s r a | e s h a y a n s i d o . p r o b a b l e m e n t e . s a n i -dina en su origen (v. pág. 52), en la actúalidad son de feldespato micropefiítico por la exo-

lución de un feldespato sódico y un feldespato potáslco'

La fotografía 98 con mayores aumentos permlte observar:

.Lanefe l ina ,c la rae ina l te rada,ene lángu lo in fe r io r izqu ie rdode la fo togra f ía '

.A lgunosminera lesoscuros ;se t ra tadep i roxeno-verdoso- 'a la izqu ie rda ,yb io -

tita -parda- a la derecha.

La proporción de mlnerales oscuros (ferromagnesianos) es muy escasa' tal y como se

observa en la fotografía 96 con pocos aumentos'

Sienita nefelínica

97 Sienita nefelínica, vista en LPA. Origen de la muestra: Barona, Portugal (x 9)

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oLPNA. Origen de la muestra: Ba¡ona, Portugal (x 9)' 98 Sienita nefelínica, vista en LPNA. Origen de la muestra: Barona, Portugal (x 23).

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99 Leucit i ta, vista en LPNA

l (x )

LeucititaLa leucita (KalSi,O.) es un feldespatoide y. por tanto. bastante relacionado con la nef'e-

lina. Las fotogral'ías 99. 100 y 101 representan una roca volcánica que contiene fenocrista-les de lerrcita. La leucit i ta no es una roca f iecuentel sin embargo. corlo otras roc¿rs con leu-cita, se selecciona en las colecciones de enseñanza porque muestra cristales idiomorfbs muyvariados y lo suficientemente grandes para ser identificados en las muestras d¿ r,i.r¿¿ rr ma-crosctipicas y se ptrede conflrmar posteriormente la identificación, mediante la correspon-diente lán'rina delgada. Sr.r presencia en un¿l roca indica que ésta es rica en potasirr y. coni'ecuencia, pobre en sílice, por lo que no se encllentra el cuarzo (recr-rérdese que el cuarzoes un mineral incon'rpatible con los feldespatoides).

La roca está constituida por microf'enocrist¿rles de leucita y piroxeno en unl pasta mi-crolítica formada por los mismos minerales. Con mayores allmentos, en la nlrsma roc¿r(101) se observa muy bien la macla cornpleja c¡ue, junto con su bajísin'ra birrefringencia (escasi isótropa), ctracterizan la leucita. Algunos cristales de piroxeno también estín macla-dos, como es el caso del cr istal si tuado a la izquierda del centro en la fbtografía 100.

100 Leucit ira. vista en I_pA. Origen cle la muesrr.a: Celebes. Indonesia (x I l ) .

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Origen de h muestra: Clelebcs, Indonesia (xl0l Leuci l i ta. vista en LpA. Ori-rren clc la nruestra: Cclcbes. Indonesia (x 33).

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LamprófidoEste término designa un grupo de rocas filonianas que contienen fenocristales ferro-

magnesianos y una matriz de feldespatos alcalinos, plagioclasas y, en algunos casos, fel-despatoides. El feldespato, con frecuencia, está muy alterado.

Las fotografías 102 y 103 muestran un lamprófido con mica; el borde de algunos cris-tales de biotita es ligeramente más oscuro que su núcleo, con seguridad a causa de un cam-bio de composición por oxidación parcial del hierro. La plagioclasa de la matriz está muyalterada y toma una tonalidad pardusca algo más pálida que la que corresponde a la bioti-ta. Dado su bajo índice de refracción, su composición debe ser próxima a la albita. La cal-cita se presenta en proporción relativamente alta en los intersticios de la roca; los cristaleslímpidos, arriba y a la izquierda de la fotografía L02, son calcitas. Los cristales aciculares,con índice de refracción alto y birrefringencia débil, son apatitos (mineral de fosfato cálci-co -Cq(POo). (OH,F,Cl)-, que es común en bastantes lamprófidos).

N. del T. El estudio de los diversos LampróJklos puede resultar difíciL a causa de su variedad müreralógica ytambíén por las descripciones algo inconpletas en bqslanles mqnuales no muy recíentes: sugerimos la consulta delmanual lnmprophyres -Rock, I99l- y el artículo tle Wolley et al (1996) reJerenciados en la bibLiograJía.

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Lamprófido

102 Lamprófido, visto en LPNA. origen de la muestra: Ross of Mull, Escocia, Gran B¡e-raña (x 11) .

103 Lamprófido, visto en LPA. origen de la muestra: Ross of Mull, Escocia, Gran Bre-taña (x l l ) .

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103

IgnimbritaUna ignimbrita es una roca formada por la solidificación de fragmentos proyectados a

alta temperatura por una erupción de lava. Muchas rocas volcánicas ácidas interpretadas an-tiguamente como lavas son, de hecho, tras un estudio detallado, ignimbritas. La roca repre-sentada en este caso contiene cristales de cuarzo y plagioclasa en una matriz o pasta de frag-mentos volcánicos vítreos. La fotografía 105, tomada en LPA, es muy oscura por la eleva-da proporción de vidrio -isótropo- en la roca. Sometidos al peso del material supraya-cente, los fragmentos vítreos, a alta temperatura, han sido soldados como un conjunto, porlo cual en algunas ocasiones se ha denominado a este tipo de roca toba soldada. La crista-lización parcial en lamaúiz puede acontecer durante el enfriamiento de los materiales vol-canoclásticos superyuestos.

En el borde izquierdo de la fotografía 104 tomada con LPNA, se observan fragmentosvítreos que han quedado orientados paralelamente entre sí.

N. tlel T. El estudio en el campo ¡ ol tttitt'os<'opio de las igninúritas, conto el de lus rocus piro<'lósticas en getteral, tto es Ln tenq.fóc¡l ni, muchas teces, resultct asequible realí¿arlo con ejentplos tle ulídqd, por lo que la consLtltu de t?ttutttttles cliversos es imprescitdible t etiitu (oneter errores en Ltn osutlfo po(o sentill¡t cottto ésre. Sugerímos ltt tonsulfu de lus <tbrcts tle Físher¡'Schninúe (1984), Cas t 'WrighÍ (1987) y tle MtPhie et al. (1993), referenciadas en lu bibliografía.

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lgnimbrita

104 Ignimbrita, vista en LPNA. Origen de la muestra: zona volcánica de Taupo, isla delNorte, Nueva Zelanda (x l6).

105 Ignimbrita, vista en LPA. Origen de la muestra:Norte, Nueva Zelanda (x l6).

zona volcánica de Tauoo. isla del

105

Capítulo 4

Rocas sedimentarias

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Las rocas sedimentarias comprenden dos grupos:. Las rocas detríticas terrígenas, formadas principalmente por fragmentos de rocas

preexistentes y minerales transportados desde su fuente (origen) por un fluido (aire o agua)y depositados.

. Las rocas formadas por precipitacíón a partir de una solución, bien por la acciónde organismos, como es el caso de muchas calizas, o bien por una precipitación directa,como es el caso de los depósitos salinos.

La petrografía sedimentaria comprende, habitualmente, el estudio de los sedimentos almicroscopio. Este estudio es importante pues, de forma frecuente, es el único método cómodo para estudiar la mineralogía y la morfología de los componentes de los sedimentosconstituidos en rocas. Puede revelar el origen de los fragmentos erosionados de rocas detrí-ticas terrígenas y arrojar alguna luz acerca del medio sedimentario de los carbonatos. Los es-tudios microscópicos son particularmenfe importantes para comprender las modificacionesposteriores a la sedimentación. Estos cambios, conocidos como diagénesls, engloban todaslas modificaciones físicas y químicas que se producen en el sedimento durante la progresivaprofundización en la pila sedimentaria, bajo el efecto del aumento de la presión de dichos se-dimentos y por la circulación de fluidos en el sedimento. La diagénesis puede afectar inten-samente la porosidad (porcentaje de espacios libres -poros- en un volumen global deroca) y a la permeabilidad (capacidad de la roca para permitir el flujo de un fluido a su tra-vés). Esto es muy importante en el estudio de acuíferos y almacenamiento de hidrocarburos.

En teoría, los estudios petrológicos en sedimentos deberían integrarse con los datos decampo en los estudios geológicos de superficie, o con los datos de sondeo en los estudiosdel subsuelo, para elucidar de manera completa las características de la sedimentación y losprocesos posteriores en las secuencias sedimentarias.

Rocas detríticas terrígenasLas rocas detríticas terrígenas se pueden dividir, en primer lugar, atendiendo a su gra-

nulometría. Las areniscas o arenitas (con diámetro medio de partículas de 0,0625 a 2 mm)se estudian, sobre todo, al microscopio petrográfico.

En los sedimentos de grano más fino (lutitas),las partículas no pueden estudiarse con fa-cilidad sin la ayuda de técnicas especiales o mediante el uso de un microscopio electrónico.En los sedimentos de grano más grueso (conglomerados), los constituyentes se identifican,por lo común, con la lupa en las muestras de mano. Es más, si la superficie de la lámina del-gada es pequeña sólo incluirá unos pocos granos gruesos y el estudio de dicha lámina noserá representativo del conjunto de la roca, lo que se resuelve en algunas ocasiones crean-do láminas con una suoerficie doble a la habitual o aumentando el número de estas láminas.

b-.

101

Clasificación de arenitas

oAl describir una arenita se consideran, por 1o común, los siguientes elementos petro-

gráficos: los granos o partículas, lamatiz, el cemento y los poros.

Granos. Los granos minerales más frecuentes son de cuarzo (Q) y feldespatos (F).

Sin'embargo, muchos sedimentos contienen partículas que son, en realidad, fragmentos re-

conocibles de la roca o rocas originales y se denominanfragmentos de roca (R o FR). Es-

tos tres tipos de granos o componentes componen la base de la clasificación de muchas are-

nitas (106 y Apéndice 7) aunque puedan estar presentes otras composiciones de granos mi-

nerales.

Matriz. Lamatriz es un sedimento de grano fino situado entre las principales partí-

culas detríticas. Gran parte de la matriz es un material arcilloso, demasiado fino para iden-

tificarse al microscopio óptico. Comprende, por lo general, cuarzo muy fino y minerales de

la arcilla. Los minerales de la arcilla comprenden una serie compleja de silicatos alumíni-

cos hidratados que se forman, sobre todo, por la alteración química de los minerales silica-

tados de la roca original.Lamatriz está ausente en numerosas arenitas <limpias>. Cuando

la matriz se presenta en proporciones pequeñas, la arenita se puede denominar, en campo,

arenita <<lu1jtica>. Si la matriz supera el 15 Vo del volumen total, el sedimento es vna Srau-

wacay se clasifica de manera distinta a las arenitas (107 y Apéndicel).La matriz arcillo-

sa que se observa en una loca puede haberse depositado al mismo tiempo (protomatriz) que

las partículas gruesas de sedimento, pero también puede haberse depositado por infiltración

traJla sedimentación o, incluso, haberse formado durante la diagénesis por recristalización

de la matriz original (ortomatriz) o tras la alteración de fragmentos químicamente inesta-

bles en el sedimento: feldespatos (epimatriz) o fragmentos de roca (seudomatriz).

Cemento. El cemento designa el material cristalino precipitado en los espacios situa-

dos entre los granos. En muchas areniscas este cemento es de cuarzo o calcita. Es total-

mente postsedimentario y puede haberse formado millones de años más tarde que la sedi-

mentación de los granos. El cemento es el principal material litificante que transforma un

sedimento móvil (no consolidado) en una roca sedimentaria'

Poros. Son los espacios libres entre los granos, lamatr\z o el cemento' En niveles por

debajo de la superficie, estos poros se rellenan, por lo común, de agua o, en ocasiones, de

petróleo o gas. Los poros pierden su agua durante la elaboración de la l¡ímina microscópi-

ca y podrán rellenarse de agua o por cualquier otro medio de impregnación en lámina mi-

croscópica.

106

106 Clasificación de Folk (1968) para15 Vo de su volumen. (V. Apéndice 7.)

Feldespato

1 : 3 R

porcentaje de matriz inferior al

3:1 1 : 1

arenitas con un

to7

1:1 Fragmentos de roca

107 clasificación de arenitas con un porcentaje de matriz que supera el 15 vo de su volu-men (grauwacas). (V. Apéndice 7.)

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/ \r- Cuarzo arenita

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sublitarenita

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108

Rocas carbonatadas

Clasificación. Se han propuesto diversas clasificaciones de las arenitas, según las pro-

porciones volumétricas de los constituyentes antes descritos. En este caso se presenta un

e¡empto de clasificación empleanclo los diagramas QFR. El cuarzo (Q), los feldespatos (F)

y los fragmentos líticos (R) ocupan los vértices en estos diagramas triangulares' El triángu-

io de referencia comprende las arenitas cuya matriz de grano fino es inferior al 15 7a del

volumen de la roca (106). Se estima el volumen global de todos los constituyentes y, a con-

tinuación, el porcentaje volumétrico de cuarzo, feldespatos y fragmentos de roca se con-

vierte al 100 7o, para proyectar en el diagrama de clasificación. Los fiagmentos de granito

y de gneis, .uunáo se presentan, se cuentan con los feldespatos, en vez de hacerlo con el

por."ntoi" de líticos ya que muchos feldespatos proceden de la alteración de granitos y

gneises a causa de un posible origen común. Para emplear este diagrama, es preferible co-

*"nro, considerando, en primer lugar. el porcentaje (sobre el 100 7o indicado) del cuarzo'

cualquier roca que supere el 95 o/a de cuafzo es una arenittt cuarT.osa. una roca que con-

tenga entre el 7l y el 95 Vo de cualzo es tna arenita arcósica si el feldespato es más abun-

dante que los fragmentos líticos y será una sublítarenittt si, por el contrario' los fiagmentos

líticosiuperan el feldespato. Los sedimentos que contienen menos dell5To de cuarzo se

clasifican según la relación feldespato/fragmentos líticos'

La figurá 107 representa la clasificación de las grauwacas según un diagrama triangu-

lar QFR.

Características texturales. Las características texturales, como la forma y el redon-

deamiento de los granos pueden también estimarse visualmente a parlir de láminas delga-

das (v. /o indicadt¡ en eIApéndice -11). Es importante, también, el grado de clasificaciónde

los sedimentos. La clasificación indica la repartición granulométrica del sedimento: una

roca que contenga glanos con igual dimensión en su mayor palte se denomina bien clasiJi-

cada mientras que aquella que contenga una gran variedad de dimensiones en sus gfanos

componentes se denomina mctl clasificada.

Huy qu. recordar que, en lámina delgada, no todos los granos presentan siempre su diá-

metro máximo. Así pues, incluso los sedimentos bien clasificados muestran una variación

ctparente del diámetro de los granos que no coincide siempre con una variación real.

Rocas carbonatadasLas rocas carbonatadas están formadas básicamente por dos minerales, la calcita

(caco,) y la dolomita (caMg[co.],). En muchos carbonatos marinos poco profundos y re-

cientes es frecuente el aragonito (CaCO.). Sin embargo, este último es metaestable y du-

rante la diagénesis probablemente será disuq]to o recristalizado a calcita. La dolomita es un

mineral mayoritariamente secundario que re\laza a la calcita o al alagonito, o bien for-

ma un cemento. Este reemplazxmiento puede realizarse de forma temprana en Ia diagéne-

sis, justo después de ia sedimentación, o mucho más tarde, tlas el hundimiento. Estos dos

minerales carbonatados tienen propiedades ópticas similares, con un relieve variable y unos

colores de birrefringencia altos y su distinción al microscopio óptico no siempre es fácil (es

frecuente el uso de tinciones previas indicadas en el Apéndice l2)'

Los principales componentes de las calizas son partículas de carbonato cálcico descri-

tas como componentes aloquímicos, micrita y esparita'

N. del T. En el Apéndice 7 se ho re¡tresentutlo lu clusílicución de este tiPo cle rr¡ctts ton ma\or qt:ePfación ut

tuhlmente, proPuesf(l por Pett¡.¡ohn et at. (1g87), motlif icundo lQ propuTta oríginal t le Dott (1964).

1 1 0

componentes aroquímicos. .Éstos son agregados organizados de carbonato que se

;:iffi:,T;,i::ilffi::ca de sedimentación

'óomprendei los ooi¿"s, rá.s biocrastós, ros

ooides. Son partículas esféricas o erípticas que pueclen arcanzarun diámetro de 2 mm(sl superan este diámetro se denominan pisoiaesi y poseen una textura concéntrica regularcon iáminas de carbonato finamente cristatizado que rodean a un núcleo. Se fbrman por pre_cipitación a partir de una solución sobresaturadu .n oguu, turburentas don¿e los núcleos seencuentran en suspensión.Peloides. Son aloquímicos compues¿os de carbonatos de grano fino y carentes de cual_quler tipo de textura interna reconocible.Infraclasfos. Están constituidos por un sedimenro que se depositó previamente en elfondo de la cuenca sedimentaria; .ri" ,.¿irn.ná ha sido port.riá.rn.ntJ eirosionado y re_movilizado en la cuenca sedimentaria hasta formar nuevos granos.Bioclastos son restos, compretos o fragmentados, de laJpartes duras de organrsmos ca_paces de fijar el carbonato (en forma de ciparazones, bioconstrucciones, etc.).

Micrita' Este término es una abreviatura de calcita microcristalina y hacereferen-cra a los sedimentos carbonatados cuya dimensión de grano es inferior ; í p.. se formaen la cuenca de sedimentació.n bien por precipitación directa del agua del mar o por des_composición del carbonato cárcico r¡aao po, atgunos organismos, como es el caso de rasalgas' EI término rr¡tro carb:.¡natodo i" "^p'"u.8n

rr..u"n.ia en lugar del de micrita aun_quer en sentido estricto, el lodo o fango está formado de un mate¡ial fino con una di-mensión de partícuia inferior a 62 pm.la dimensión de ros cristares ¿" .oi.r,u es muy 'n_ferior al espesor de las ráminas deigadas .;;;;;;;, por lo que resulra imposible distinguirIos c¡istales individuales al microsópio l .uuJo ," lregan a dist inguir pequeños cristaresse suele emplear el término mícroespari'ta, frecuentemente fbrmada por recrrstalizaciónde la micrita). La micrita suere estai coloreada de gris oscuro o gris normal. Las partesexternas de los oolitos, los peloides y los intraclastos están constituidas frecuentementepor micri ta.

