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ATLAS EN COLOR

DE ROCAS Y MINERALES , EN LAMINA DELGADA

W. S. MacKenzie

A. E. Adams

MASSON, 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

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Reservados todos los derechos. No puede reproducirse, almacenarse en un sistema de recuperación o 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.

© 1997. MASSON, S.A. Ronda General Mitre, 149 - Barcelona (España) ISBN 84-458-0425-1 Versión española Versión española de la obra original en lengua inglesa A Colour Atlas of Rocks and Minerals in Thin 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 - 1996 Composición y compaginación: A. Parras - Av. Meridiana, 93-95 - Barcelona (1997) Impresión de las láminas: Grafos, S.A. - Barcelona (1996) Impresión del texto: Aleu, S.A. - Zamora, 45 - Barcelona (1997) Printed in Spain

Índice de capítulos

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10 Cristales de anfíbo l con dos familias de planos de exfo liac ión que forman un ángu lo aproximado de 120°. E n esta roca, las caras cris talinas parale las a los planos de exfoliación no se aprecian tan claramente como en los piroxenas (x 70).

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17

Relieve Los minerales incoloros que tienen índices de refracción similares y próximos al del medio de montaje (bálsamo de Canadá, Lakeside, etc.) no muestran límites definidos al ser observados al microscopio. Cuanto mayor es la diferencia entre el Índice de refracción de un rrilneral y el del material que le rodea, mayor es su relieve (11, 12). Cuando las variaciones del índice de refracción son débiles, se necesita cerrar parcialmente el diafragma de la subplatina para detectar las diferencias de relieve; si el microscopio no está equipado con dicha subplatina de diafragma, es difícil o, incluso, imposible detectar las variaciones de índices de refracción o evaluar el relieve (v. más 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 rrilneral en lámina delgada y mediante luz polarizada no analizada (nicoles paralelos o LPNA), su relieve puede variar durante el giro de la platina del microscopio, pues el índice de refracción del mineral, que es comparable al del medio en el que está incluida la roca (p. ej., Lakeside, etc.) puede cambiar. Algunos minerales tienen un índice de refracción que cambia con intensidad y el cambio del relieve puede ser considerable; este fenómeno es característico de los minerales carbonatados (13, 14). N. del T. Esta variación de relieve al girar la platina se denomina jrecuel1lememe «pleocrofsmo de relieve» y, en cualquier caso, es un fenómeno de observación frecuente en los minerales CO~7 birre[ringencia muy elevada.

11

12

11 Los cristales que tienen índices de refracción mayores que el resto se aprecian en relieve sobre el fondo, que es fundamentalmente cuarzo. Los dos rrilnerales que muestran un relieve muy marcado son cianita y granate; el rrilneral marrón es la biotita y presenta un relieve moderado frente al cuarzo (x 8).

18

12 Los cristales alargados de esta fotografía son cristales de corindón (AI 20 ,). Su índice de refracción es mucho mayor que el del feldespato en el que están incluidos, por lo cual destacan con un relieve muy marcado (x 7).

Relieve

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13 Y 14 Estas dos fotografías muestran cristales de calcita en un mármol. La orientación del polarizador está indicada por la fl echa de doble punta al margen de las fotografías ; podemos apreciar que el relieve de los cristales de calcita respecto a los cristales que los rodean varía con el cambio de orientación del polarizador (x SO).

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Para intentar identificar los minerales, por lo general, es muy útil conocer cuál de dos minerales próximos tiene el mayor índice de refracción. El límite entre dos minerales con índices diferentes está marcado por una línea briLlante que se puede realzar más celTando un poco el diafragma de la subplatina y modificando un poco el ajuste (debe usarse el micrómetro o ajuste tino); esta línea brillante es la línea de Becke. Si se levanta el tubo del microscopio (no realizable con los microscopios modernos) o si se baja la platina (girando la ruedecilla del micrómetro o del ajuste fino), se observa que la línea de Becke se desplaza hacia el mineral (o el material) que tiene el índice de refracción mayor; si se baja el tubo, o si se eleva la platina, dicha línea se desplaza hacia el mineral con un índice de refracción menor (15-17). Cuando el límite entre dos minerales no es una línea brillante sino que corresponde a una franja tenue azulada y amarillenta, esto indica que los dos minerales tienen índices de refracción similares; con ayuda de una luz monocromática específica el observador podrá determinar qué lilineral tiene el Índice de refracción más elevado.