Esparita' Este término es una abreviatura de calcita esparítica y haceref.erencia acrstales con diámetro de 5 pm o mayor. Los cristaies.cle .spariiu ,"", p"'. ül"n..ut, a. ,u-yor tamaño (de 10 a r00 ¡rm de.diámetro). La espanta es un cemento (v.pág. I0g) preci-pitado secundariamente como relleno .n to, poai.-

otros componentes. Muchas calizas no son carbonatos puros y contienen un peque-ño porcenta.ie de materiar det¡ítico terrígeno. t-o. g.uno, identificabres son, por ro general,de cuarzo; las caiizas que contienen alg"unos pot.;",u¡.. significativos de cuarzo son calt_zas arenosas Las calizas, particularmente las de grano fino, contienen, con cierta fiecuen_cra, arcilla y se denominan carizas margosts. Es"imposible estimar en le-ina dergada erporcentaje de arcilra mezclada con carbonatos finamente cristalizados. Al igual que las are_niscas, los sedimentos carbonarados rambién p";;;; ser porosos.

clasificación. Muchas carizas contienen un material formado en la cuenca de sedi_mentación donde el transporte de los granos no es la característica principal. Esto significaque hay una gran va¡iación granulométrica en el sedimento; la clasificación granulométricano es tan importante en estas rocas como en las detríticas terrígenas.

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l-Clasificación de las rocas carbonatadas

108 Clasificación de calizas de Dunham atendiendo a la textura sedimentaria original. Las

calizas bioconstruidas -Boundstone- son rocas sedimentarias en las que los componen-

tes están cementados orgánicamente durante la sedimentación para formar una estructura í-

gida. Comprenden muchas calizas de anecifes y habitualmente se identifican a simple vis-

ta o con la lupa en muestras macroscópicas, mejor que al microscopio'

N. det T. La clctsificacíón de Dunham ( 1962 ) basada en criterios textLlrqles es general y han sído proptresttts dt-

versas modíficaciones sobre la clasificocitin orí¿¡inal. Lu clcLsífícución mós actLtal y de mtLyor uplícacíón es Ia prrt

pLrcstL pof Wríght (1992), tLmplittntlct la propuesta tle Embry y Klot,an (197 | ), ,v que se ha reprotlucído en eL Apén-

clíce 8.

108Hansidopropuestasmuchasclasif icacionesdetal ladasparalaslocascalbonatadas.La

que se expone "n "r,. "uto"[é "'

uno d9 i1.m,ás útiles (y simples) y se basa en el reco-

nocimiento de la textura ,"¿irl1.ntu.lu original de la roca. Es útil, tanto en esta clasificación,

como en orras modifica.i;;;;;i;s, aiadir al tipo de roca el nombre del aloquímico pre-

dominante;porejemplo'unsedimentoquecontieneooidescementadospolespafi tayCare-cedemic f i ta . .d .no- inugra ins toneoo ida l .De igua lmanera ,unafocaconb ioc las tosymicrita, con textura soportaia-por la matriz micrítica, se denomina wackestone bioclástico'

Frecuentemente'esdifíci ldist inguir lastexturasgranosoportadasySopoftadasporlamatrizcuando obsewamos Ia .o"u

"n límina delgada. No obstante, de modo general, los sedimen-

tosconmásde l55-60vadegranosSong lanosopor tados , inc lusoaunqueen láminade lga-da no estén tocándose todas las secciones de granos' Hay que recordar que la iámina del-

gadaesunaSecc ióncas ib id imens iona ly losg lanospuedenestarencontac to fuerade ip la -no de la sección.

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Componentes originales no unidos orgán¡camentedurante el dePósito

Componentesunidos

orgánicamenteduranle

el depósito

Contiene lodo carbonatado(micrita)

Sin micri ta

Sooortado por la matriz micrítica

Grano soportado< 1 0 " k

Aloquímicos> 10 "/"

Aloquímicos

MUDSTONE WACKESTONE PACKSTONE GRAINSTONE BOUNDSTONE

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CuarzoarenitaLa roca representada en las fotografías 109 y l l0 es una cuafzoarenita. es decir. una

roca sedimentaria detrítica terrígena que contiene, mayoritariamente, granos de cuarzo' En

este caso, los granos de cuarzo son cristal"t individuales con colores de birrefringencia uni-

formes. La roca está poco cementada y subsiste una importante porosidad, dando cierto as-

pecto moteado en LPNA (109); estos poros son isótropos (color negro) en LPA (110). Los

granos cle cuarzo tlenen unas envueltas finas que contienen óxido de hiero, responsable del

folor amarillo pálido (LPNA), que se observa bien en la periferia de algunos granos' La

roca ha experimentado una compactación moderada y algunos granos resultan soldados con

sus vecinos o, incluso, los penetian ligeramente (v. en el ángulo superior izquierdo de la fb-

tosrafía 109).

1 1 4\ .

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Cuarzoarenita

109 Cuarzoarenita, vista en LPNA. Origen de laTrias, Inglatera, Gran Bretaña (x 47).

muestra: New Red Sandstone. Permo-

f l0 Cuarzoarenita, vista en LPA. Origen de la muestra: New Red Sandstone, Permo-Trias,Inglaterra, Gran Bretaña (x 47).

110

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SubarcosaLas fotografías lll y 112 muestran una roca sedimentaria ligeramente porosa' donde

los poros est?n impregnados por un colorante a1u] Para facilitar su observación' La mayor

p.á O. los granos .on d. .uu,,o, límpidos en LPNA (111) y muestran diversos tonos de

gris en LPA (1.12). Muchos g,uno. -.u.,tl.an colores de birrefiingencia desiguales, sobre

todo en la parte inf'erior de laiotografía; este carácter resulta ¿e una deformación que afec-

ta la red de los cristales de cuarzo, que plesentan entonces una extinción ondulante' E\ fe-

nómeno de extinción ondticmte es muy frecuente en el cuarzo de origen magmático o me-

tamórfico. Esta roca también contiene muchos feldespatos que se leconocen bien en LPNA

(111)porSuaspecto turb ioyporquepfesentans ignosdea l te rac ión .Laa l te rac iónyd iso lu -ción parcial de ios f'eidespu,or .t'¡i"n visible en las zonas porosas coloreadas en azul' se

distingue algo de arcilla reconocible por sus colores c1e interferencia brillantes' Esta toca se-

dimentaria, rlca en cuarzo, pero con más del 5 o/a de f'eldespato (recuérdese que este por-

centaje se considera respecto al 100 vo definido por Ia suma de cuatzo, feldespatos y frag_

mentos de roca, no respecto al total rJe la roca) se clasifica como subarcosa'

Subarcosa

f 1l Subarcosa del Carbonífero superior, vista en LPNA. Origen de la muestra: MilistoneGrit, Norte de Inglaterra, Gran Bretaña (x 9).

ll2 Subarcosa del carbonífero superior, vista en LpA. origen de la muestr"a: MillstoneGrit, Norte de Inglaterra, Gran Bretaña (x 9).

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1 1 6 111

ArcosaLas arcosas son arenitas que contienen más del 25 Va de feldespato. La roca sedimenta-

r ia representada en las lbrografías I lJ y I l4 es mu¡ r ica en feldespato. que se dist ingue con

facilidad del cuarzo en la fátografía fif g-fNal por su aspecto turbio, marrón amarillento

a causa de su alteraciÓn química. El cuarzo, por el contrario, más estable, es claro, límpido

e inalterado. Las trazas cle macla en los feldespatos son visibles en LPA (114, abajo a la iz-

quierda). La matriz contiene minerales opacos, probablemente óxidos de hierro'

Arcosa

Arcosa del Precámbrico, vista en LpNA. origen de la muestra: Torridonian, Escocra,Bretaña (x 13).

113Gran

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o114 Arcosa del precámbrico,Gran Bretaña (x 13).

vista en LPA. Origen de la muestra: Torridonian, Escocra,

1 1 9

SublitarenitaLasl i tarenitassonarenitasquecontienenfragmentosderocareconocibles,ademásde

los granos de cuarzo. en fa totoi.afia 115 se obierva una sublitarenita formada fundamen-

talmente por cuarzo, d" Jp;;;ir*pido' con.muchos fragmentos de roca cuyo origen es'

en gran parte, sedimentaná o metasedimentario, "on

g.uno fino y colores grises o pardus-

cos. Estos fragmentos o" ,o* .ornprenden menos del25 Eo del volumen de granos' por lo

cual esta ro.u ," clasifica como sublitarenita'

Sublitarenita

115 Sublitarenita de1 Carbonífero superior, vista en LPNA. Origen de la muestra: CoalMeasures, Norte de Inglaterra, Gran Bretaña (x 19).

Ii *1

GrauwacaLa fotografía 116 es un buen ejemplo de grauwaca, con una abundante matriz gris par-

dusca entre'los granos. Se pu"de upr".iar que los granos presentan una amplia variación de

tamaños, es decrr, se trata de una loca .on unu mala clasificación (tiene una distribución

grunutoÁet.i.u polimodal). Los granos son de cuarzo en su mayor parte' aunque también se

áp."ciun algunoi fragmentos de ioca (p. ej., el fragmento elíptico en el ángulo izquierdo su-

p"rio.); se"trata, pues, de unu g.uu*u.á lítica según la clasificación de la página 109

(y Apéndice 7).

116 Grauwaca del PaleozoicoPaís de Gales, Gran Bretaña (x

en LPNA. Origen de la muestra: oeste delinferior, vistate).

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Grauwaca

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123

rArenita micácea

Arenita micáceaLas fotografías 117 y 118 muestran una arcnit l t luc cottt iene nLrmerosas láminas de

ntica nroscovita reconocibles por sus colores bl i l lantes dc birrefr ingencia en la fbtografía

l l8 (LPA). Esta roca contiene muchos glanos de cuarzo y pequeños fragmentos de roca congrano f ino: con esta composición podría clasif ic¿rrse conro subl i toarenita. No obstante. con-

siderando la presencia de mica. bien visible en l¿ls rnuestras de mano. se trata de una aLe-

nita nricácea.

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rt7País

Arenita micácea del Si lúrico. vistade Gales, Gran Bretaña (x 27).

en LPNA. Ori-uen de la muestr¿r. Tilestoncs. Dyf'ecl,

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ll8 Arenita micácea del Si lúrico, vist lPaís de Gales, Gr¡in Bretaña (x 27).

en LPA. Origen de la muestra: Ti lestones, Dyf 'ed

124 t 2 5

Arenita calcáreaLas fotografías 119 y 120 muest¡an una arenisca que podría ser clasificada como cuar-

zoarenila, pues casi todos los granos son de cuarzo. No obstante, la roca contiene abundante

carbonato, tanto en forma de fragmentos de conchas como de cemento entre los granos de

cuarzo. El carbonato es reconocible por su relieve elevado y muestra un color gris pardus-

co en LPNA (119); sus colores de interferencia de orden alto, verde y rosa pálido, son bien

visibles en LPA (120). Esta roca debería ser clasificada, por lo tanto, como una arenita cal-

cárea.

N. del T. La clasificactón de las rocas mixtas -p. ej., const¡tuidas por proporciones significativas de Sranos te-

rrígenos y carbonatados es, no obstante, clífícil ,- existen numerosas propuestas, cuya complejídad excede los ob'

jetivos de este manual.

126

Arenita calcárea

ll9 Arenita calcárea del Jurásico medio, vista en LPNA. orisen de la muestra: isla deSkye, Escocia, Gran Bretaña (x 13).

120 Arenita cal,cárea del Jurásico medio,Skye, Escocia, Gran Bretaña (x 13).

vista enn LPA. Orisen de la muestra: isla de

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Arenita glauconíticaLa glauconita es un aluminosiiicato de hierro y potasio [(K,Ca,Na),. (Fe.-, A1' Mg'

Fe'-¡o.osi,A1.,O.,(OHL] que se forma en medios marinos poco profundos y es frecuente en

aren i tasyen locascarbonatadas .Lag laucon i taSep lesentaenformadeagregadosredon-deados con cristales muy pequeños de color verde característico que oculta el color de in-

terferencia. Las fotogratías 121 y 122 muestran una arenita glauconítica, con cemento de

calcita. H,l cuarzo se presenta timpiao en LPNA (l2l) y con color gris en LPA ('122)' EI ce'

mento de calcrta, con .su reiieve elevado, presenta colores vivos de birrefringenci:i'

t 2 8 129

Arenita glauconítica

l2l Arenita glauconítica del Cretácico inferio¡. vista en LpNde Inglaterra, Gran Bretaña (x 27).

Origen de la muestra: sur

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122 Arenita glauconítica del Cretácico inferior, vista en LpAde Inglatera, Gran Bretaña (x 27).

Origen de Ia muestra: sur

Grainstone ooidalLos ooides tienen, frecuentemente, una estructura y láminas concéntricas; un ejemplo

representativo se muestra en la fotografía 123. Los núcleos de los oolitos son granos de mi-crita; sobre todo en la parte superior de la fotografía 123 se pueden ver muchos pequeñosgranos de micrita con desarrollo oval o elíptico. La micrita tiene un tamaño de grano tanpequeño que no se pueden distinguir los cristales individuales y se observa con color grispardusco oscuro en lámina delgada. Una característica infrecuente de esta roca sedimenta-ria es la presencia de oolitos fragmentados (v. en el borde izquierdo de la fotografía 123).La textura de esta roca es granosoportada; la cementación es de esparita.

Packstone ooidalLos ooides se encuentran, de forma frecuente, mal conservados y la fotografía 124

muestra una caliza en la cual los oolitos están formados de micrita en láminas concéntricasmal definidas. El sedimento tiene granos en contacto cementados, sobre todo, por esparita.Sin embargo, en el ángulo derecho superior de la fotografía se distingue bien una matriz delodo carbonatado. Se trata, pues, de un packstone y no de un grainstone según la clasifica-ción de la página 1 13.

123 Grainstone ooidal delvenza, Francia (x 19).

Grainstone ooidal, packstone ooidal

Jurásico superior, visto en LpNA. Origen de la muestra: pro_

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124 Packstone ooidal del Jurásico medio, visto en LpNA.rra, Gran Bretaña, (x 20).

Origen de la muestra: Inglate-

r 3 l

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Packstone bioclásticoLa roca representada en la fotografía 125 es una caliza bioclástica que contiene frag-

mentos diversos de conchas con tamaño variable. Se presentan dos tipos principales de fiag-

mentos. Unos tienen una textura laminada regular (los dos flagmentos grandes en la parte

inferior de la fotografía) y son conchas bien conservadas, con calcita original o primaria.

Otros son fragmentos más pequeños (en 1a parte superior derecha) que proceden de conchas

originalmente de aragonito, donde el aragonito metaestable ha sido reemplazado, después,

por esparita calcítica. La roca tiene una textura granosoportada y cemento de esparita, así

como matriz de micrita; se Íata, por lo tanto, de un packstone.

Wackestone bioclásticoEn la fotografía 126 se observa una roca carbonatada con abundante matriz, en este

caso con textura soportada por la matriz. A pesar de las numerosas conchas de escaso es-

pesor (bioclastos) se puede ver que hay un sedimento micrítico abundante; se tlata, pof lo

tanto, de un wackestone.

125 Packstone bioclás¡ico delglaterra, Gran Bretaña. (x 13).

Packstone bioclástico, Wackestone bioclástico

Jurásico medio, visto en LPNA. Origen de la muestra: In-

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o126 Wackestone bioclástico delGrecia. (x 21).

Origen de la muestra:Jurásico inferior. visto en LPNA

l 3 - l

Grainstone de intraclastosMuchas calizas contienen mezclas de diversos tipos de granos. En ia fotografía 127 se

distinguen probables ooides (abajo a la izquierda) aunque la laminación concéntrica no esclaramente visible en este caso y también bioclastos (p. ej., los fragmentos de conchas enel lado derecho de la fotografía). Los g¡anos mayores son intraclastos, partículas compues-tas donde los componentes individuales han sido sedimentados y cementados conjunta-mente, dentro de la poca cuenca y, más tarde, removilizados. Los intraclastos de esta rocacontienen muchos granos de cuarzo anguloso; el relieve débil del cuarzo contrasta con elrelieve elevado del cemento esoarítico.

Grainstone con peloidesEn la fotografía 128 se observan muchos granos de micrita no estructurada (peloides).

Algunas partículas, como el fragmento de concha en la parte inferior derecha, son bioclas-tos con un ¡evestimiento de micrita. Están formados por micritización, proceso que impli-ca la perforación de la concha por microbios y un relleno de estas perforaciones por micri-ta. Las perforaciones rellenas de micrita sólo pueden desarrollarse en la perif'eria del frag-mento de concha.

Grainstone de intraclastos der Jurásico, visto en LpNA. origen de la muestra: Grecia

127

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127(x 12)

128 Grainstone deManuecos (x l3).

peloides del Jurásico superior, visto en LpNA. Origen de la muestra:

r35

Mudstone carbonatado o calcimudstoneLa roca representada en la fotografía 129 está completamente formada de micrita con

algunos bioclastos visibles, de difícil identificación. La textura es la de un mudstone car-

bonatado y no la de un mudstone detrítico terrígeno,

N. del T. En inglés, el término mudstone se emplea tanto pqra lns rocas carboruqtadas constítLtídAs esencialmenfe

por micrita conxo poru lqs ru¡cas detríÍicas del grupo tle las lutitas, de uhí kL acLaracíón que hacen k¡s autores; ade-

más, esta sítuación, que origina confusíoues, justifica que Wright ( 1992) proponga suslítuír el t¿ffi¡no mudstone, 8e-nérico, por eL de cetlcimudstone, específico, pnra aquellos mudstones de composícíón carbonotada.

136

Mudstone carbonatado

129 Mudstone carbonatado del Jurásico superior, visto en LPNA. Origen de la muestra:Mamrecos lx 20).

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Dolomita

DolomitaLa dolomita -CaMg(COr)2- es un mineral frecüente en muchas rocas sedimentarias

carbonatadas, normalmente reemplazando a carbonatos de calcio preexistentes. Ópticamen-

te, la dolomita es similar a la calcita, pero en las rocas sedimentarias la dolomita f¡ecuen-

temente se presenta con hábito romboédrico, con secciones en forma de paralelogramo bas-

tante distintivas..Las rocas carbonatadas dolomíticas se clasifican según su contenido en do-

lomita:

O-10 Va de dolomita: caliza10-50 Vo de dolomita: caliza dolomítica50-90 7o de dolomita: dolomía calcátea90-100 Va de dolomita: dolomía

Cabe reseñar que, al contrario de 1o que sucede en la terminología inglesa, dolomía es

el término empleado para la roca constituida esencialmente por el mineral dolomita. En in-

glés, ambos, roca y mineral, se designan con el mismo término, dolomite. Para evitar las si-

tuaciones de confusión, se ha acuñado, y se emplea a veces, el término dolostone para ha-

cer referencia a las dolomías.La fotografía "130 muestra :una caltza dolomítica. El sedimento original era un packsto-

ne peloidal en el cual parte de la roca, especialmente delamattiz, ha sido reemplazada por

dolomita, que en este caso se presenta con su motfología idiomorfa romboidal.

No siempre es fácil distinguir la dolomita de la calcita al microscopio. Cuando en un

sedimento crecen cristales individuales de dolomita, no es posible mantener indefinida-

mente la morfología romboédrica y en rocas muy ricas en dolomita, no es posible identifi-

carla por la morfología idiomorfa. Para distinguir la calcita de 1a dolomita, se emplean ha-

bitualmente métodos simples de tinción (v. el Apéndice I2).Elmás simple consiste en su-

mergir la lámina delgada, sin cubreobjetos, en una disolución de rojo de alizarina S en áci-

do clorhídrico diluido. La calcita reacciona con el ácido y se forma sobre ella un precipita-

do de color rojizo.La dolomita no reacciona fácilmente con el ácido clorhídrico diluido y

permanece sin teñirse en este proceso.La fotografía 131 muestra una sección de caliza que ha sido tratada con el proceso de

tinción con rojo de alizarina S descrito anteriormente. Se trata de una caliza dolomítica,

puesto que podemos apreciar los elementos calcíticos con diversos tonos de rosa. rojo y ma-

rrón. En este caso se aprecia que los fragmentos de valvas se han teñido en rosa, mientras

que los intraclastos micríticos, debido a su color de absorción, presentan un color rojo os-

curo-marrón. La dolomita ha permanecido incolora-gris y parece que ha reemplazado fun-

damentalmente ala matriz y/o cemento.La fotografía 132 es una dolomía o dolostone, en la cual no se reconoce ningún resto

del sedimento original. Las diferentes tonalidades de gris que presenta la dolomita resultan

de su pleocroísmo de relieve (al igual que sucede con la calcita, pág. 62). Esta roca tiene

una porosidad muy significativa. La roca fue impregnada con una resina teñida de azul, an-

tes de realizar la lámina, de ahí que la porosidad se aprecie en color azul. Los cristales de

dolomita que han crecido libremente en dichos poros han mantenido su morfología idio-

morfa. pero en el resto de la roca los critales son subidiomorfos o alotriomorfos.

130 Caliza dolomítica del Jurásico, vista enLPNA. Origen de la muestra: Grecia (x 20).

131 Caliza dolomítica, teñida con rojo dealizaina S, vista en LPNA. Origen de Iamuestra: caliza carbonífera. Gales del Sur,Gran Bretaña (x 7).

132 Dolomía porosa, vista en LPNA. Ori-gen de Ia muestra: caliza carbonífera,Derbyshire, Inglaterra, Gran Bretaña

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Silexita de radiolarios o radiolaritaLas silexitas son rocas compuestas por sílice autigénica, esto es, sílice formada pol pre-

cipitación directa a partir del agua, o como mineral secundario dentro del sedimento. La sí-

lice se presenta normalmente en forma de cuarzo de grano fino. Las silexitas primarias se

generan principalmente a partir de los restos de organismos que segregan partes duras silí-

ceas, como algunas esponjas con espículas silíceas, los radiolarios y las diatomeas. Las fo-

tografías 133 y 134 muestran una silexita de radiotarios o radiolarita. Se pueden identiflcar

los caparazones esféricos de los radiolarios y algunas finas espículas de esponjas, en una

matriz oculta por óxido de hierro marrón rojizo. El tamaño de grano fino del cualzo que

constituve los caparazones de los radiolarios es evidente en la fotografía en LPA (L34).

133 Silexita de radiolarios del Cretácico inferior. vrsraGrecia (x 40).

Silexita de radiolarios o radiolarita

en LPNA. Origen de la muestra:

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6

134 Silexita de radiolarios del Cretácico inferior. vrstaGrecia (x 40).

en LPA. Orisen de la muestra:

141

Silexita de reemplazamientoMuchas silexitas son secundarias, normalmente por reemplazamiento de rocas carbona-

tadas. Este reemplazamiento es habitualmente parcial, ya que la sílice tiende a reemplazar

selectivamente ciertos fragmentos de conchas, aunque también puede desarrollar nódulos o

niveles. Las fotografías 135 y 136 ilustran una silexita desarrollada en una capa dentro de

una secuencia carbonatada. La textura original de la caliza, previa al reemplazamiento, está

sugerida por las secciones de granos, de redondeadas a elípticas (¿peloides u ooides?) y los

granos alargados y estrechos (¿fragmentos de valvas?). La mayor parte de los granos origi-

nales han sido reemplazados por cuarzo de grano fino. Las áreas parduscas en el centro de

la fotografía 135 están formadas por cuarzo con estructura fibrosa (que se aprecia en la fo-

tografía 136). Se trata de una variedad de sílice denominada calcedonia y, en este caso, se

trata de relleno de poro más que de un reemplazamiento. El grano de cuarzo que Se aplecla

a la izquierda de la fotografía es un grano detrítico.

142 143

Silexita de reemplazamiento

135 Silexita de reemplazamiento del Jurásico superior, vista en LPNA. Origen de lamuestra: sur de Inglaterra, Gran Bretaña (x 13).

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o136 Silexita de reemplazamiento deltra: sur de Inglatera, Gran Bretaña (x

Jurásico superior, vista en LPA. Origen de la mues-I 3 ) .

Evaporita

EvaporitaLos minerales evaporíticos son aquellos que precipitan a partir de las aguas naturales,

concentradas por la evaporación. Solamente unos pocos minerales son frecuentes en los de-

pósitos evaporíticos, pero debido a la elevada solubilidad de estos minerales, son particu-

Iu.-"nt" susceptibles a los procesos desarrollados durante la diagénesis, por 1o que pueden

aparecer con texturas muy complejas. Las fotografías 137 y 138 ilustran una evaporita ma-

rina, constituida por dos minerales: hatira (NaCl) y anhídrita (CaSO.). La halita, también

denominada sal gema, es isótropa y forma ias bandas de bajo relieve que se identifican en

L37 y que luego se observan isótropas en la fotografía en LPA (138). La anhidrita tiene un

relieve moderado y colores de interferencia brillantes de segundo orden. La mayoría de la

anhidrita en L38 es de grano fino, pero también se observan algunas secciones rectangula-

res características.

137 Halita y anhidrita del pérmico.glatena, Gran Bretaña (x l2).

vrstas en LPNA. Origen de la muestra: noreste de In_

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118 Haüta y anhidrita del pérmico, vistas en LpAglaterra, Gran Bretaña (x 12).

Origen de la muestra: noreste de In-

t45

Roca ferruginosa ooidalLos minerales de hierro están presentes en pequeñas cantidades en muchas rocas sedi-

mentarias. En algunos casos hay suficiente cantidad de hierro en la roca como para que seaexplotable como mena de hierro. Estas rocas son las denominadas rocas femrginosas sedi-mentarias. Un tipo de roca ferruginosa, bien conocida, se presenta en las rocas jurásicas deEuropa y contiene abundante ca¡bonato, con texturas similares a las de las calizas, y ade-más ooides y fiagmentos de conchas. Los ooides pueden estar fbrmados por óxidos de hie-rro o por silicatos. En las fotografías 139 y 140 se pueden apreciar ooides compuestos porberthierína, un aluminosilicato de hierro. En este caso, la berthierina presenta un color ma-rón pálido, aunque de modo habitual presenta color verde. Este mineral se puede identifi-car por su birrefringencia, muy baja, por lo cual se presenta casi negra en la fotografía enLPA (140). El mineral marrón, de alto relieve y con elevada birrefiingencia, que reempla-za las zonas externas de algunos de los ooides, es la siderita, FeCO,; también se puede apre-ciar un cemento de carbonato esoarítico muv evidente.

Roca ferruginosa oo¡dal

Jurítsico inf'erio¡, vista en LpNA Origen de la muestra139Gran

Roca ferruginosa ooidal clelBre taña (x 2 l ) .

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140 Roca l 'erruginosa ooidal delUran Bre¡añ¿ 1x 2 | ).

Jurásico inl'erior, vista en LpA. Origen de la muesrra:

t 47

IRoca ferruginosa bandeada

Roca ferruginosa bandeadaLas lbrm¿rciones f'erruginosas del Precámbrico present¿ln un¿i estrLrctura claramente ban-

deada y se conocen habitualmente con el nombre de Formaciones Ferruginosas Bandeadas

(FFB). Las fbtografías l4l y 142 permiten identificar niveles ricos en óxiclos de hierro

(opacos) y cuarzo de grano fino, qr-re presenta su característico color de interferencia blan-

co-gris cle primer orden en la fotografía en LPA (L42).

l4l Roca f'erruginosa bandeada del precárnbrico.Tlansv¿ral. Repúrblica Sudafricana (x 29).

vista en LPNA. Origen de la muestr.a

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o142 Roca ferruginosa bandeada clel pr.ecámbrico, vista en LpATransvaal, República Sudafricana (x 29).

Origen de la muestra

149

Rocas volcanoclásticas

Rocas volcanoclásticas.Las rocas volcanoclásticas pueden ser consideradas rocas fragmentarias, en las cuales los

gruno. ,on de origen volcánico. Pero, en detalle, se trata de un grupo de rocas amplio y comple-

io, utgonu, veces incluido para su estudio con tras rocas sedimentarias' pero de modo más fre-

cuente' considerado.¡unto con las rocas ígneas. (V. una clasificación, simple, de este tipo de ro.

cas. en el APendice 9.1

La fo tog ra f í a l 43mues t rauncong lomeradovo l cán i co ,ene l cua l l os f r agmen tossonde

composic iónbasál t ica.Estet ipoderocu'confragmentosderocareconocibles,puedeserclasi f i .cado, empleando una de las cüsificaciones para aienitas (106)' como una litarenita, aunque' sien-

does t r i c t os ,en la fo tog ra f í asepuedenap rec ia r c l as toscond iáme t rossupe r i o resa los2mmy ,por tanto, esta roca debería denominarse conglomerado'

Lasfotograf ías|44yl45muestranunarocacompuestaporcr is ta lesgrandes,subidiomor.

fos, de feldeJpato y por fragmentos de vidrio volcánico (isótropos y por tanto negros en la foto-

grufíu "nI_pÁ,

r¿il, .uruoi o alargados, la mayoría de menor tamaño que los feldespatos. una

roca compuesta por materral de oriien volcánico con transporte y caída desde un.medio aéreo (p'

ej., pirocüstos di caída), se denomina toba., esfe ejemplo se podría denominar toba vítrea rica en

.ririut.. (o cristal-toba vítrea). Aquellas tobas con depósito subaéreo, en las cuales los fragmen-

tos no están completamente enfriados a su caída, pueden evolucionar tempranamente a tobas sol-

daáas o ignimbritas, ya citadas en este manual dentro del grupo de las rocas ígneas (104-l'05)'

En 144 y 145 también es apreciáble una matriz de carbonato, con colores de interferencia de or-

den elevado.144 Cristal-toba vítrea del Mioceno, vista en LpNepaña (x 16).

Origen de la muestra: Maltorca, Es-

143 Conglomerado-Origen de la muestra:

volcánico de fragmentosIsla de Reunión (x 10).

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o145 Cristal-toba vítrea del Mioceno, vista en LpAña (x 16).

Origen de la muestra: Mallorca, Espa-

basálticos del Cuaternario, visto en LPNA'

1 5 1

Capítulo 5

Rocas metamórficas

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El metamorfismo es el conjr"rnto de procesos que modifican la mineralogía y la texturade rocas preexistentes. Antes de haber expelimentado cambios en las condiciones físicasque han modificado su minelalogía y textura, la roca puede tenel un origen ígneo, serji-mentario o. incluso, metamórf ico. Se admite, corno rasgo general, que la corrposición cluimica global cle la roca ha sido poco modificada, exceptuando pérdidas o, a veces. ganan-cias de componentes volátiles collo agua o dióxido de carbono.

Cuando se puede detnostrar que ha exist ido una ganancia (o una pérdida) importante decolllponentes no volátiles a escala superior a la de una lámina delgada o Llna ntuestr¿l lna-croscópica (roca de ui,rrr) se habla de nrcfu.tontofisnto. E,ste r.netasom¿rtismo a gran escala hasido estableciclo para algunas roc¿ls, pero no estucliaremos en este c¿lso estos procesos yaque nos interesr más la descripción de las rocas que su origen.

La presencia en numerosas rocas metamórficas de estmcturas y texturas sugiriendo quehan sido consiclerablemente defirrmadas o la presenci¿r de minerales que sólo se fbrnan bajopresiones intensas indican que las rocas han estado emplazadas f iecuentemente a protundi-dades inrportantes de la corteza terrestre y han alcanzado rnás tarde la superficie. El nteta-morf ismo se debe a la actuación de uno o varios factores, crxlo la temperatura, la presión¡ lo r c ' r fuerzos tec lón¡c ( )s .

El Inefotttorfisnn dc ()tlt(rL'to o nretunorJisnu.¡ ténnico es el proceso en el cual el agen-te principal es el increuento de telnperatura genelado por Ia intrusi<in de una masa ígnea.En estas condiciones. utlit tturer¡lrt de metarnorfisnro de contacto se tirrma en las rocas querodean la intrusión ígnea; el etécto del rnetarnorllsnro decrece hacia el exteriol a partir dela roca ígnea. El tér'ntino corneun(t (Hornt'els) sc emplea con fiecuencia pala designarlas roc¿ts af'ectadas por este metamorfisnlr, en particLllar l¿s tbrrladas a una temperaturarnuy alta.

Fl ditrunt.ont.ctamr¡tfisnto está plovocado por el desplazamiento a lo largo de una firllaimportante o un cabalgautiento. Las rocas en est¿l zona pueden estar fiagmentadas y tritu-radas en un agregado de granos finos pero. a veces, contienen glanos no fragmentados. Lasrocas así tbrmadas se denominan milonifa.r.

Las rocas metamórficas más abundantes se han formado por metuntorflsmo regktnul.Este tipo de metamorfistro result¿t de deformaciones a gran escala de la corteza tenestre. atemperaturas y plesiones altas. El grado de transformación sufiida por la roca en relacióncon su estado original se denomina grado metantóúico. Así pues, las rocas coll grado rne-tamórfico débil rnuestran los primeros signos de cambios mineralógicos. que comienzan allídonde f lnal izan las condiciones de diagénesis de las rocas; éste es un l ímite poco definido.El glado de metamorfistno ¡nás'alto repl'esenta una transición con el clominiti de los proce-sos magmáticos -también un límite mal definido- donde la formación de magmas y lafusión de la roca original han tenido lugar con un desarrol lo signif icat ivo. El conocimiento

1 5 3

de los procesos metamórficos es el resultado del estudio, desde las estructuras a gran esca-

la de lai rocas hasta los detalles de su composición mineralógica y textural. Sólo desde hace

unos 40 años, aproximadamente, ha sido posible sintetizar muchos minerales característicos

de las diferentes condiciones metamórficas e indicar las presiones y temperaturas aproxi-

madas que rigen la formación de las rocas metamórficas.

Aunque el fin de este Atlas sea un estudio petrográfico, resulta útil disponer de un mar-

co de referencia que permita clasificar las rocas, lo que requiere conocer las condiciones

donde estas rocas se han formado.

Facies metamórficaLas rocas metamórficas se clasifican con frecuencia seg'ln la facies metamórfica a la

que pertenecen. Este concepto ha sido introducido para reagrupar las rocas que han experi-

mentado unas condiciones análogas de presión y temperatura, cualquiera que sea su com-

posición química global. Los términos adoptados para cada facies proceden de la mineralo-

gíu qu. podría alcanzar el metamorfismo de rocas de composición basáltica. En la época en

que se estableció esta propuesta no se podían indicar los 1ímites de presión y temperatura

para las diferentes facies y esta situación se mantiene, también, en la actualidad, incluso ad-

mitiendo un acuerdo amplio en valores aproximados para las temperaturas y presiones que

corresponden a las diferentes facies. La figura 146 muestra los dominios de estabilidad de

las facies metamórficas ilustradas en este Atlas.

Muchas rocas metamórficas se designan por un nombre que caracferiza su textura, se-

guido por los nombres de uno o varios de sus componentes minerales que pueden indicar

át gtuao metamórfico de la roca. Los calificativos de la textura son: przatra (shale), filita,

esquisto, gneis y corneana; estos grupos texturales también indican la importancia de las

transformaciones desarrolladas en la roca.

El término granulita se ha empleado para designar al mismo tiempo la facies con pre-

siones y temperaturas más altas del metamorfismo regional (v. su posición en la figura 146)

y la textura definida por minerales con tamaño uniforme sin elongación preferente. Para

este tipo de textura es preferible emplear el término de textura granoblóstica'

Indicamos en este caso dos términos específicos comunes de rocas que indican paragé-

nesis mineraiógicas determinadas.Eclogita es el término asignado a rocas de composición basáltica, pero con una mine-

ralogía muy distinta a la del basalto, ya que está formada, sobre todo, por granate y clino-

piroieno que contiene una alta proporción de sodio y aluminio. Se sabe que esta asociación

mineral sólo es estable a alta presión en un intervalo amplio de temperatura (la posición de

esta facies se indica en la figura 146).

Facies metamórfica

100 200 3@ 400 500 ó00 700 800 900 lo00

Temperoturo ("C)

146 Diagrama presión-temperatura (P-T) que muestra los dominios de estabilidad de algu-nas facies metamódicas. Modificado de B.w.D. Yardley, An Introduction to MetamorphicPetrology, Longman, Harlow ( 1 989).