15

15-17 La línea de Secke: en 15, la parte derecha de la fotografía está ocupada por unos pocos cristales de moscovita, mientras que la par1e izquierda corresponde al adhesivo de la preparación. Esta fotografía fue tomada con el analizador insertado, por lo cual el adhesivo de la preparación se observa negro ya 'que se trata de un material iSÓITOpO (v. pág. 24), mientras que la moscovita muestra colores de interferencia brillantes. En las fotografías 16 y 17 se ha extraído el analizador de la trayectoria luminosa y el mismo campo de imagen puede apreciarse en luz plano-polarizada (LPNA). Para comparar los índices de refracción de la moscovita y del adhesivo de la preparación , es necesario desenfocar el microscopio. En 16, el tubo del microscopio se ha desplazado hacia una posición por debajo del punto de enfoque preciso y en 17, a la inversa, se ha desplazado hacia una posición por encima del punto de enfoque preciso. La línea brillante (línea de Becke), que marca el límite entre la moscovita y el adhesivo de la preparación, se observa desplazada hacia el adhesivo en 16 y hacia la moscovita en 17. Por tanto, la regla es: al hacer mayor la distancia entre la preparación y el objetivo, la línea de Becke se desplaza hacia el material de m.ayor índice de refracción, y viceversa. En el caso representado en 16 y 17, se puede observar que, según esta regla, la moscovita tiene un índice de refracción mayor que el adhesivo de la preparación (x 96).

20

- - - - - - - - - -_______________ Línea de Becke

16

17

21 d

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 índice de refracció n 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 determinar sus características físicas. Los minerales que tienen más de un índice de refracción poseen la propiedad de la doble refracción. La birrefringencia es la medida cuantitativa de la doble refracción; se define por la diferencia entre los índices de refracción máximo y mínimo de un mismo mineral. La bin'efringencia puede medirse fácilmente y con muy buena precisión. Cuando un haz de luz polarizada penetra en la mayoría de los cristales, éste se divide en dos rayos con velocidades distintas; como consecuencia de su diferente velocidad al propagarse en el cristal se genera una diferencia de fase (retraso) entre ambas ondas. A la salida del mineral, los rayos luminosos fuera de fase interfieren entre sí y, observados en LPA (puesto el analizador), muestran sus colores de inteiferencia. Estos colores son análogos a los observados allí donde una delgada película de aceite descansa en una calzada o flrme asfáltico humedecido. Los colores de interferencia (o, dicho de otro modo, el retraso entre las dos ondas luminosas generadas) de un mineral en lámina delgada dependen, principalmente, de tres factores: La birrefringencia 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 ~). Para eliminar la tercera variable, se considera sólo el valor máximo del color de interferencia y se obtiene el valor de la birrefringencia indicado en la figura 18. Esta escala de birrefringencia recoge los colores de interferencia de una lámina con espesor estándar de un mineral incoloro que corresponde al valor de su birrefringencia. Hemos indicado en ordenadas 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 escala; dicha escala se divide en órdenes. Los colores de los tres primeros órdenes son los indicados en esta figura. Los minerales usuales tienen valores de birrefringencia situados en esta escala excepto los carbonatos cuya birrefringencia es de 0,18. Los colores de orden elevado 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 figura) hasta aproximadamente 0,15 mm en el extremo inferior (este dispositivo se denomina cuña de cuarzo). No se puede pulir una cuña de cuarzo como la descrita hasta un espesor cero, puesto que dada la fragilidad de este mineral se produciría un extremo muy irregular. Por este motivo, el color negro que representa la birrefringencia cero se obtiene añadiendo una cantidad uniforme de birrefringencia a lo largo de la cuña de cuarzo completa. Esta escala muestra también la birrefringencia de algunos de los minerales más frecuentes. N. del T. Este caso está illIstrado el! Hwchisol!, 1974. N. del T. Cada orden representa lino diferencia de fase equivalente a una longitud de onda, es decir, un minera/ con color de intelferencia de tercer orden ha generado /./fUi diferencia de fase entre los rayos luminosos que lo han atravesado, equivalente a más de dos longitudes de onda.