Una anfibolita es una roca metamórfica, también de composición basáltica, pero for-mada por dos minerales principales, homblenda y plagioclasa, a veces, con una pequeñaproporción de granate. También es un nombre de facies cuya posición se iridica en la figu-ra 146.

Algunas texturas de rocas metamórficas son muy comunes, por lo que sólo representa-mos algunas de ellas. Las seleccionadas son simples y su interpretación genética no es muydiscutida, lo que no es común para todas 1as texturas de rocas.

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Esquistosidad de crenulación

147Esquistosidad de crenulaciónUna esquistosidad de crenulación (147) se forma cuando una foliación presente en la

roca se deforma en una serie de pequeños pliegues, lo que crea una nueva estructula planaf

en la roca. Los minerales visibles en esta fotQgrafía son, sobre todo, moscovita, biotita y

cua¡zo. Las zonas redondeadas límpidas son granate (el cristal mayor próximo al borde su-perior derecho) y, más abajo, un hueco en 1a lámina. La diferencia de desarrollo entre los

dos flancos del pliegue está exagerada por el pleocroísmo de Ia biotita; un flanco muestra

biotitas de color amarillo pálido y el otro biotitas pardas.

147 Esquistosidad de crenulación (x 17, LpNA).

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Textura coroníticaEsta textura se aprecia más claramente en ia fotografía 149 en LPA, ya que el cristal de

granate, que ocupa la mayoría del campo de la imagen, es isótropo y por lo tanto se obser-va en negro, con una corona periférica muy bien destacada. Alredecor del granate es pa-tente la interpenetración de diversos minerales formados por reacción química entre el gra-nate y los minerales contiguos. Uno de los minerales componentes de esta interpenetraciónes un anfíbol de composición distinta al anfíbol verde presente en la roca encajante. Ob-sérvese que esta corona es más ancha a la derecha y a la izquierda del granate que en suparte superior e inferior: esta textura indica que no se ha alcanzado el equilibrio químico enesta roca: un estudio minucioso de los minerales permitirá indicar la naturaleza de la reac-ción desarollada.

Textura coronítica

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148 Texrura coronítica (x 16, LpNA).

149 Textura coronítica (x 16, LpA).

159

Reacción polimorfa

Reacción polimorfaAlgunos minerales son polimorfbs (es decir', tienen igual composición química y orde-

naciones cristalinas dif'erentes). Los ejemplos más comunes inch.ryen la cianita, la andalu-cita y la sillimanita cuyri composición es AI.SiO.. La roca de las fotografías 150 y 151 esun gneis con cianita folmada por rnetamorfismo regional. Esta roca ha sido extraída de unafloramiento situado a menos de I km de un batolito granítico; la cianita ha sido reempla-zada, en gran parte, por andalucita, por metamorfismo de contacto. Alrededor de la anda-lucita y de la cianita hay una banda formada por un agregado brillante (shimmer aggrega-re) de cristales muy pequeños de moscovita.

En LPA (151), la mayor parte de la andalLrcita se observa negra o gris oscuro; en la par-te inferior derecha de la andalucita, se distingue un cristal relíctico (o residual) de cianita(su relieve m¿irs alto se pnede observar en la fotografía 150, en LPNA).

150 Reacción polimorfa (x 13, LpNA).

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151 Reacción polimorfa (x 13, LpA).

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IMilonita

Esta roca (152 y r53) procede de una importante zona de fara que atraviesa el sur deBretaña (Francia). Se trata de un granito qr. iru ,ráo muy deformado, lo que ha provocadola recristalización del cuarzo y aet.r.taespato. ai po.taóulasto granáe -u.ri.u Ios signosde maclado de microclina y una extinción .n pu..h", Qtatchy).En la parte inferior de la fo_tografía los cristales de cuarzo están claramente arargados. La textura de esta roca se des_cribe como lexl)ra catucl(istict.

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Bretaña (Francia) (x 15, LpNA).152 Milonita del sur de

f53 Miionira del sur de Breraña (Francia) (x 15, LpA).

163

Corneana con biotitaEn esta roca de grano fino (154 y 155), el único mineral identificable con pocos au-

mentos es la biotita, de la cual se observan tres porfidoblastos dispersos en la roca. Las li-geras diferencias de color en LPNA (154) se deben al propio pleocroísmo de la biotita.

El bandeado original del sedimento es casi paralelo al borde vertical de las fotografías,pero la orientación de las biotitas no está asociada al bandeado original. Como la roca pro-

cede de una zona próxima a un granito, la biotita está formada, probablemente, por meta-

morfismo de contacto. La matriz de la roca está formada principalmente de cuarzo, mosco-

vita, biotita y plagioclasa. Los cristales con macla polisintética son de plagioclasa.

Corneana con biotita

154 Corneana con biotita de Ballachulish, Escocia, Gran Bretaña (x 23, LpNA).

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o155 Corneana con biotita de Ballachulish, Escocia, Gran Bretaña (x23,LPA)

Corneana con cordierita y andalucitaEs muy útil estudiar siempre una roca en lámina delgada empleando al principio pocos

aumentos (obteniendo así el máximo campo de observación) y ello es más cierto en estaroca. A simple vista se pueden ver manchas o motas blancas en la lámina antes de estudiarlaal microscopio e incluso se puede intentar identificar los mine¡ales componentes de estasmotas.

Casi en el centro del campo de la fotografía se distingue un cristal grande, cuadrangu-lar, más claro que los del resto de la roca; encima de éste un cristal, claro, análogo al ante-rior, con desarrollo en punta de flecha y, debajo del c¡istal central, un cristal similar a losdos anteriores. Estos cristales, con mayo¡ relieve que los minerales contiguos son andalu-citas (Al,SiOr). Los otros cristales, con geometrías irregulares, son cordieritas [(Mg, Fe),AloSi5O,s]. Aunque presentan muchas inclusiones, algunos de ellos muestran signos o res-tos de maclas; en el cristal situado en la parte inferior de la fotografía, a la derecha del cen-tro, se pueden ver en LPA (157) dos sectores de color gris claro y otros dos de tonos grisoscuro dispuestos de forma alternativa (gris claro, gris oscuro, etc.). Esta macla en sectoreses característica de la cordierita en algunas rocas. Otros minerales que forman la matriz dela roca son la biotita, la moscovita y e1 cuarzo. JI

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156 Corneana con cordie¡itaGran Bretaña (x 16, LPNA).

Corneana con cordierita y andalucita

y andalucita; aureola del granito de Skiddaw, Inglaterra,

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157 Corneana con cordieritaCran Bretaña 1x 16, LPA).

y andalucita; aureola del granito de Skiddaw, Inglaterra,

SerpentinitaEs una roca (158 y 159) formada, casi completamente, por serpentina, un silicato hi-

dratado de magnesio. Las características de la serpentina son su birrefringencia débil y sutextura reticulada visible en la fotografía en LPA (159).

Las serpentinitas contienen, con frecuencia, restos de c¡istales de olivino y piroxeno quepróceden de las rocas ígneas originales en las que estos cristales se forman (p. ej. peridoti-tas). En esta roca se aprecian dos restos de ortopiroxeno; uno de ellos situado en la partemedia del lado izquierdo y el otro en su parte opuesta, en la mitad derecha de la fotografía(159). Se reconocen por su binefringencia débil y su alto relieve respecto al de la serpenti-na. La lámina muestra también un mineral opaco, probablemente óxido de hierro y en ellado izquierdo se observan unos cristales con color pardo oscuro (158) de espinela (óxidode magnesio, hierro y cromo) que con LPA son isótropos (159).

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158 Serpentinita del Cabo Lizard, Cornualles, Inglaterra, Gran Bretaña (x ll, LpNA)

159 Serpentinita del Cabo Lizard, Cornualles, Inglaterra, Gran Bretaña (x ll, LPA).

Esquisto con cloritoide

Esquisto con cloritoideEn esta roca destacan dos minerales por su relieve en LPNA (160 y 161): el granate y

el clori toide. Los granates son los cristales pequeños que se presentan negros ( isótropos) en

LPA (162). El cloritoide [(Fe, Mg),ALSi,Or0 (OH)4] se presenta en varios cristales, dos de

ellos bastante grandes (en la parte izquierda de la fotografía) y otros cristales más peque-

ños, dispersos en la roca. Su color y pleocroísmo característicos facilitan su identificación

en este caso aunque algunos cloritoides pueden presentar colores más pálidos. En nicoles

cruzados (LPA), el cloritoide es casi negro a causa de su fuerte color de abso¡ción y por la

birrefringencia muy débil en esta roca.Otros minerales también presentes en la roca son la moscovita (la identificación es muy

fácil por su hábito laminar y colores brillantes de birrefringencia) y el cuarzo que es poco

abundante y se distingue muy bien alrededor del cloritoide.

N. det T. EI cloritoide -monoclínico o triclínicr suele presentar una refringencia alta, fracturas frecuentes,

con exfbliación buena según (00,/) e imperfecta en (110.), es pleocroico -tonos verdes, verdoso amarillento, azul cla-

ro o gris verdoso- o bien es incoloro, tiene elongación negativa, birrefringencia de débil a media, el ángulo de ex-

tinción varía entre 3 y 30", es biáxico positivo, presenta una dispersión fuerte y son frecuentes las inclusiones de cuar-

zo, magnetita, circón o turmalina y, a veces, rutilo. Recuérdese que las secciones alargadas son largo-rápido. Son fie-

cuentes las maclas polisintéticas con 100l) como plano de composición. En general, el cloritoide de origen hidroter-

mal suele se¡ triclínico y su polimorfo monoclínico es más fiecuente en esquistos con asociación frecuente al grana-

te rico en la molécula de almandino. Se distingue de los anfíboles verdes por la diferente exfoliación y éstos presen-

tan una birrefringencia más alta por 1o general;los ortopiroxenos tienen una exfoliación distinta, extinción recta y

elongación positiva, además de presentar un hábito diferente: las cloritas tienen una refringencia más débil y menot

ánsulo de extinción.

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+16l Esquisto con cloritoide dezador está girado 90" respecto a

Ia isla de Groix, Bretaña, Francia (x 16, LPNA; el polari-la fotogralía anterior. 160).

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160 Esquisto con cloritoide de la isla de Groix, Bretaña, Francia (x 16, LPNA)...<+

162 Esquisto con cloritoide de la isla de Groix, Bretaña, Francia (x 16, LPA).

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Micaesquisto con granateEsta roca está formada por metamorfismo de grado medio a partir de una roca sedi-

mentaria rica en aluminio. Los granates se distinguen bien en la superficie alterada de la

roca (y, en general, con una lupa) y, también, en lámina delgada, a simple vista observan-

do la lámina <al trasluz, a causa de su alto relieve óptico si bien la identificación al mi-

croscopio es inmediata e inequívoca.En el borde izquierdo superior de la fotografía 163 se ven muchos cristales de cuarzo,

plagioclasas y algunos cristales alotriomo¡fos de granate que destacan por su fuerte relieve

óptico (LPNA). El resto de la ¡oca está formado por granates subidiomorfos, equidimen-sionales, junto con una matriz rica en moscovita y algo de biotita. Alrededor de los grana-

tes se aprecia una proporción destacada de cuarzo y plagioclasas (en este caso hay que po-

ner grandes aumentos para identificar su macla polisintétita; norrna que debe emplearsesiempre, en casos análogos, cuando los cristales son de tamaño pequeño).

Micaesquisto con granate

163 Micaesquisto con granate de Pitlochry, Escocia, Gran Bretaña (x 11, LpNA)

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oL64 Micaesquisto con granate de Pitlochry, Escocia, Gran Bretaña (x 11, LPA).

Mármol con forsterita y diópsido

Mármol con forsterita y diópsidoEsta roca consta, sobre todo, de calcita y algunos cristales de fo¡sterita (olivrno nco en

Mg) y diópsido (clinopiroxeno rico en Mg y Ca). En el centro de la fotografía L66 se dis-tingue un cristal ovalado de diópsido (azul en nicoles cruzados, fotografía 166) y se obser-va otro cristal igual en el extremo superior izquierdo; ambos cristales presentan al menosuna dirección de exfoliación. En el ángulo superior izquierdo se observa un cristal de fors-terita, con birrefringencia débil y se distingue este cristal del diópsido por su carencia deexfoliación y la presencia de fracturas irregulares.

Los minerales de las calizas metamórficas, por lo general incoloros, pueden presentardificultades en su identificación y, debido a la ausencia del cuarzo y del feldespato, es di-fícil conseguir un espesor coffecto en la lámina; así, esta lámina parece que tiene un espe-sor algo menor a las 30 pm ya que los cristales de calcita muestran colores de biirefrin-sencia más brillantes de lo habitual. .

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f65 Mármol con forsterita y diópsido (x 13, LPNA).

166 Mrármol con forsterita y diópsido (x 13, LPA)

Anfibolita con granate

Anfibolita con granateEsta roca tuvo, probablemente, una composición original basáltica y pudo formar un di-

que o un sill. Consta, en lo esencial, de tres minerales: anfíbol, plagioclasa y granate. Seobservan dos granates muy bien desarrollados y con geometría algo irregular: uno se ve enel borde superior derecho de la fotografía 167 donde, además, se distinguen numerosas in-clusiones de cuarzo y el otro granate se ve en el centro del borde inferior (167). Cerca delos granates se ven unas biotitas de color pardo claro.

El anfíbol se distingue en las fotografías 167 (LPNA) y 168 (LPA), pero sus detallesmás significativos se aprecian en la fotografía 169 que es un aumento de una parte de laroca. Es difícil identificar la composición de la plagioclasa en una roca de este tipo, dadoque sus cristales son pequeños y muy escasos los que presentan maclado polisintético (re-cuérdese lo indicado sobre el'árrgulo.de extinción en las plagioclasas). Por lo general, lacomposición de las plagioclasas en la facies anfibolita es próxima a la andesina o, incluso,más cálcica, mientras que en las rocas con menor grado metamórfico, como los esquistosverdes. lá composición es próxima a la albita.

L67 Anfibolita con granate de Aberfeldy, Escocia, Gran Breraña (x 16, LPNA).

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168 Anfibolita con granate de Aberfeldy, Escocia, Gran Bretaña (x 16, LpA).

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169 Anfibolita con granate de Aberfeldy, Escocia, Gran Bretaña (x 16, LPNA).

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Gneis con cianitaÉsta es una roca con un grado relativamente intenso de metamorfismo, ya que contiene

cianita (A1,SiO,). En las fotografías 170 y l7l se observan dos cristales grandes de grana-

te, uno en el borde superior derecho y el otro en el ángulo inferior izquierdo que, en ambos

casos, presentan inclusiones muy pequeñas de cuarzo. Se observan cristales de biotita par-

da y moscovita situados entre los cristales de granate. Los cristales de cianita, frecuentes,

destacan por su relieve fuerte y carácter incoloro, tal como se puede observar, por ejemplo,

en el borde superior izquierdo -también hay otros cristales dispersos en Ia roca-. La cia-

nita tiene un relieve alto y las secciones prismáticas presentan una exfoliación típica que,

en algunos casos, consta de dos direcciones formando un ángulo de unos 74": una exfolia-

ción perfecta en (100) y otra menos perfecta en (010). Es incoloro y, a veces, coloreado en

azul (o cian, de ahí el nombre de cianita); con birrefrigencia media, polariza en amarillo de

primer orden, tiene un ángulo máximo de extinción en 30" y una elongación positiva que

resulta muy útil confirmar en algunos cristales de algunas rocas metamórficas con cieÍa de-

formación y, por lo tanto, con cierta dificultad para observar algunas de sus otras propie-

clades distintivas. La composición de este mineral indica que la roca original (sedimentaria)

era rica en aluminio y, al mismo tietnpo, que la roca ha alcanzado las condiciones propias

del mayor grado dentro de 1a facies de las anfibolitas. Los minerales más comunes que sue-

len acompañar a la cianita son la moscovita y el granate (así es en esta loca).

170 Gneis con cianita de Glen C1ova, Escocia. Gran Bretaña (x 8. LpNA).

Gneis con cianita

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I7l Gneis con c:ianita de Glen Clova, Escocia, Gran Bretaña (x 8. LPA).

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Gneis con sillimanita, cordierita y granateEn esta roca se identifican con facilidad el granate por su relieve alto y carácter isótropo apreciable

en LPA (173 y 174) y la biotita por su exfoliación perfecta, color pardo y pleocroísmo. Las áreas blan-quecinas de los ángulos superior derecho y el inferior izquierdo (en 172 y 173) son algo más difíciles deidentificar pero, vistas con detalle, corresponden a la cordierita (unto con cuarzo, más límpido) y hay queevitar confundirla con la plagioclasa a causa de su bajo relieve y débil birrefringencia. En el borde supe-rior derecho se pueden observar las maclas en laminillas que presenta la cordierita y que, en algún caso,puede llevar a confusión con las plagioclasas. La composición de la cordierita [(Mg,Fe),Al.Si.OLs o, tam-bién, con H,Ol indica que la roca original es rica en Si y Al con una proporción variable de Fe y Mg; estemineral es frecuente, por ejemplo, en rocas que han experimentado metamorfismo de contacto y puedepresentarse en otras rocas metamórficas (gneises) o, incluso, en granitos ricos en Al, pero no se presenta,de forma flecuente, en rocas volcánicas. Por lo general, el agua está presente en las condiciones de bajatemperatura y es anhidra en ambientes de alta temperatura, por lo que algunas de sus propiedades suelendiferir para ambas situaciones. La cordierita es incolora o débilmente pleocroica (azul, violeta pálido orosa pálido) y, además, experimenta con frecuencia una alteración que permite la formación de un pro-ducto secundario, denominado pinita (se trata de una mezcla de clorita y moscovita con grano muy fino)bien reconocible por su color amarillento. La cordierita es un mineral biáxico negativo, que suele pre-sentar una gran variedad de maclas que, por lo común, son múltiples -laminares o, incluso, en sector-.Otros ejemplos de cordierita, con maclas diferentes, se indican en las fotografías 156 y 157.

Entrecrecido con la biotita, se identifica un mineral incoloro de alto relieve; se trata de sillimanita.Recuérdese que la sillimanita es, junto con la andalucita y la cianita, un polimorfo del silicato de alumi-nio; Al,SiO,; estos otros polimorfos se indican en las fotografías 150 y 151. La sillimanita es el polimor-fo de más alta temperatura y en esta roca se puede observar en secciones basales con forma rómbica (v.en el borde inferior izquierdo de la fotografía 174) o en cristales aciculares (174) entremezclado con otrosminerales (se puede intentar distinguir de la biotita, cuarzo y cordierita en la fotografía 174, con gran au-mento: v. el alto relieve y la forma prismática o rómbica).

Esta roca (gneis) ha experimentado un metamorfismo en las condiciones de menor presión de la fa-cies de las sranulitas.

172 Gneis con sillimanita, cordierita(x 13, LPNA).

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y granate del Fuerte Dauphin, sur de Madagascar

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173 Gneis con sillimanita, cordierita(x 13, LPA).

Gneis con sil l imanita, cordierita y granate

y granate del Fuerte Dauphin, sur de Madagascar

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174 Gneis con sillimanita, cordie¡ita(x24,LPA) .

y granate del Fuerte Dauphin, sur de Madagascar

Granulita con dos piroxenosEsta roca representa la f'acies de mayor temperatura del metamorfismo regional. Con

LPNA (175), los minerales coloreados (tonos rosas y verdes pálidos) corresponden al orto-piroxeno y al clinopiroxeno y, en el estudio real al microscopio, recuérdese que la extinciónrecta y menor birrefringencia corresponden al ortopiroxeno y la extinción oblicua al clino-piroxeno. El anfíbol tiene un color pardo a verde oscuro y se ve muy bien, situado entre losdos piroxenos. Además se observa el granate por su relieve alto y carácter isótropo con ni-coles cruzados (compárese esto último en las fotografías 175 -LPNA-y 176 -LPA-).

La plagioclasa, con maclado polisintético, es de distinción fácil en la fotografía 176 (LPA)y en este caso tiene una composición de andesina.

Granulita con dos piroxenos

175 Granulita con dos piroxenos del Puente Nuanetsi, región de Limpopo (Mozambique)(x 26. LPNA).

176 Granulita con dos piroxenos del(x 26, LPA).

Puente Nuanetsi, región de Limpopo (Mozambique)

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Anortosita

AnortositaEsta roca está constituida por el 95 Va de plagioclasa cuya composición es de Ab..-Anu.

-labradorita- según medidas ópticas aplicando el método del ángulo de extinción. Comomineral distinto se puede observar un anfíbol verde azulado presente en cristales aislados(se trata de los tres cristales de tonos oscuros en las fotografías 177 y 178) cuya determi-nación precisa no puede realizarse solamente a partir de estas fotografías. La roca originalpremetamórfica pudo ser una roca ígnea y en la actualidad es una roca metamórfica de gra-do bastante alto. Muchas anortositas presentan una textura cataclíst ica. pero en este ejem-plo no se aprecian cristales rotos ni deformados.

El término anortosita se emplea también para designar rocas ígneas compuestas priori-tariamente por plagioclasa; esta roca de origen ígneo es frecuente en niveles componentesde los complejos plutónicos básicos estratificados y la composición de su plagioclasa seríamás cálcica o más anortítica oue la identiflcada en esta roca metamórfica.

N. det T. El lector puetle encontrer wlo infornación mds detollqda sobre lus urutrtosins en la bíblíografía queQparece en este AflIs.

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177 Anortosita de South Harris, Escocia, Gran Bretaña (x 19, LpNA)

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178 Anortosita de South Haris, Escocia, Gran Bretaña (x 19. LpA).

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Eclogita retrógrada

Eclogita retrógradaLos dos minerales esenciales que definen una eclogita son un granate rico en magnesro

y un piroxeno onfacítico; es decir,.un piroxeno que contiene sodio y aluminio. Ambos mi-

nerales requieren para formarse unas condiciones de presión relativamente altas y, así, el

término eclogita se emplea también para designar una facies metamórfica de presión muy

alta.En esta roca, los porfidoblastos de granate se ven muy bien en LPA (180). Entre estos

granates se distinguen cristales pequeños de esfena o titanita [CaTiSiO*(O,OH,F)] y de ru-

tilo (TiO,), ambos con un índice de refracción muy alto, dispuestos en la roca según alinea-

ciones bien visibles (179\ y que presentan un color negro o casi en LPNA (179).

Es impofiante comprobar que gran parte del piroxeno onfacítico ha sido reemplazado,

parcialmente, por la glaucofana que es un anfíbol sódico [Na'Mg.A1'Si'O,'(OH)'] de color

azulado a lila que es característico de la facies metamódica de esquistos azules o esquistos

con glaucofana 1o que implica, en la práctica, unos valotes de estabilidad propios de una

presión menor que los que son típicos de la facies de eclogitas y esto indica un proceso r¿-

trógrado, por 1o que se habla de eclogita retrógrada. Debe considerarse también la presen-

cia de moscovita ocupando pequeñas áreas incoloras. Esta loca es un ejemplo, muy bueno,

de retrogradación; es decir, indica la transformación de una asociación mineral (paragéne-

sis) inicialmente formada en condiciones de grado metamótfico muy alto (eclogitas) en otra

paragénesis con un grado metamórfico más bajo (ambiente de los esquistos glaucofánicos),

1o que requiere un apofte de agua puesto que es claro el carácter hidratado de la glaucofana

y la moscovita (roca reÍogradada final) a partir de una paragénesis inicial anhidra (eclogita).179 Eclogita retrógrada de Jenner, California, Estados Unidos (x 9, LPNA).

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180 Eclogita retrógrada de Jenner, California, Estados Unidos (x 9, LPA)

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Apéndices complementarios

Apéndice 1. Minerales de alteración más frecuentes

La selección tle ntinerales (y términos de productos de alteración) indicados -más comgnes- seforman, de manera secundaria, t'tnnclo el ntineral primario deja de ser estable por un ccrntbio en nscondiciones originales (P, T, X o composición, etc.). Algunos térntinos de ominerales, pueden estarjustificados todavía en el trabajo habitual que no requiere, por lo general, precisiones compusiciona-les muy estrictcts; lcrs Íécnicas anttlíticcts recientes (microsonda eLectrónica, microscopia electrónica,difractometría de rayos X, etc.) permiten esclarecer su composición verdadera.

Bastita. Variedad de la antigórita (mineral del grupo de la serpentina) formada por alteración depiroxenos (en rocas básicas). Tiende a conservar la orientación óptica del piroxeno al que sustituye.

Calcedonia (SiOr). En fibras que, con cierta frecuencia, están asociadas a sílice amorfa (ópalo).Presenta un relieve bajo, próximo al del cuarzo; es incolora; su binefringencia también está próxima ala del cuarzo. Las fibras tienen extinción recta y elongación (+ o -). Suele formarse a temperatura baja.Se observa con frecuencia rellenando cavidades de rocas volcánicas donde, a veces, está asociada a mi-nerales del grupo de las ceol i tas.

Cancrinita. Mineral de alteración común en la nefelina. Con refringencia débil, incolora o, a ve-ces, azul; típica birrefiingencia fuerte, extinción recta y una elongación frecuente negativa respecro ala traza de la exfoliación.

Caolinita. Resulta de la alteración, frecuente, de minerales alcalinos (feldespatos y feldespatoides)y suele adopter una morfología de cristales con un tamaño muy pequeño (su individualización requie-re aumentos grandes) y con cierta frecuencia suele estar coloreada (o pigmentada) por óxidos de hie-rro o de t i tanio que le impr imen unas coloraciones pardo-roj izas.

Ceolitización. Formación de ceolitas secundarias que suelen rellenar las cavidades de rocas volcá-nicas.

Clorita. Como mineral secundario es fiecuente en la alteración (cloritización) de las biotitas; elexceso de hierro de aquéllas tiende a concentrarse en los planos de exfoliación o en los bordes de lascloritas y, a veces, determina la fbrmación de gránulos o bandas finas de opacos. El exceso de titaniode la biotita, que no se incorpora en la clorita, suele generar esfena y/o rutilo, frecuentemgnte con tex-tura sagenítica. La clorita secundaria también se forma por alteración de piroxenos y anfíboles, siendola calcita y.la epidota minerales secundarios aoompañantes de la clorita.

Damourita. Por lo común es una mica blanca que cristaliza en laminillas muy finas con orienta-ción frecuente a favor de direcciones concretas del mineral primario, tal y como los planos de macla olas direcciones de exfbliación. Es frecuente su presencia en plagioclasas o nelelina alte¡adas. Tambiénse forman laminillas finas de damourita a expensas de la andalucita, en la estaurolita y en algunas tur-malinas.

Dipiro. Comprende el término con el 20-50 7¿ de la molécula de meionita en la serie isofbrma delas escapolitas formada por marialita (polo sódico) y meionita (polo cálcico). Se forma como mineralsecundario por sustitución de la plagioclasa en gabros alterados o doleritas y al proceso generalizadose denomina dipirización (p. ej., frecuente en algunas doleritas toleíticas de los Pirineos).

Epidota. Los minerales del grupo de la epidota resultan, con frecuencia, de la alteración secunda-ria de otros minerales, como la plagioclasa (saussuritización) y algunos silicatos cálcicos.

Gibbsita (AItOHlj). Es frecuents su fbrmación secund¿Lria en cristales de plagioclasas (p. ej.. enbasaltos y gabros), f-eldespatos y, a veces, corindón.

Goethita (FeOr), Con desarrollo criptocristalino, refiingencia muy alta, pleocroica (de amarillonaranja al verde o pardo amarillento), birrefringencia muy elevada, extinción recta y biáxica negativa.

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Apéndices comPlementarios

Resulta de la alteración de minerales ferríferos (magnetita, siderita, glauconita, etc.) y es uno de los

componenres de la iddingsita. Gran parte de la llamada limonita es goethita. La lepidocrocita (biáxica

positiva) va muy asociada a la goethita'

Iddingsita. Se presenta como una banda rojiza (o pardusca), de birrefringencia alta, que rodea o

penetra a favor de las fracturas, en los cristales de olivino. No es un mineral, sino una mezcla con, al

menos, dos componentes invariables: goethita y hematites. Se piensa que su naturaleza consta de una

amplia variedad de minerales, como la goethita, montmorillonita, illita, clorita hinchable y óxido de

hierro.Leucoxeno. Variedad de la esfena (o titanita), de grano muy fino, que resulta de la alteración de

diversos minerales titaníferos (ilmenita, rutilo, etc.).

Montmorillonita. Con frecuencia es criptocristalino y se presenta en masas compactas; también

es frecuente en cristales en forma de hojas pequeños con una exfoliación perfecta; la refringencia es

variable; suele ser incoloro o ligeramente coloreado con tonos de verdes a amarillentos y el pleocroís-

mo suele ser neto, pero precisa aumentos grandes y disponer de cristales bien desarrollados. Tiene ex-

tinción recta y elongación negativa.

ópalo (SiOJ. Amorfo y coloidal. Isótropo. Con refringencia muy débil. En LPA es incoloro o li-

geramgnte coloreado.Pinita. Desarrollo entrelazado de cristales aciculares finos que, en detalle, corresponden a una

mezcla de moscovita con cloritas o serpentinas y óxidos de hieruo, y que es el resultado habitual de la

alteración de la cordierita. La pinita se presenta en los bordes de la cordierita, puede progresar hacia

su interior a favor de la exfoliación o fracturas y, en el caso más avanzado, llega a desarrollar una tra-

ma anastomosada o red interna que puede invadir completamente la cordierita. La geometría y el co-

lor amarillento de la pinita (e; LPNA) es un criterio rápido para localizar la cordierita en granitos con

alto contenido de aluminio y en rocas metamórficas.

Quelifitización. Es un agregado de cristales pequeños que forma una corona alrededor de otro mi-

neral (p. ej., granate, y a veces, espinela, piroxeno o anfíbol) cuya composición puede variar siendo fre-

cuente, en el caso de los granates, la presencia de clorita verdosa acompañada o no de epidotas. A ve-

ces, la corona quelifítica invade el mineral primario a favor de sus fracturas.

Saussuritización. Se refiere, no a un mineral único, sino a una asociación de minerales secunda-

rios que, por lo común, es una mezcla de epidotas (y, a veces, lawsonita) con escapolitas y otros mi-

nerales, generada cuando se alteran, por un proceso hidrotermal, las plagioclasas cálcicas de una roca

básica. Otros acompañantes suelen ser cuarzo, actinolita o calcita.

Sericita. Este término coloquial hace referencia a un mineral micáceo normalmente desarrollado

en laminillas finas, formando asociaciones policristalinas, en feldespatos y plagioclasas alterados (se-

ricitización). Su composición puede corresponder a moscovita-hidromoscovita o paragonita.

Serpentina. Como producto secundario es frecuente a expensas de piroxenos y del olivino de ro-

cas básicas (plutónicas y basálticas). Presenta un color verdoso de binefringencia media y en su com-

posición intervienen minerales del grupo de la serpentina, la nontronita, la saponita, la vermiculita y,

entre otros, la bowlingita. Es frecuente la presencia de magnetita.

Talco. Su presencia es frecuente en peridotitas y basaltos alterados, donde el talco está asociado,

con frecuencia. a minerales, como clorita, actinolita, antofilita, vermiculita, serpentina y/o magnesita.

También se forma talco por alteración de la tremolita en algunos mármoles. El talco es incoloro

(LPNA); se presenta en agregados filamentosos o en láminas con disposiciones diversas (radial, lámi-

nas curvas, etc.); con exfoliación perfecta, biáxico negativo y tiene un ángulo 2V muy pequeño (des-

de 30'hasta próximo a 0").Uralitización. Este término desígna una mezcla de anfíboles de colores verdosos (del tipo de la

hornblenda y/o la actinolita) formados por Ia alteración (uralitización) de piroxenos componentes de

rocas básicas. Los anfíboles secundarios toman la orientación cristalina del piroxeno inicial. Por lo ge-

neral, el desarrollo de la uralitización suele implicar un descenso del porcentaje de An de las plagio-

clasas componentes de la roca alterada.Vermiculita. Como mine¡al secundario es frecuente en 1as micas de tipo biotita'

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Apéndice 2

Apéndice 2. Clasificaciones de piroxenos

Los piroxenos (inosilicatos en cadenas simples) tienen la fórmula estructural general:

M2MlT,06, o b ien: [ (M2) (M1) (Si ,Al) ,O") ]

donde la posic ión M2 tcon valor 1.0) comprende Mg' . . Fe' . Mn' . . L i . . Ca' . . Na: la posic ión Ml lconvalor 1,0) incluye Alr', Fet., Ti'., Cl-, Vt, Ti',Zru, sct., Znt., Mg', Fe", Mn'. ¡los catrcnes en cur-s ivapuedenentrarenMl sóloparcia lmenteyenM2 lohacenantes)y, porúl t imo, laposic iónT(te-t raédr ica y con valor máximo 2.0t a lo ja los cat iones Sio . Al ' ' y . parc ia lmente. puede hacer lo e l Fe ) .Hay una sustitución, poco importante, de Al'- + Si'* en los tetraedros y la gran variedad de sustitucio-nes requiere una consulta de manuales específicos (Deer, Howie y Zussman, 1978; Prewitt [ed.], 1982).Según que la simetría resultante sea ortonómbica o monoclínica tendremos ortopiroxenos o clinopi-roxenos.

Los ofopiroxenos (piroxenos ferromagnesianos) comprenden la enstatita y la ferrosilita, existiendosolución sólida entre ambos. A su vez, en los clinopiroxenos se establecen dos familias: a) los piroxe-nos de Ca-Fe-Mg (los cuatro términos extremos son: la clinoenstatita y la clinofenosilita -en reali-dad, polimorfos de los ortopiroxenos- y, además, el diópsido y la hedenbergita); recuérdese que la pi-geonita y las augitas son soluciones sólidas intermedias, y b) los clinopiroxenos alcalinos (aegirina, ja-

deíta, onfacita y espodumena [Li]).La clasificación actual resulta del acuerdo adoptado por una comisión de especialistas cuyos resul-

tados están expuestos en: Morimoto, N, y cols. (1988): Nomenclature of pyroxenes. Amer. Mineral1'73: l123-11.33.

El caso más frecuente está ilustrado en el polo <Q> del diagrama Q-Jd-Ae (figura inferior izquier-da) cuyo desarrollo comprende los ortopiroxenos (figura superior derecha) conside¡ando una propor-ción inferior al 5 Vo de molécula de wollastonita (polo Ca) y, por lo tanto, con desarrollo de los polosMg (enstatita) y Fe + Mn (fenosilita), y los clinopiroxenos, que aparecen en el esquema inferior dere-cho, según la proyección del diagrama Wo(Ca)-En(Mg)-Fs(Fe + Mn) que comprende 7 minerales. (Losmanuales modernos de Mineralogía aportan datos detallados sobre este grupo mineral.)

Wo (Ca)

, t

\-En./ Enstat i ta I Ferrosi t i ta \FS

oRToPtRoxENos (Fe+Mn)

o

o

cDo=.dopo@_

20

Wo (Ca)

Diópsido lHedenbergita'

Augita

Pigeonita

Clinoenstatita clinofetrosilita

J O(Na , ,

En(Ms)

Q (Wo,

/,"of

Onfacita

:n,Fs)

iK\ '

Egirina-\augita \

(H¡s) .-

/ J^d"ítu trgrflna

Ae(Na, Fe3+)At)

(Fe+Mn)

194195

Apéndices comPlementarios

Apéndice 3. Clasificaciones de anfíboles

Los anfíboles (inosilicatos en cadenas dobles) fienen su fórmula estructural general

A,, ,8,C,T,O,,(OH,F),

Los cationes más comunes en las posiciones indicadas (A, B, C y T) son: A (Na,K); B (Na,Ca,Mg,

Fet. aunque también pueden estar Mn.Li): C (Mg.Fe'-,Al,Fe'*, pero también pueden alojarse Mn, Zn,Cr, Ti y Li) y en la posición tetraédrica o T (Si,Al). Hay una sustitución importante Al't * Si'. (con

mayor desarrollo que la existente en los piroxenos); otras sustituciones son: Mg * F. (sin implicar unbalance de carga), (Mg,Fe) * Al, Na * Ca y la introducción de Na(K) en la posición A. Se conside-ran dos grupos según sea la simetría: ortorrómbica (ortoanfíbol) y monoclínica (clinoanfíbol).