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Un cristal de mineral puede prese ntar cualquier color de interferencia entre su color de birrefringencia máximo y el negro, que co rresponde a una birrefringencia cero, segú n cuál sea la orientación del cristal. Para un mineral determinado en una lámina de espesor estándar sólo el color máximo tiene un va lor diagnóstico y define la birrefringencia (19). Algunos minerales en determinadas secciones presentan colores de interferencia que no están representados en la escala de birrefringencia. Dichos tonos, azulados, amarillos o pardos , se denominan anómalos. Si la birrefringencia de un mineral varía sensiblemente con la longitud de onda de la luz, algunos colores sufrirán una reducción en su intensidad y los colores de interferencia resultantes serán anormales. Si el color de absorción de un mineral es fuerte, puede afectar el color de interferencia y producir tambi én un co lor anormal. Algunos minerales frecuentes, por ejemplo, la clorita (44), se caracterizan por sus colores de interferencia anormal, lo que puede facilitar su identificación. Ya se ha descrito que los min erales pueden tener uno, dos o tres índices de refracción. Aquéllos con un único índice de refracción presentan una estructura co nstituida por una disposición muy ordenada de átomos y la lu z atraviesa el cristal con la misma velocidad, cualquiera que sea la dirección de propagac ión. Estos minerales carecen de dobl e refracción y aparecen negros en LPA: son minerales ¡sótrapas. Algunas sustancias, como el vidrio y los líquidos, también so n isótropas, pero por un motivo di stinto: como sus átomos se estructuran de forma desordenada, la lu z los atraviesa con igual velocidad, cualquiera que sea su dirección. Las sustancias empleadas para adherir las pastillas de roca al portaobj etos (bálsamo de Canadá, Lakeside, etc.) para la confección de las láminas delgadas son isótropas. Los minerales con dos índices de refracción poseen una dirección única según la cual no hay doble refracción; los minera les con tres índices de refracción ti enen dos direcciones según las cuales no hay doble refracción y aparecen negros en LPA o nicoles cruzados (polarizador y analizador insertados). En lámina delgada, la proporción de cristales que han sido cortados exactamente perpendiculares a una de estas direcciones es pequeña, pero se pueden estudiar estas secciones con ayuda de técnicas ópticas más complejas.

N. del T La platina universal COn 3 ejes es la técnica adecuada para estudiar tales secciones y, además, 11111chal' Ofra s propiedades ópticas con gran interés mineralógico, como las macias, exfoliaciones, ángulos 2V, elC. Una exposición clara de esta técnica se encuentra en J Fabries, el al., 1982, y B/os5, /970.

24

__________________________ Birrefringencia

19

19 Esta fotografía corresponde a una roca compuesta por numerosos cristales del mismo mineral , que presentan todo el espectro de colores de interferencia al ser observados en LPA. Unos pocos cristales muestran colores de interferencia blancos o grises de primer orden; el cristal grande a la izquierda del centro de la fotografía presenta un color rojo de primer orden. El cristal situado justamente debajo del centro de la imagen muestra un color azul y debajo de éste, otro cristal presenta un color de interferencia verde, que puede corresponder a un verde de tercer orden . La birrefringencia de este mineral , si nos basamos en el color de orden máximo observado, está en torno a 0,040, siempre que la sección sea de espesor correcto. La roca es una dunita, tipo de roca monomineral , constituida casi exclusivamente por olivino (x 11).