La nomenclatura actual (incluida y desarrollada en los manuales modernos de Mineralogía) para los

anfíboles es la propuesta por Leake, B. E., y cols. (1978): Nomenclature of amphiboles. Mineral Mu-gazine, 42.533-563. Esta nueva ordenación comprende los grupos de minerales más representativosatendiendo a su composición, obtenida por anáLisis quínticos de microsonda electrónica (u otra fécni-

ca analítictt), que está indicada en una malla cuadrangular según se expone en la figura superior. Los

rtrtoortfíboles comprenden la antofllita y la gedrita; en i.os clinotutfíbol¿s se establecen dos grupos bá-sicos: a) los clinoanfíboles fen'omagnesianos (cummingtonita y grunerita) y b) los clinoanfíboles cal-cosódicos (tremolita, antinolita, hornblendas, riebeckita, glaucof'ana y arfvedsonita). A efectos prácti-

cos de una consulta rápir1a, sient¡tre qne se dispone de un análisis químíco y el posferior cálculo de su

Jrirntula estructurol, los anfíboles ortorrómbicos más representativos se indican en la figura A dondeen abscisas se considera el contenido en Si (variable desde 6,0 a 8,0) y en ordenadas en valor de la re-Iaci(rn Mg,Mg + Fe'- (con valores entre 0,0 y 1,0); en 1a tigura B se indican anfíboles monoclínicos.(En. la actualidad, k¡s Laboranrir¡s de micrt¡sonda elet:trónica suelen of'recer el ctnálísis químico dela.nfíbol analizado acompañado por el cálc'ulo de su Jórntulu estructurol y su clctsiJicación según loscri¡erios de Leake -1978-.)

EckermanitaMg-Arfvedson¡ta

GlaucofanaMg-B¡ebeck¡ta

Anf íbolesalcalinos

Mg-Taramita Anf ibolescalcosódicos

W¡nchita Anf íbolescálcicos

Tremolita Mg-Homblenda

(Na+K)a

> (8-Si)

Nag

196 197

1 , 0 8 ' 0

A. Ortorrómbicos7 ,0

B. Monoclínicos

lvlg-cummingtonita

Cummingtonita

Gruner i ta

6 ,0

Apéndice 3

0,9

Mg

Mg + Fe'

0 , 1

0 ,0

1 , 0

0,7Mg

Mo + Fe'- 0 , 3

0,0

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+q)

t L

c)tL 0.33

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Apéndice 4. Clasificaciones de biotitas

Las biotitus, micas rrioctaédricas con tórmula gener.al: K,(Mg. Fe") [Si.AlO,,,(OH,F).],), deben serconsideradas junto a los otros dos términos: la;flogopitct (rica en Mg) y Iaannittr (con Fe'. y sin Mg).En el caso de disponer de un anhlisis químico en una mica trioctaédrica (p. ej., empleando una micro-sonda electrónica) y tras el cálculo de su fórmula estructural, su clasificación es muy sencilla con elsistema adoptado en este caso (Deer, y cols. 1962), pues sólo requiere calcular la proporción deFe/(Fe + Mg) ---en ordenadas-, con rango entre 0,0 y 1,0, y del Ali' -en abscisas- con rango entre1,0 y 1,5. La mica analizada se sitúa en el plano composicional así definido y, en el caso de disponerde diversas composiciones de estas micas trioctaédricas, es posible estudiar sus relaciones muruas (va-riaciones de composición, etc.).

Ann¡ta Siderofilita

Biotitas

Flogopitas

1

Flogopita

Al 'u 1 ,5(por unidad de fórmula) Eastonira

Mg-antofilita l\/g-gedr¡ta

Antofilita Gedrita

Fe-antofilita Fe-gedrita

Apéndices comPlementarios

Apéndice 5. Clasificaciones de granates

Los granates tienen su fórmula esfuctural general en X'.,Y'-,[SiOol, y las soluciones sólidas que for-man rep resen tan lacomb inac ióndeX=Ca ' . ,Mn ' * ,Fe t * yMg ' t , eY=Fe t . ,A l t * ,C r t * yT ia - , po r l oque ,en la práctica, se establecen tres grupos: a) alumínicos, siendo Y - All- y sus términos dependen de laposiciónX,dondeX=Fe'. (almandino),X=Mg'- (piropo), X=Ca'(grosularia),X=Mn" (espesar-tína), b) ferríferos, donde Y = Fe'* y cuando X = Ca'. (andradita) y, por último, c) cromíferos o conY = Cr'* y X = Ca'?. (uvarovita). Los granates alumínicos suelen denominarse piralspita al comprenderlos términos de piropo, almandino y espesartina; en la práctica, estos últimos granates y la andraditason los más extendidos en las rocas (p. ej., como rasgo indicativo general, el almandino es típico engneis y micaesquistos; el piropo en peridotitas y kimberlitas, la grosularia en los skarns, la espesartinaen algunos granitos y en pegmatitas, la andradita lo es en rocas de metamorfismo de contacto y la uva-rovita es muy frecuente en serpentinitas cromíferas).

Apéndice 6, Clasificaciones de rocas ígneas

Clasificar es incorporar todas las rocas conocidas a grupos, disjuntos entre sí, donde ninguna rocapueda pertenecer a dos grupos ala vez. Esta definición implica establecer unos criterios discriminan-tes para el conjunto de las rocas y con suficiente capacidad generalizadora que, además, debe ser co-herente con los procesos de formación de las rocas. De todas las clasificaciones planteadas, el sistemaQAPF (en la figura siguiente) es el que mejor satisface los requisitos formulados y alcanza al mayornúmero de rocas comunes (aunque no a todas las conocidas). Basándose en propuestas de Streckeisen(1964, 1965 y 1967), una comisión de la IUGS (Intemational Union of Geological Sciences) elaboróla propuesta más satisfactoria (1989) basada en la proporción modal (estimada al microscopio) de losminerales componentes de las rocas y ordenados en los polos: Q (porcentaje de cuarzo, fidimita y cris-tobalita), A (porcentaje de feldespato alcalino incluyendo ortosa, microclina, pertita, anortoclasa, sani-dina y albita de valor hasta An,), P (porcentaje de plagioclasa con rango desde An, hasta An,* y la es-capolita), F (porcentaje de feldespatoides y otros términos afines, incluyendo nefelina, leucita, kalsili-ta, seudoleucita, sodalita, noseana, haüyna, cancrinita, analicima, etc.) y M (porcentaje de máficos yminerales próximos, incluyendo mica, anfíbol, piroxeno, olivino, minerales opacos, minerales acceso-rios -zircón, apatito, esfena, etc.- y otros tales, como epidota, allanita, granate, monticellita, carbo-na top r ima r i o ,e t c . ) . LasumaQ+A+P+F+M=100 .Es tác l a roque losm ine ra l esde lg rupoQyFse excluyen mutuamente. Detalles más concretos se indican en Le Maitre, R. W. (ed..) (1989). Este sis-tema es válido cuando M es infe¡ior a 90 y cuando supera este vaior (hay un exceso de minerales fe-rromagnésianos propio de rocas ultramáficas) se aplican otros diagramas propuestos por Streckeisen(1976) y modificados por la IUGS (1989) disponibles en cualquier manual de petrología. Sin embar-go, Woolley, y cols. (1996) han propuesto otras clasificaciones en rocas, como lamprófidos, lamproí-tas, kimberlitas, kalsilíticas, melilíticas y leucíticas que, en realidad, no están incluidas en los casos an-teriores (v. Canadian Mineralogist,34:175-186) y, debido a su interés menos común, no se incluye eneste Apéndice.

clasificación y nomenclatura de rocas ígneas (plutónicas, volcánicas y filonianas)*

F ¡oiaes¡

*Si M > 90r rocas ll¡amáfic¡s.

Mi porcenr.je dc ninerales m¿ficostu: porcenta.ie de ¡ñorila en la plagtf,l.srOl: prcer¡aje de oliv¡no

Apéndice 6

(l) Al rémino (pófrdo, deberá ¡gregarse un c¿lificarivo d€tequiv¿le¡1e comporicional plurónico.

(Se sobreentiendc quc la textura es potjdica.)(2) Si M: 0-30 % - ioyaíta

Si M: 30'ó0 % - ¡ralig¡naSi M: ó0-90% -shonkin¡r¡

(3) Minerc (Bi). vosuesna (Hb)sanna͡a (Anf, loides < FK)

(4) Kenantila (Bi), esFsafrla (Hb)canptonru (Anf, Foides < FK)

Rocd plu¡ónic¡s y volcfnicas según la IUCS (1989), con modinc¡ciones. Roc¡s filonianas según la tUOS (1989). ánplido.

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Q rcua¡zo)

I bPcgmafta diq F,

nófidos. cüdfecCrarlo de feldesparo alcalino Riolita de ¡eldespato atcatj¡o P€8mat¡a, aplita, eÉ,

l Gnnhoa) Sienogmnno (= I. calco.

b) Monzogmnno (=dmelha)

Rioha Póddo ( I )

5 Pófrido 0)Cudrzo-sieni¡a de feldesp¿ro Cuüzo-rdquita de t¡ldesplto ¿lca. Pórfido (l)

ób Sieni¡ dc feldesFro a¡calirc Tmquúa de feldesp¡to a¡calino Pórfido ( l ): lámF fidodc FK (3)

Sienla de feldespalo alcalinoco¡ foides

TraqDna de feldesparc alcal¡no co¡

?órñdo ( l )

S¡enit. Póddo (l); l¡mprófidod€ FK (3)

8a Pód& (r)8b Pód ido ( l )

8c

9^

Baslto (sioj < 52 %)

Ardesih (SjO, > 52 %)

9b

Monzodiorila con foidesMonzogabro con foides

l0¡

t0b Diodla (M > 10, An< 50)Gabro (M > I0. An > 50) Lampróiido de plagio

10.

I I Sieni¡a foidfica (2)

t2 Monzosienia foidnica

t3Monmdiodh foidíl¡ca

Basanita fonólíricr (Ol > l0 7.)Tefdla fono¡írta (Ol < l0 %l

t4 Diofrt¡ foidficaGab.o fo¡dÍt¡co

Brsanih (Ol > lO%)TefdE (Ol < l0%)

t 5

l 6

198

Apéndiées comPlementarios

Apéndice 7. Clasificaciones de rocas sedimentarias detríticas

La clasificación de las rocas detriticas se realiza en función de los porcentajes rnodales de los cua-

tro componentes que aparecen en la figura adjunta (modificada de Dott, 1964, Journal of SedimentaryPetrology, 34: 625-632): cuarzo, feldespatos, fragmentos de roca y matriz. El porcentaje de matriz es-tablece las diferencias entre los tres gupos principales de rocas -arenitas, grauwacas y lutitas-. Fn

el uso de esta clasificación es conveniente indicar los criterios que se han aplicado al efectuar el con-taje modal, es decir, exponer con todo detalle qué elementos se han incluido dentro de cada uno de loscomponentes del diagrama.

Apénd¡ce I

Apéndice 8. Clasificaciones de rocas sedimentarias carbonatadas

La clasificación que se expone a continuación incluye las modificaciones propuestas por Wright, V.P. (1992; Sedimentary Geology,76: 177-185) y la clasificación textural ¿e ñu¡tram (lé62) posterior-mente ampliada por Embry y Klovair (1971). Se trata de una clasificación en la cual

"l ".it".io d"

"n-trada es el origen de la textura que actualmente observamos en la ¡oca carbonatada. Una vez identifi-cado dicho origen, el empleo de esta clasificación es simple, en sentido descendente.

Origen de la textura o estructura

Sedimentario(de depósito) Biológico Diagenético

Soportada porla matriz

(< 1/16 mm) Granosoportada Organismos ln situ No obl¡terativaOblite-raliva

Granos< 10 o/o

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Granos> 10 0/"

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Sinmatriz

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Float-stone Rudstone Cr¡stales

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Micro-sparstoneGranos > 2 mmo

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Apéndices comPlementarios

Apéndice 9. Clasificaciones de rocas piroclásticas

Un piroclasto resulta de la fragmentación de un proceso volcánico explosivo; este proceso puede

ser variable, esencialmente magmático o hidrovolcánico, o bien freático o, incluso, más complejo, pero

en todo caso la clasificación de estas rocas responde a criterios genéticos y no a la litología (téngase

en cuenta que un piroclasto puede ser también de naturaleza metamórfica o sedimentaria y no exclusi-vamente ígneo aunque, en [a práctica, estos últimos sean los más frecuentes).

Hay muchas clasificaciones propuestas y la de Schmid (1981) parece la más satisfactoria (v. figu-ra inf'erior). Esta clasificación aborda un primer criterio basado en la granulometría (tamaño de partí-cula en milímetros) que es definitorio de la nomenclatura del piroclasto (desde 1/16 mm: ceniza fina,hasta >64 mm bomba/bloque) y, a continuación, establece el tipo de depósito piroclástico según doscategorías: a) tefra o escoria, cuando el depósito no está consolidado, y b) roca piroclástica cuandoeste depósito está consolidado.

Está extendida la nomenclatura de piroclastos juveniles o esenciales cuando conesponden a unmagma en erupción, los accesorios si estos piroclastos proceden de una erupción anterior y piroclastoaccidental (también renolito o enclave) si su origen es ajeno al magma.

Los depósitos piroclástícos implican dos rasgos (Cas y Wright, 1987): a) estar constituidos por pi-roclastos y ser resultado directo (no retrabajado) de una actividad eruptiva; ambos elementos (genéti-

cos) indican un depósito primario. Ahora bien, las subdivisiones terminológica.s (frecuentes y abun-dantes) en el interior de las piroclastitas pueden ser de ca¡ácter descriptivo o genético. Los términosdescriptivos consideran factores, como la granulometría, el carácter móvil o consolidado, los rasgos li-tológicos (textura de los elementosjuveniles; composición y proporción de los xenolitos, etc.). En estecaso, son válidas denominaciones, como tuff de cenizas con lapilli escoriáceo, etc. A su vez, los tér-mínos genéticos hacen referencia a los procesos de erupción que determinan las características del de-pósito; estos procesos incluyen una amplia serie de factores como la vesiculación, la fragmentación, lamodalidad del transporte, etc. (un estudio detallado se ofrece en Cas y Wright, 1987) y todos estos fac-tores hacen referencia, en definitiva, al estudio de mecanismos estrictamente magmáticos, hidrovolcá-iicos o freáticos.

Apéndice 10Apéndice 10. Clasificaciones de rocas metamórficas

La naturaleza del metamorfismo no facilita una clasificación de las rocas de forma análoga a lasexrstentes para las rocas ígneas. Los diversos autores (y escuelas de metamorfismo) han oi-ertado di-versas propuestas que, examinadas en conjunto, no presentan grandes dificultades al estudioso espe_cialista pero, al mismo tiempo, no son muy asequibles para el estudiante que se inicia en el metamor_fismo. El objetivo desanollado en este caso tiende a orientar este estudio según tres rasgos: a) resaltarlos caracteres (macroscópicos y microscópicos) de la roca, b) considerar el tipo de metamorfismo y c)aportar una denominación (sin abordar, propiamente, los requisitos de una nomenclatura.). Estos iresrasgos, indicados en la figura aneja (basado en Shelley, 1992), están de acuerdo con los ejemplos ex-puestos en este Atlas.

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Diámetrode la Piroclasto

partícula

Depósito piroclástico

No consolidado:escor¡a

Consolidado:roca piroclástica

Bomba,bloque

64 mmLapilli

2 m mPartícula de

ceniza fina

1/16 mmPartÍcula de

cenlza gruesa

Aglomerado, capa de blo-ques o bombas, escor¡ade bloques o bombas

Aglomerado,brecha piroclástica

Capa de lapilli,escoria de lapilli

Toba de lapilli

Ceniza gruesa Toba cinerÍt¡cagruesa

Ceniza finaToba cinerítica

fina

Caracteresmacroscópicos y

microscópicosde la roca

Tipo demetamor-

fismo Denominación

Esencialmente ígneos, sin defor-mac¡ón destacada a escala oegranos y con m¡nerales h¡drata-oos

Hidrotermal y/o

incipiente

Se emplea el prefijo meta- delante del nombre dela roca or¡ginal: p. ej., metabasalto

Nombres especiales: greenstone, espilita, epidioritay propilita

Esencialmente sedimentarios opiroclásticos, con texturas prin-

c¡Dalmente sedimeniar¡as

Hidrotermal y/o

incipiente

Se emplea el prefijo meta- delante del nombre dela roca or¡ginal: p. ej., metagrauwaca

Deformación intensa a escala oegrano mtneral Dinámico

Cataclasitas (sin fabricar planar), milonitas (con fá-br¡ca planar). Frecuentemente, se añade el nom-bre de la roca original, p. ej., milonita granítica.

Términos específicos: protomilonita, ultramilonita,blastomilonita, f ilonita y seudotaqu¡lita

Roca bien

cristalizada orecr¡stalizada

Casos especiales

(rocas con.

compostcton

esencialmente

monomineral o

bim¡neral)

uonlaclo +regional Composición carbonatada: mármoles

H¡drotermal Minerales del grupo de la serpentina: serpent¡nitas

RegionalCuarzó: cuarcita

Olivino + piroxeno: peridotitas metamórficasOnfacita + piropo: eclooitas

de orientación

Rocas que carecenContacto

Corneanas (pelÍticas, calcáreas V básicas)Términos especiales: buchita

Regional Algunas granulitas y charnock¡tas

Rocas con

orientac¡ón

obvia de

los m¡nerales

Regional

Rocas fácilmente fisibles: pizarra y esquistos (pelí-ticos, calcáreos y talcoesquistos

Roca con fisibilidad irregular, según el tamaño delgrano: esquistos verdes, esquistos azules y anfi-bolitas

Rocas poco o nada fisibles: gne¡s, migmatitas, al-gunas granulitas y charnockitas

202 203

Apéndices comPlementarios

Apéndice 11' Análisis modal

El análisis modal consiste en expresar eI porcentaje (en volumen) de cada uuo de los minerales (A,

B . . .X ) componen tesde la roca ( roca= ) [po rcen ta j edem ine ra lA+po rcen ta j edem ine ra lB+ . . . +po r -centaje de mineral Xl). El resultado en porcentaje de un mineral, o grupos de minerales, se emplea para

clasificar (p. ej., en el sistema QAPF, de rocas ígneas) o bien para comparar unas rocas con otras y, en

definitiva, permite establecer valoraciones sobre el contenído (pref'erente o no) de unos minerales res-

pecto a otros para una roca aislada o para varias rocas resultantes de un mismo proceso genético.

Un petrólogo, Delesse (1898), relacionó el porcentaje de los minerales presentes en una lámina

delgada de roca con el porcentaje en volumen de aquellos minerales en una roca. Como requisito pre-

vio, el área de medición en una (o varias) láminas delgadas debe ser proporcional al volumen de los

minerales en la roca; esta exigencia se resuelve por el denominado índice de Chayes (IC en fig. B) que

consiste en determinar el número de granos minerales, de cualquier roca, presentes en una longitud de

40 mm de lámina microscópica. El coeficiente calculado (número de granos minerales/4Omm) y, ade-

más, la elección de un valor de precisión para el análisis modal indica, con ayuda de un ábaco (v. fig. B),

el número de Iáminas microscópicas necesarias para realizar un contaje de puntos con destino a un aná-

lisis modal. Así pues, la relación de equivalencia entre el área de superficie que debe medirse (lámina

delgada) y el volumen de roca dio origen a una cuantificación de los porcentajes de minerales en una

lámina delgacia (partiendo de una previa y exacta identificación microscópica) y surgieron diversas téc-

nicas de contaje, siendo el contador de puntos (con diversos modelos) Ia más útil. Esta técnica consta

de dos partes (fig. A): a) una platina mecánica fijada a la platina del microscopio y b) un tabulador que,

unido por un cable eléctrico a la platina microscópica, permite desplazar, según un valor determinado,

la 1ínea de contaje en 1a lámina microscópica.La lámina microscópica (habitualmente 2 x 3 cm de área que debe medirse) se insefia en un caÍo

con dos ejes {X e Y} donde. I i jada una posic ión rp. e j . . la de Yl . se desplaza l r otra (p. e j . . e l e je X. que

comprende diversas 1íneas de medidas separadas por un valor definido). La superficie de lámina micros-

cópica se convierle así en una malla de puntos donde cada grano nineral comprenderá un número deter-

minado de puntos y, en consecuencia, este método tiende a calcular el número de puntos conespondien-

tes a cada uno de los granos minerales, con una composición concreta que, en definitiva, se expresa en

un porcentaje. Así pues, la línea X atravesará un número de minerales observables, sucesivamente, en elretículo del ocular. Una vez identificado el mineral en el retículo del ocular, se pulsa la tecla del tabula-

dor-contador de puntos corespondiente a la composición de ta1 mineral y se le asigna un v¿Llor (un pun-

to de medida para un mineral identificado) en el contador que, emitiendo un impulso eléctrico, desplazaIa roca una distancia (predeterminada) en la dirección asignada (X en el ejemplo) y facilita *í una nuevaposición de observación (del mismo mineral anterior o de otro mineral nuevo). Una vez contados todoslos puntos de una línea, se traslada un valor prefijado a la siguiente línea paralela (es decir, se hace un

barido de líneas paralelas para el área total de la lámina microscópica). Finalizado el contaje de todas laslíneas (final del barrido) se traduce a porcentajes el número de puntos asignados a cada uno de los minera-les componentes de la roca, lo que, según el principio de parlida, la suma total de puntos de todos los mine-rales (con sus porcentajes respectivos) es representativa del área total de roca en su lámina microscópica.

La granulometría de los minerales es un factor decisivo, pues una roca con granos muy pequeñospuede satisfacer la representatividad invocada mientras que otra roca con granos minerales de gran ta-maño exige aumentar el número de láminas que deben medirse. Otro requisito es la elección del corteadecuado de roca para hacer la lámina delgada debido a la influencia de una orientación mineral pre-

ferente respecto a una roca no orientada. Estos y otros requisitos no son fáciles de satisf'acer y, en todocaso, el número de puntos necesarios que debe contarse es muy elevado para obtener una buena re-presentatividad (v. Hutchison, 1974 y Roubault, 1982). Una solución que intenta agilizar esta tarea,lenta y fatigosa, consiste en teñir algunos minerales y emplear un detector óptico automatlzado que,

sensible a la tinción, es capaz cie integrar las áreas minerales y traducirlos a porcentajes: estos re-sultados son más satisfactorios en unas rocas que en otras, aunque son poco aplicables a algunas rocas

volcánicas (con vidrio) o a otras ígneas con minerales sin una tinción específica. (El lector interesadopuede consultar los resultados obtenidos con un analizador videográfico interactivo de fácll adoptación

a esta técnica; v. Lapique, F. Champenois, M., y Cheilletz, A., 1988, en BulL Minerctl ll1: 679-687).

204

Apéndice 11

Si bien es innegable la utilidad del método del análisis modal en trabajos de investigación, es másfrecuente en los trabajos habituales proceder a estimaciones semicuantitativas aproximaáas. Compren-de establecer la abundancia relativa entre minerales representativos y con valor clasificatorio; (p. ej.estimar el porcentaje total del cuarzo respecto al del f'eldespato y la plagioclasa con des¡no a estlmarla posición de un punto en un diagrama QAP [cuarzo-feldespato-plagioclasa]. Esta estimacrón Derso-nal al microscopio resulta facilitada por el contraste con diagramas donde se expresan estimacionesde abundancia de puntos [equivalentes a minerales] según valores variables desde el 1. o/a hasta el 5O Va(v. fig. C). La experiencia adquirida f'acilita establecer una clasificación y así, para una roca concreta,es posible estimar, semicuantitativamente, la abundancia relativa ent¡e dos o tres especies mineralesdiscriminantes de un grupo litológico (p. ej., en un granito comprendería establecer la proporción def-eldespato y plagioclasa; en un gabro, la proporción de piroxenos respecto al olivino y, después, laabundancia entre ortopiroxenos y clinopiroxenos, o bien de plagioclasa respecto a piroxeno, etc.; en de-finitva, consiste en comparar las abund¿tncias (porcentajes aproximados) de los dos o tres mineralesque, presentes en la roca, tienen interés clasificatorio).

Nq de láminas necesarias

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960 625 480 320 160superficie de la lámina (mm.)

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Apéndices comPlementarios

Apéndice 12' Tinciones de minerales

Teñir significa dar a un objeto un color distinto al que tenía; en el caso de los minerales consiste

en provocar la reacción de una sustancia química (o secuencia de sustancias) cuya reacción con un mi-

neral determinado da un color característico para dicha especie y distinto al de otras especies minera-

les con el fin de facilitar su identificación al microscopio o por otras técnicas visuales. Algunos mine-

rales, como el cuarzo (SiO.), no se pueden teñir y otros, muy difícilmente por lo que, en la actualidad,

estamos lejos de disponer de tinciones específicas que caractericen, con valor discriminante, todas las

especies minerales. No obstante, los logros obtenidos son de gran valor al comprender tinciones en/el-

despatos, feldespatoides (ctya presencia en una roca ígnea implica la ausencia del cuarzo singenético),

brucita y serpentina, plagioclasas, carbonatos, erc.Las tinciones de feldespatos pueden realizarse sobre lámina delgada sin cubrir o bien directamen-

te sobre una tableta de roca con superficie lisa. El proceso consta de los siguientes pasos:

1) Ataque de la superficie de roca con vapores de HF concentrado (48 Vo), en el caso de láminas

delgadas o bien por inmersión directa en HF, durante un tiempo que oscila, según la composición de

la roca, entre l/4-314 de min. (Atención: este proceso se debe realizar, siempre, bajo una campana ex-

tractora y evitando el contacto entre el ojo y 1os vapores de este ácido.) Tras este proceso se puede rea-

lizar un ligero lavado con agua, necesario si se ha sumergido la muestra en HF.

2) Se introduce por inmersión la roca dos veces, brevemente, en una solución al 5 Vo de BaCl,

lavándola a continuación.3) Finalmente se sumerge la muestra (l-4 min) en una solución saturada de cobaltrinitito sódico

lavando, a continuación, con chorro de agua el exceso de cobaltrinitito.En algunos casos, puede ser necesario repetir el proceso (1 min. o incluso más de ataque con va-

pores de HF, contacto con BaCl, posterior inmersión ---4 a 5 min- en cobaltrinitito y lavado final con

chorro de agua). Los feldespatos alcalinos (y las leucitas) resultan teñidos de aniarillo sin estar af'ecta-

dos el cuarzo ni las plagioclasas y otros minerales. Interesa evitar, para cada tipo de roca, un exceso o

defecto de tinción. La coloración se basa en la fijación de la solución en minerales que contienen K.

La tinción para plagioclasas puede realizarse como continuación de la marcha seguida en la tin-

ción de feldespato, añadiendo además el siguiente paso:4) Dejar caer una pequeña cantidad de solución de rhodizonato ácido de potasio (0,05 g/20 ml

de agua; se puede emplear igualmente el rhodizonato ácido de sodio, mejorando los resultados para las

plagioclasas muy sódicas) sobre la superficie de la roca y dejar actuar durante 1-2 min. I-avar a conti-

nuación. La plagioclasa adquiere un color rojo intenso.La brucita puede distinguirse de la serpentina por ofra tinción con ataque previo (inmersión) de la

roca en HCI diluido en el que previamente se han disuelto algunos cristales de ferrocianuro potásico;

el tiempo de inmersión varía con la composición de estos minerales en las rocas diversas. La brucita

se tiñe de azul y la serpentina, en verde pálido.Los feldespatoides pueden teñirse extsndiendo sobre la roca una capa delgada de ácido fosfórico si-

ruposo y esperar su reacción durante 3 min. Tras un lavado con agua se sumerge la roca (1 min) en una

solución al 0,25 7o de azul de metileno y se lava la roca. La nefelina, sodalita y analcima se tiñen de

azul intenso y la melilita de azul claro mientras que el feldespato potásico, la leucita y la plagioclasa re-

sultan inalterados. La nefelina puede distinguirse, por tinción, de la plagioclas¿ extendiendo en la roca,

con una pipeta, HCI concentrado y se deja reaccionar (4 min); se lava con agua y se extiende una solu-ción de verde malaquita (1 gr en 200 ml de agua destilada) dejándo1a reaccionar (50-60 seg) con lo que

la nefelina se tiñe de verde intenso. Tras un secado (aire) durante 24 horas se somete dicha roca a va-pores de HF (45 seg en una temperatura de 30-40'C) y desaparece, temporalmente, el color verde de la

nefelina. Se sumerge la roca en una solución de cobaltrinitito sódico (3-4 g en 6 ml de agua destilada)

durante 2-3 min (o, según las rocas, hasta 10-15 min) y se lava la roca. El feldespato potásico se tiñe de

amarillo (también en las pertitas), la nefelina recupera el color verde y la plagioclasa no se tiñe.

La tinción en carbonatos (Warne, 1962), muy frecuente, está descrita en muchos manuales de pe-

trología sedimentaria (también en el Hutchison,1974).La tableta de roca se ataca con HCI diluido (8-

10 ml en 100 ml agua destilada) y se deja reaccionar -en frío- (3 min); se cubre la roca con solu-ción de alizarín rojo S y se deja reaccionar (5 min) debiendo mover la roca para evitar la formación de

206

Apéndice 12

burbujas y se lava la roca con agua. como resultado, se tiñen: a) de rojo (calcita, whiterita, calcitamagnesiana y aragonito), b) de púrpura (ankerita, ferro-dolom,ita, estroncianita y cerusita) y c) no setiñen los siguientes carbonatos y sulfatos (anhidrita, siderita, dolomita, rodocrosita, magnesita, smith_sonita y el yeso). Este resultado puede ser suficiente en muchos casos comunes {p. ej.. calizas con cal_cita y dolomita). De no ser así, repitiendo este test, con igual volumen de rojo aliiarín S y 30 Zo deNaOH (solución) e hirviendo (5 min) se tiñen todos los minerales del grupo c) excepto la anhidrita. Esdecir, la siderita se tiñe de castaño oscuro a negro, y de color púrpura lo hacen la dolomrta, rodocrosi-ta, magnesita, yeso y smithsonita. Para distinguir todos los minerales teñidos de púrpura se someten aun hervido (5 min) en una solución con volúmenes iguales de alizarín rojo S y solución al 5 Vo deNaOH resultando teñidos de púrpura la magnesita, el yeso y la smithsonita y sin teñir la dolomita y larodocrosita. Para los minerales del grupo b) se procede hervir (5 min) en una solución de rojo alizarínS y 30 Vo NaOH donde la estroncianita no se tiñe, la ankerita y la fenodolomita, en púrpura oscuro yla cerusita se tinta en castaño rojizo oscuro. Después de las tinciones indicadas se lavan las muestras,varias veces, con agua y una solución diluida de NaOH de forma previa al ataque con la solución Feigl.Tras un ataque de la muestra con CIH se sumerge en [a solución Feigl (10 min) donde el aragonito setiñe de negro y no se tiñen la calcita, witherita y calcita magnésica. Después, se ataca la roca con CIHdiluido y se lava bien con agua destilada para, después, sumergir la muestra en una solución de ácidorhodizónico (5 min) y así la whiterita adopta una pátina roja. Cuando interesa distinguir la rodocrositay dolomita se ataca la roca con CIH diluido, con lavado posterior (agua destilada) seguida de inmersiónenunaso luc i óndeNaoH( l - 3vo ,du ran te0 ,5 - l m in )que , conun lavadoysecadopos te r i o r ( l , 5m in ) ,se añade una solución de bencidina fría resultando la rodocrosita teñida de azul mientras que la dolo-mita no se tiñe. La distinción entre magnesita y smitshovita requiere un ataque con CIH diluido con la-vado (agua destilada) seguido de una inmersión de la roca en una solución, a partes iguales, de solu-ción de magnesón y de NaOH (30 7o) obteniendo que la magnesita se tinta de azul (l min) o azul in-tenso (2-3 min) y la smithsonita no se tiñe o adquiere un tono azul pálido pasados 5 min. El problemaformulado puede requerir sólo un proceso, o dos, en rocas de composición sencilla y con relativa rapi-dez de elaboración.

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201

Acmita (Acm)Actinolita (AcoAegir ina

Apéndices comPlementarios

Apéndice 13. Relación de minerales más frecuentes con su notación (según Kretz, 1989) y com-

posición química

Sinónimo de egir ina (o aegir ina) NaFe'.[Si,On]Ca,(Mg,Fe't,Mg).Si,O,,(OH), a Ca,(Fe'.,Mg).Si,O.,(OH),NaFe'.ISi,Oo]

Aegil ina-augita (Agt) (Na,Ca)(Fe,Mg)Si.O.Albira (Ab) NaAlSi.O"Almandino(Alm) Fe.r.Alrsi.O,,

(Ca,Ce),Fe,Al,Si.O,r(OH)Más completa:(ca,Mn,ce,La,Y,Th),(Fe'. ,Fe',Ti)(Al,Fe"),O.oH Isiror] [sior]Ca.(Fe',Ti), [(Si,Al,Fe'-).O,,]NaIAlSi,O"lH,OAl,sio.(Am)CaSO,Ca(Mg.Fe)(CO.),K,Fe,,IS i,,Al,O,J (OH),CaAl,Si,O,(Na,K)AlSi.O,Mg,Si,O-(OH).(Mg,Fe),Si*O,,(OH,F)rCa.(PO.),(OH,F,Cl)CaCO,Na.(Mg,Fe)rAlSinO,(OH,F)l(K.Na).Fe,Ti,Si"Or.(O,OH,F),Ca(Mg,Fe)Si,O.(Ca.Fe).Al,BSioO,-.OH

BaSO,Be,Al, lSi, ,O,,]K(Mg,Fe),AlSi,O,o(OH,F),AIO(OH), parte del Al puede estar sustituido por Fe'.Mg(OH),

CaCO,CuFeS,CLr,SLa serie cancrinita-vishnevita t iene como fórmula:(Na,Ca, K). *[Alnsioo,.] (CO,,SO*,CI,OH),, I -5,H,OLa fórmula ideal de la cancrinita como término cálcico de la serie es:Ca,Na,,AloS i.O,,(CO.),. 2H,OMnAl,Si,O,,(OH),Variedacl de la glauconita (ver su fórmula) con mayor Fe'- y Mg yrnenor Fe'- y Al.SISO.. con algo de Ca(Na, K,Ca).Ca.41,,,(Al,Si).Sir, ,O,,, .40H,ONaFe,' tB.(Al,rsiro,),(oH).Al,sio,Polimorib de MgSiO,Polimoúb de FeSiO.