25 d

Ángulos 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 nula cada 90' durante una rotación completa (es decir, el observador ve dicho cristal negro o, lo que es lo mismo, no llega luz al observador a través de dicho cristal). Se denominan posiciones de extinción de un cristal aquellas posiciones donde dicho cristal no deja pasar la luz (está extinguido o en extinción). El ángulo de extinción de un cristal es el ángulo formado entre la posición de extinción y una dirección bien definida de dicho cristal: tiene un valor inferior a 45" (a veces, muy pocas, se indica el valor complementario). El ángulo de extinción de una orientación determinada del cristal o el ángulo máx imo de extinción obtenido por medidas en numerosos cristales de igual especie mineral puede ser empleado como criterio de identificación. En las fotografías 20-22 se ilustra un método para medir el ángulo de 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 paralelamente a uno de los hilos del retículo del ocular, bien una arista rectilínea (sería el caso de una cara cristalina) o una dirección de exfoliación, y se lee la posición angular así adoptada en el borde externo graduado de la platina. A continuación se inserta el analizador y se gira la platina, lentamente hasta alcanzar una posición de extinción y se lee en valor nuevo en la escala angular de la platina. La diferencia entre las dos lecturas indica el ángulo de extinción del mineral. Si este ángulo es cero, el cristal tiene extinción recta ; cualquier otro valor corresponde a una extincion oblicua. La posición de extinción que corresponde a la bisectriz del ángulo formado por dos direcciones de exfoliación se denomina extinción simétrica.

La mayor parte del campo de imagen la ocupa un cristal de cianita, uno de los sistemas de exfoliación se ha situado paralelamente a la longitud de la fotografía 20. El color de interferencia mostrado por la cianita es un amarillo pálido de primer orden. En 21 , la platina del microscopio ha sido girada unos 15' , el color de interferencia se vuelve menos intenso. En 22, la platina del microscopio ha sido girada 30' y en esta posición el mineral se observa completamente negro, es decir, se encuentra en la posición de extinción y solamente las inclusiones de otros minerales muestran colores de interferencia. En esta orientación, el ángulo de extinción de la cianita es de 30' , valor que es característico de este mineral cuando se mide respecto a la exfoliación mostrada en 20 (planos 100 o OI O) (x 38). 20-22

26

Ángulos de extinción

20

21

22

27

Macias y zonación Muchos minerales forman macias. Un cristal con macias está constituido por individuos (dos o más) de igual especie mineral cuyas orientacio nes cristalográficas están relacionadas con un elemento simple, por ejemplo, con una rotación de 180° en torno a uno de los ejes cristalográficos, o con una reOexión en un plano del crista l (23). Cuando la macla se repite varias veces, los crista les presentan una macla polisillléfica o múltiple; en este caso, las láminas o cristales altern o muestran la misma orientación. Los minerales formadores de rocas más frecuentes en la corteza terrestre son los feldespatos y algunos tipos de macias son características de los di ferentes feldespatos. Los feldespatos cálcico-sódicos -plagioclasas- presentan casi invariablemente macias polisintéticas y una estimación de la relación Na/Ca puede deducirse, en general, mediante la medida del ángu lo de ext inción o del ángulo máximo de extin ción según la orientación del cristal. En el capítu lo segu ndo describimos un método para determinar la relación Na/Ca de las plagioclasas a partir de medidas del á ngu lo de extinc ión en c ri sta les maclados.

23

23 Maclado. Esta fotografía , tomada en LPA - nico les cruzados-, muestra varios cri sta les de piroxeno. Algunos de ellos presentan un a línea divisoria y su color de interferencia es diferente a uno y otro lado de dicha línea: esto es debido al maclado (la línea que observamos es un a sección del plano de macla). Si el cri stal consta só lo de dos indi viduos separados por el plano de macla, se dice que presenta maclado simple. Muy frecuentemente, dos orientaciones diferentes de la red de un mismo mineral se encuen tran entrecrec idas , de modo que láminas alternas presentan diferente color de interferencia (p. ej .. en el cristal en posición vertical a la derecha del centro de la imagen) (x 16).