Clinozoisita (Czo)Clori ta (Chl)Cloriroide (Cld)

Coesita (Cs)Condrodira (Chn)Cordierita (Crd)Corindón (Crn)Covell ina (Cv)Crisoti lo (Ctl)

Cristobal i ta (Cls)Cromita (Chr)Cuarzo (Qtz)Cummingtonita

(Cum)

Distena/Cianita (Ky)Dolomita (Dol)Dravita (Drv)

Edenita (De)Egil ina (o Aegir ina)Elbaíta (Elb)Enigmatita (Aen)Enstati ta 1En.¡

Epidota (Ep)

Escapoli ta(Scp)

Esfaleri ta (Sp)Esf'en:r/Titan ita (Ttn )Esmecti ta

Espesart ina (Sps)Espinela (Spl)

Espodumena (Spd)Estaurol i ta (St)

Esti lbi ta (Stb)Esti lpnomelana (Stp)Estroncianita (Str)Eudial i ta (Eud)

Apéndice 13

Ca,Al,O.AlOH I Si:O,l ISiO,](Mg,Fe,Al), ,(Si,Al),O,,,(OH),0(Fe,Mg),Al,Si,O,)(OH).o también: (Fe'-, Mg,Mn).(AI,Fe!)(OH).Al,O,fSiOrl,sio,Mg(OH,F),2Mg,SiO,(Mg,Fe),Al.Si.O,, o tarnbién: (Mg,Fe),ISi.AltO,,]nH,OA]:O.JCuSMg.SirO-(OH)r, puede cambial cantidades pequeñas de Fe'., Fe'-raras de Mn, Al o Nisio,Fet.Cr.o'sio,(Mg,Fe),Si,O,,(OH),CaMgSi.O,, pero recordando que laCa(Mg,Fe)[Si,O.]

serie diópsido-hedenbergita es:

Al,sio-CaMg(CO,),NaMg,B,Al.( AlSirO,).(OH),

La serie edenita-Fe-edenita es: NaCa,(Mg,Fe). lSi,AlO,l(OH)lNaFe'.ISi,O"]Na(Al,Fe'. ,Mn,Li).B.Al.(AlSi,O,,),(OH.F),Na,Fe.TiSi,,O.,,Si es pula: MgSiO.: más f iecuente es la serie enstat i ta-t 'errosi l i ta:(Mg,Fe') [SiO,]Ca,Fe'-Al,Si,O,,(OH)N{ás cornpleta: C,AI,O.(Al,Fe'-)OH lSi,O,l [SiO,]La serie es marial i ta (polo sódico)-r.neionita (polo cálcico):3(NaAlSi.O,)NaCl-3(CaAl,Si,O*).CaCO.o más simpli f icada: Nar(Al.Si,O,)Cl-Ca,(Al,,Si, ,O,,)CO.Una composicir in global admit ida es:(Na.Ca.K),IAl,( Al,Si ).Si.O,,](Cl,CO..SO,)ZnSCaTiSiO,(O,OH.F)Dioctaédrica. ( I /2 Ca,Na)u,(Al,Mg,Fe).[(Si.Al),O,,, ] (OH),.nH,OTrioctaédrica. ( I /2 Ca,Na)' ,(Mg,Fe,Al)"[(Si,Al),O,,, ] (OH),.nH,OMn.A l ,S i .O,En general (tér'rnino puro), MgAl,O.; más fiecuente, (Fe.Mg)Al,O,.En realidad hay tres series según que el ión trivalenre sea AI (espi-nela alumfuica, espinela hercinita, etc.). Fe (o serie de la magneti ta)o Cr, (espinela cromífera o cromita)LiAlSi,O"(Piroxeno con Li)(Fe.Mg),(Al.Fe),,Si.O,.(O,OH).o rambién: (Fer"Mg,Zn),(Al,Fe!,Ti ). ,O,,1 ( Si,Al )O.1,(O,OH),(Na,Ca),Ca,Alr, ,(Al,Si)rSi, .O,..28H,O; algo de K puede slrsr iruir al NaK(Fe,Mg,Al),S i ,O,,,(O,OH)..3H,OSrCO.(Na,Fe,Ca).ZrSi^O -(OH,C .

Al lanita (Aln)

Andradira (Adr)Analcima(Anl)Andalucita (And)Anfíbol (grupo del)Anhidri ta (Anh)Ankerita (Ank)Annita (Ann)Anortita (An)AnortosaAntigorita (Atg)Antofilira (Arh)Apatito (Ap)Aragonito (Arg)Aúvedsonita (Aú)Asrrofilira (Asr)Augita (Aug)Axinita (Ax)

Baritina (Brt)Beri lo (Brl)Biorira (80BoehInita (Bhm)Brucita (Brc)

Calcira (Cal)Calcopir i ta (Ccp)Calcosina (Cc)Cancrinita (Ccn)

Caúblita (Cp)Celadonita (Cel)

Celestina (Cls)Chabacira (Cbz)Chorlo (Srl)Cianita/Distena (Ky)Clinoenstatita (Cen)Cl i nof'errosilita (Cfi)

208

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Apéndices comPlementarios

Favalita (Fa) Fe,SiOo si es pura; más habitual: (Fe,Mg)'SiO-., o bien Fo.o-Fon

F;íd.;;"t" potásico iK.Na)AlSi,O,; en la práctica, con algo de Fe'.,Ba y Ca

Apéndice 13

CaAl,Si,O,(OH),.H,OK,(Li,Al)..0[Si0.,41,., O,o] (OH,F).KAISi:OoFeO.OH.nH,O

MgCO.FetFelro,Ca.Al.ISirAl.O,J(OHL(Ca,Na).[(Mg,Fe'-,Al,Si),O,]Los términos extremos son: CarAl,SiO, (gehlenita)-Ca,MgSi'O'(akermanita)KAlSi.O,MoS,(Ce,La,Th)PO,CaMgSiO, o también Ca(Mg,Fe)[SiO"]Variedad dioctaédrica de esmectita (ver este grupo)

KAl.Si.O,,,(OH,F),A.losi,o,.

Na,oIAl,,,S i.*Or,,]. 1 6H.ONaAlSiO.Na-(Al"Si"O,.)SOo

Solución sólida con términos en Mg,SiOo-Fe'SiO.(ca,Na)(Mg,Fe'-,Fe'-,AlXSiOul(Mg,Fe)SiO.(K,Na)AlSi.O,

Na,AloISioAl,O,J(OHLLa serie Pargasita-Fe-Pargasita es: NaCa,(Mg,Fe),AlISioAl,O"](OH),Ca,NaSi.O,(OH)(Fe,Ni),S*MgoCaTiO,Los análisis químicos actuales dan la composición:(Ca,Na,Fe'-,Ce,Sr)(Ti,Nb)O.Más completa: ca,(Mn},Fe'*,Al)"o.oHlsi,),1 [sio,](Mg,Fe'-,Ca) (Mg,Fe'].)[Si,oó] "

FeS,A1Si,O.(OH)Mg.Al,Si.O,.Fe,--S, donde 0,2> x> 0Serie de Albita-Anortita, Na(AISi,O,)-Ca(Al.Si,O*)ca,(Al,Fe*)Al,si.o,,,(oH),Ca.(Mg,Fe)Al.SióOr.(OH)..2H,Oo también: ca,Al,(Al,Fe'-,Fe'-,Mg),.olsi.(o,oH),1 [sio.] (oH,o).

NarFe-.Fe'.,ISi-O,rl( OH )?(Mn,Ca,Fe)[SiO,]MnCO.Tio,

(Kfs)Fengita (Phe)

Ferrosilita (Fs)Flogopita (Phl)

Fluorita (Flt)Forsterita (Fo)

Galena (Gn)Gedrita (Ged)Gibbsita (Gbs)Glaucofana (Gln)Glauconita (Glt)Goethita (Gt)Grafito (Gr)Granate (Grt)

Grosularia (Grs)Grunerita (Gru)

Halita (HI)Hastingsita (Hs)

Humita (Hu)

Idocrasa./Vesubiana(Ves)

Illita (Ill)Ilmenita (Ilm)

Jadeíra (Jd)

Variedad de la moscovita (v. fórmula) donde la relación Si:Al tetraé-drico varía desde 6:2 a 7:lFeSirOuK(Mg,Fe'-)u(Si6.Al.)O20(OH)u; algo de Na puede sustitufu aI K y algode Ba al K.CaF,Si es pura, Mg,SiOo; más real (Mg,Fer.),SiO+; o bien Fo,*-Fo,o

PbS( Mg.Fe),Ai,Si"O),(oH.F)rA1(OH)3, con impurezas frecuentes de Fe'*, Si y PO"Na.Mg,Al,Si,O"(OH).(K,Ca,Na), o.,u(Fe'*,Mg,Fe'-,Al),(Si,Al).o,0(oH),FeO, con frecuencia contiene cantidades pequpñas de Mn.CEn general: X,t*Yrt* [SiOo]. con X=Cat*,Mnt*,Fet*,Mg't e

Y - Fet.,Alt*,Cr'*,Tir.Ca.Al.Si.O,,(Fe,Mg),Si,O,,(OH),

ClNaLa serie Mg-Hastingsita-Hastingsita es:NaCa,(Mg,Fe)oFe"ISiuAlro,,] (oH).

Haüyna (Hyn) (Na,Ca)u'AluSiuO,..(SO*H),.:Hedenbergita (Hd) CaFeSirOu pero recordando que la serie diópsido-hedenbergita es:

Ca(Mg,Fe)[Si,O']Hematites (Hem) Fe.O.Hercinita (Hc) Fe'*AI,O,Heulandita(Hul) (Ca,Na',K').[Al85i"O"].24H'OHidrogrosularia Ca.Al,Si'O*(SiO")'.-(OH)..Homblenda (Hbl) En s.s.: Ca,(Mg,Fe)"A1[Si'AlO"](OH)'

El grupo general es: (Na,K),',Car(Mg,Fe'-,Fe'-,Al).Siur,,Al'0., O,,(OH),Una fórmula más práctica es: NaCa,(Mg,Fe)"AlSiuAl,O',(OH,F)'Mg(OH,F),.3Mg,ISiO,]

Ca,,,(Mg,Fe),Al.SiaO.o(OH,F)o o tambiém: Ca'n(Al,Fe)'o(Mg,Fe),ISi,o,l"Isio.],0(o,oH,F),0Kr.. | 0AloISi6.5_7.oAl'.r'.ooro](oH)oFeTiO.

NaAlSi,Ou

Kalsilita (Kls) KlAISiOllKaolinita (Kln) Al.[Si4O,0](OH)sKaersutita (Krs) En detalle: (Na,K)Ca,(Mg,Fe'-,Fer.,Al).(Ti,Fe'-)[SiuAl'o"](o,oH,F),

o simplificada: NaCa,(Mg,Fe)o(Ti,Fe)Al'Si,,O,,(OH,F),Katoforita (Ktp) La serie Mg-Katoforita-Katoforita es:

(Na)CaNa(Mg,Fe'-)*Fe'.ISi'AlO,,] (OH,F)'

Lamprofilita (Lpt) Na.(Ca,Fe)Ti,Si3O,4(OH)Laumontita (LmO Cao[Al,Si,uO.,].16H'O

210

Lawsonita (Lws)Lepidolita (Lpd)Leucita (Lct)Limonita (Lm)Lizardira (Lz)

Magnesita (Mgs)Magnetita (Mag)Margarita (Mrg)Melilita (Mel)

MicroclinaMolibdenita (Mo)Monacita (Mnz)Monticellita (Mtc)Montmorillonita

(Mnt)Moscovita (Ms)Mullita (Mull)

Natrolita (Ntr)Nefelina (En)Noseana (Nsn)

Olivino (Ol)Omfacita (Omp)Ortopiroxeno (Opx)Ortosa (Or)

Paragonita (Pg)Pargasita (Prg)Pectolita (Pct)Pentlandita (Pn)Periclasa (Per)Perovskita (Prv)

Pigeonita (Pgt)Pirita (Py)Pirofilita (Prl)Piropo (Prp)Pirrotina (Po)Plagioclasa (Pl)Prehnita (Prh)Pumpellyíta (Pmp)

Riebeckira (Rbk)Rodonita (Rdn)Rodocrosita (Rds)Rutilo (Rt)

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Apéndices comPlementarios

Sanidina (Sa)Serpentina (SrP)Sericita (Ser)Siderita (Sd)Sillimanita (Sil)Sodalita (Sdl)

Talco (Tlc)Thomsonita (Tmp)Titanita,/Esfena (Ttn)Topacio (Toz)Tremolita (Tr)Tridimita (Trd)Troilita (Tro)Tschermakita (Ts)

Turmalina (Tur)

Ulvóespinela (Usp)Uvarovita

Vermiculita (Vrm)Vesubiana./Idocrasa

(Ves)

Wairakita (Wa)witherita (wth)Wollastonita (Wo)Wüstita (Wus)

Yeso (Gp)

Zafirina (Spr)Zircón (Zrn)Zorsita (Zo)

(K,Na)AlSi.O,Mg.Si,O.(OH),Variedad de hidromoscovitaFeCO.A1.SiO.Na,[41,,Si,,O,.]C1.

Mg,Si.O,,,(OH),NarCarIAl,,,Si,oO,,,].24H.OCaTiSiO,(O,OH,F)AlrSiOr(OH,F)rCa.Mg.Si,O.,(oH,F), o también: Ca,(Mg,Fe'-),ISi,o]rl (oH,F),sio?FeSLa serie Tschermakita-Fe-tschermakita es:Ca,(Mg,Fe),A1,ISi6Al,O,,] (OH),Na(Mg,Fe).Al,,B,Si60,,(OH,F)1o también: (Na,Ca) (Mg,Fe,Mn,Li,Al).(Al,Mg,Fe*)olSi.O,*l(BO.).(O,OH), (OH,F)

Fe,'-TiO.Ca,Cr,Si.O,,

(Mg,Ca),,.,,,,.,,(Mg,Fe'-,A1)u o[(Si,Al)*Or0] (OH)..nH,OCa,n(Al,Fe),, ,(Mg,Fe).ISi,O,], ISiO.], , ,(O,OH,F),0.

Ca(AlSi,O"),'H.OBaCO,CaSiO,FeO

CaSO..2H,O

(Mg,Fe),Al,SiO,o, o también: (Mg,Fe'.,Fer.,Al),O,[(Al,Si),,O,s]ZrSiO,Ca,Al.Si.O,,(OH)

Indice alfabético de materias

Nota. Los números en caracteres normales hacen referencia a las páginas y los números en negrita alas fisuras.

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Absorción (color de) 14acicular l2agregado brillante 160, 151albita 50aloquímico I l0alteración 30, 113, 114anfíbol 40, 4lanfibolita 155, 146, 167 -169

analcima 73, 74analizador 9andalucita 150, 151, 156, 157andesina 50andesi ta 69,79,80andesita-latita 69ángulo de extinción 26anhidrita 137, 138anormal (color de birrefringencia) 22, 44anortita 50anortosita 177, 178aragonito I l0arenita 107, 106arenita calcárea 126, ll9,120arenita glauconítica 128, l2l,122arenita micácea 124, ll7, ll8arcosa I 18, ll3,ll4augi ta 31, 32aureola de metamorfismo 153automorfb 10

Basalto 69, 68-72Becke (línea de) 2Q,16, 17berthierina 139, 140bioclasto II0, 125,126biotita 37-39, 154, 155h i r c f } i n o e n ¡ i ¡ 1 t

bytownita 50

Calcedonia 135, 136calcimudstone 136,129calc i ta I 10, 6 l -63catacl:,'rstica (textur a) I 62carbcrnatadas (rocas) 1 10-l 13,123-132

carbonatita 62cemento 108chert (v. silexitas)

cianita 150, 157,170, l7lclinopiroxeno 31, 32clorita 44cloritoide 160-162conglomerado 101,143contacto (metamorfismo de) 153cordierita 156, 157, 172-174corneana 153,154,157coronítica (textura) 148, 149cuarzo 45-48cuarzoarenita 1 14, 106, 109, 110cuarzograuwaca 107

Dacita 69diabasa 67diagénesis 107dinamometamorfismo 154diópsido 165,166diorita 69, 81, 82doble refracción 22rJolerita 67 , 73,74dolerita alcalina 73, 74dolomita 62, I 10, 138, 130-132dolomítica (caliza) 138do lomía 138 ,130 -132dolostone 138dunita 69

Eclogita 146eclogita retrógrada 186, 179, 180esfena I 86espar i ta I l0espinela 158, 159esquisto 154,160-164esquisto azul 146esquisto verde 146esquistosidad de crenulación 147essexita 69evaporita 144exfoliación l6extinción 26ext inción ondulante 48, 1 16

Facies Ínetamórfica 154fayalita 32

2 1 2 213

índice alfabético de materias

feldespatos 50, 59

f'eldespatos alcalinos 50, 50-53

feldespatoides 60, 59-60' 94-101

fenocristal 12

filita 154fonolita 69,94-95forsterita 32,165,166

Gabro 69, 75-78glaucofana 186glauconita l2l,122gneis 154,170-174grado metamórfico 153grainstone 108, 123, 127, 128granate 64, 65granito 69, 89-93granito alcalino 69, 92, 93granoblástica (textura) 154granodiorita 69, 83-84granofídica (textura) 87, 88g ranu l i t a 146 ,175 ,176grauwaca 122, 107, 116grauwaca feldespática 107grauwaca lítica 107

Halita 137, 138hipovolcánico 67hornblenda 34-36

Ignimbrita 104, 105índice de refracción 18interferencia (color de) 22infaclasto 1.10,127intrusiones 67isótropo 24

Labradorita 50lamprófido 69, 102, 103latita 69leucita 99-101leucitita 99-101

Macla 28macla en sector 166, 157macla en larnelas 180, 173macla polisintética 56, 54-57magnetita 74mármol 165, 166matriz 108megacristal 12metamorfismo de contacto 153metamorfismo regional 153metasomatismo 153

214

Índice alfabético de materias

micr i ta 110, 129micritización 134microclima 52, 53microgranito 87, 88micropertita 50m i l on i t a 153 ,152 ,153mirmequita 52monzodiorita 69monzogabro 69monzonita 69mudstone 107, 108,129moscovita 40, 41

Nefelina 60, 59, 60,94-98

Ofítica (textura) 76oligoclasa 50olivino 26,27ooide 110,123,124opaco (mineral) 14ortopiroxeno 28-30ortosa 50, 52

Packstone 108,124,125pe lo i de 110 ,128peridotita 69,66,67perlítica (textura) 88, 85permeabilidad 107pertita 50, 53plagioclasa 50, 54-57p leoc ro í smo 9 ,14 ,7 ,8plutón 67poiquilítica (textura ) 70polarización 9polimorfismo 160, lB0polisintética (macla) 51, 54-56porosidad 107porfidoblasto 12prismático 12piroxeno 34-39, 182, 28-33piroxeno onfacítico 186piroxenita 69

Radiolarita 133,134relieve 18retrogradación 186riodacita 69riolita 69, 85, 86riolita alcalina 69rocas detríticas terrígenas 107¡oca dolomítica 138rojo de alizarina S 138rutilo 186

Sanidina 50, 5lsaturación en sílice 68serpentina 158, 159serpentinita 158, 159siderita 139, 140silexita de ¡adiolarios 140 133, 134silexita de reemplazamiento 142, 135, l36silli-manita 172-174solución sólida 3lsubarcosa 116, lll, ll2subautomorfo l0subl i tareni ta 120,115sienita 69sieirita alcalina 69sienita nefelínica 69, 96-98

Tefrita 69teralita 69

rermometamorflsmo 153toba 1 50toba vítrea 150, 144, 145toba soldada 104tonalita 69turmalina 7, 8traquita 69traquita alcalina 69

Volcánica (roca) 67volcánico (vidrio) 104volcanoclástico 150

Wackestone 108, 126

Xenomorfo 10

Zonación 28

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