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Macias y zonación

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Está rodeada, a su vez, por un a segunda zona (zona intermedi a), caracteri zada por un a elevada concentración de numerosas inclusiones muy pequeñas. Finalmente, la zona más externa (borde) muestra numerosas subzonas o bandeados, ya que algunas de estas bandas se encuentran más próximas a su posición de extinción que otras. Cabe señalar que el zonado que se aprecia por diferencia en el ángulo de extinción sólo se puede apreciar, como es obvio, en LPA (25) (x 15) .

Zonación. Estas fotografías muestran un fenocristal de plagioclasa en una lava. La zona

más interna, denominada co múnmente núcleo, incluye pequeños cri stales de otros minerales. ~"

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La zonación es el término empleado para describir los cambios composicionales que se producen entre el núcleo y la periferia de un cristal. Se puede apreciar de diversas maneras, por ejemplo, por un cambio de birrefringencia (24), por una variación del ángulo de extinción (25) o por un cambio del color de absorción entre las partes internas y externas del cristal. La zonación indica, habitualmente, un cambio en la composición del cristal que coITesponde al hecho de que el fluido a partir del cual se desanolla el cristal también cambia de composición . Muchos minerales no tienen una composición química fija, sino que pertenecen a las denominadas series de solución sólidas; cuando un cristal crece, su capa externa no tiene igual composición que aquella (más interna al cristal) sobre la cual se ha desarrollado; esto conduce normalmente a un cambio de sus propiedades ópticas que pueden ser detectadas con facilidad, excepto si las diferencias composicionales son muy débiles.

Alteración La alteración es una característica habitual en muchos minerales. Los minerales frecuentes en rocas cristalizan a temperaturas relativamente elevadas, pero cuando se enfrían pueden ser parcialmente reemplazados por otros minerales estables a temperaturas más bajas. La alteración de minerales primarios puede producirse en cualquier momento de la historia de la roca. Los productos de alteración son, por lo general , de grano demasiado fino para ser identificados ópticamente. Sin embargo: el hecho de observar unos minerales alterados y otros no puede ser un criterio de reconocimiento importante. Por ejemplo, en los sedimentos que contienen cuarzo y feldespatos , estos últimos se distinguen con gran facilidad debido a su alteración (113, 114). N del T. En el Apéndice 1 se indican los minerales de alteración más frecuentes.

30

Capítulo 2

Minerales

Uno de los primeros conocimientos que un estudiante de geología debe aprender es la diferencia entre una roca y un mineral. Los minerales son compuestos quíTTÚcos inorgánicos naturales que poseen estructuras cristalinas definidas . Las rocas , excepto las compuestas esencialmente de vidrio, son agregados cristalinos. Si los cristales son de tamaño bastante grande y tienen un color específico se los puede identificar, de forma frecuente, a simple vista en una muestra macroscópica o con una lupa sencilla. Así, en el granito, es fácil distinguir uno o, a veces, dos tipos de feldespatos (alcalino y plagioclasa), una mica (moscovita o biotita, o ambas) y el cuarzo. El conocimiento de los minerales componentes de una roca es una etapa previa a su identificación y descripción; en_este sentido, describimos en este capítulo los minerales más frecuentes. Aunque hemos definido un TTÚneral como un compuesto químico, el término compuesto se emplea en este caso en un sentido distinto al de la química. Para un químico, un compuesto tiene, de manera habitual , una composición determinada que puede ser expresada por una fórmula química. Los minerales frecuentes , salvo i¡]gunas'excepciones, rara vez poseen una composición simple. Algunos minerales son, teóricamente, compuestos puros: por ejemplo, el cuarzo está formado por SiO, casi puro; la cianita, la andalucita y la sillimanita tienen la misma fórmula (AI,SiO,) y solamente contienen cantidades muy pequeñas de otros elementos. Los minerales silicatados tienen, como regla general, una compos ición química muy compleja y casi todos forman soluciones sólidas; es decir, que algunos elementos químicos pueden sustituir a otros en su estructura. Así, en los minerales ferromagnesianos, el magnesio y el hierro son intercambiables, es decir. que cada uno puedr ocupar determinados lugares en su fórmula atómica; en los feldespatos alcalinos, el sodio y el potasio son también intercambiables. La hornblenda, mineral frecuente, tiene composiciones químicas variables, dentro del grupo mineral de los anfíboles y presenta diversas posibilidades de sustituc ión de e lementos químicos en su fórmu la cristalina . En este capítulo sólo hemos considerado aquellos minerales frecuentes que se necesitan "'" para identificar la mayoría de las rocas ígneas y sedimentarias. (Algunos minerales son específicos de rocas metamórficas y los más clásicos se ilustrarán en el capítulo 5.) Se indican las fórmulas químicas; algunas de ellas se han simplificado y se indican entre paréntec: sis las principales sustituciones químicas. Así, en el caso del olivino, la composición pue.¡¡; ñ; de variar entre dos térTTÚnos extremos, Mg,Si04 (polo magnesiano) y Fe,Si04 (polo ferroso) . .g. ~

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Olivino (Mg,Fe)2Si04 El oliv ino es e l nombre de un a serie de so luc ión sólida que varía entre la fo rsterita (Mg,SiO.) y la faya lita (Fe,SiO.). Se identifi ca en lámina de lgada por su re lieve fuerte y su birrefringencia elevada y tambi én porq ue rara vez presenta un a bue na exfo li ac ión sino, más bien. frac turas irregul ares. En 26 y 27 se observa n fe nocri stales de oli vino en una matriz mi crolíti ca qu e co nti ene cri sta les pequ eños de color pardo pálido de piroxeno y pequeños cri sta les pri smáticos de pl ag ioc lasa (v. las mac ias) de color gri s o bl anco. Los cri stales indi viduales de o'ri vino mues tran, según la ori entac ión del co rte de los cri stales, co lores de interferencia de primer, seg und o o tercer ord en. La zonac ión de los cri stales mayores de olivino es tá marcada po r el color de interfe renc ia del sector ce ntral que di fiere del presente en su periferi a donde posee un a co mposición quími ca li ge rame nte diferente y más ri ca e n hierro (y co n mayor birrefrin gencia) . El o li vino es un componente frecuen te de las rocas ígneas bás icas; en LPNA hab itualmente está aco mpañado del piroxeno pard o y se presenta cas i incoloro o li gera mente verdoso res pecto al piroxeno (26). En las ca l izas metamórficas se ob~erva la fo rsterita cas i pura e inco lora en lámin a de lgada.

32

Olivino

26

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Fenocristales de olivino, vistos en LPNA (x 9) .

27

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o simplemente An6S. Todas las plagioclasas contienen una cantidad pequeña de feldespato' potásico (hab itualmente menos del 5 %) y todos los fe ldespatos alcalinos contienen un poco de feldespato cálcico (menos del 5 %); así, en 49, las composiciones se indican en una banda trian gul ar mejor que en un seg mento. En la serie de los feldespatos alcalinos (co n abundante proporción de potasio, 49), solamente se han definido nombres específicos para los términos finales, pues es difícil determinar (seg ún criterios ópticos) las co mposiciones de los términos intermedi os. Además, estos últim os suel en presentar desmezcla a baja temperatura (la soluci ón sólida e n estos términos intermedios es estable sólo a alta temperatura), generando entrecrecimientos de dos feldespatos , las pertitas (53) o micropertitas, según cuál sea la dimensión de estos entrecrecimientos. La prese ncia de feldespatos es esencial para clasificar las rocas ígneas; así pues, es desea ble determinarlos y tambi én sus proporciones relativas. Cuando un a plagioclasa se ide ntifi ca, es útil determinar su composic ión segú n criteri os ópticos. En las rocas metamórfi cas, la composición de las plagioclasas puede indicar el grado de metamorfismo. El adhesivo empleado para preparar las láminas de lgadas tiene un índice de refracción próximo a 1,54. La albita y otros feldespatos alcalinos ti enen índices de refracc ió n inferi ores a este va lor. La oligoclasa tiene índices próximos a 1,54, pero las plagioclasas más ricas en calcio tien en índices de refracción más altos. Así pues, exa min ando e l borde de la lámin a, o los huecos de la lámina, cuando un feldespato está contiguo a l adhesivo de la preparación, podemos e mplea r el método de la línea de Becke (v. pág. 20) para determinar, segú n los índices de refracción, si se trata de una plag ioclasa o de un feldespato alcalino .

50

Feldespato Todos los feldespatos tienen un relieve y una birrefringencia bastante bajos; así pues, se los puede reconocer por sus colores de birrefringencia, gris o blanco; las plagioclasas próximas a la anortita presentan un color amarillento en una lámina con espesor normal. Casi todos los feldespatos tienen dos buenas exfo li aciones y, en algunas lám inas , pueden aparecer perpendiculares. En las muestras macroscópicas, con una lu pa, la presencia de la exfo li ación permite distinguir al feldespato de l cuarzo, pues este último carece de dicha exfoliación. Muchas plagioclasas presentan macias múltiples, polisintéticas, con lamelas que, frec uenteme nte, pueden ser observadas con la lupa en las rocas gran ud as de grano grueso, en muestra de mano .

49 An

10 Serie de los feldespatos alcalinos

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Diagram a tri ang ular que muestra la composición de los feldespatos a lcal inos y plag ioclasas, según las proporciones de los tres polos: ano rtita CA n), albita (Ab) y OI·tosa (O r).

51

Sanidina (K, Na)AISi 30 s Los fe ldes patos sódi co-potás icos fo rman un a seri e de solu ción sólida a temperaturas elevadas, pero a temperaturas'i nfe ri ores a los 700 oC, ti enden a separarse -desmezclarseen uni dades, de dimensio nes vari ables, con composiciones que co rrespo nden a los términ os ex tremos de la seri e, es dec ir. ri cas en potas io (Or) y en sodio (A b), generand o pertitas en sus dife rentes vari edades . Los fe ldespatos alcalinos de rocas volcáni cas son, habitu almente, sa nidin as; las fotografías 50 y 51 muestran cri stales pri smáti cos de sanidina e n una pasta microlíti ca . La ori entac ión pre ferente de los cri sta les sugiere que han sido transportados en un mag ma todavía fluido previo a su so lidi ficación. Los cri stales presentan c ierta alterac ión y, de manera frec uente, una macla simple . El hábito pri smáti co, así co mo la mac la sim ple so n característi cos de la sa nidin a. No es fác il determin ar la composic ión de un feldes pato alca lino según criteri os ópticos; no obstante, las sanidin as ri cas en potas io so n más frec uentes que las sanidinas ri cas en sodio . La OIt osa es un fe ldes pato potásico no maclado, o con un a mac la simple, co mún en las rocas graníticas. Como no se puede di stinguir co n facilidad la OI·tosa de la sa nidina se ti ende a res tringir el uso del términ o orlosa al polo potás ico de la seri e de los fe ldespato s alcalin os .

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... Los fe ldespatos del grupo de las plagioclasas muestran casi siempre macias múltiples polisintéticas, que se aprecian como bandas altern as oscu ras y c laras en los cri stales observados con ni coles cru zados . La mac la polisintética más frecuente (no la úni ca) es la macla de ley albita: en este caso, las lame las se disponen paralelamente a una exfo li ac ión pelfectao Las fotografías 54-56 ilustran un cri sta l de plag ioclasa mac lado; en un a de ellas se ve buena exfoliación di spuesta parale lamente a los bordes de la fotografía 54 ; los nicoles (polari zadores) están cruzados y di spuesto s para lelamente a los bord es de las fotografías . La rotación de la platina del microscopio en un a dirección provoca la extinci ón de un conjunto de lamelas (cristales) . La rotación en dirección opuesta provoca la ex tinc ión del otro conjunto complementario de lamelas. En la mac la de ley albita, algunas lamelas son imágenes espec ulares de las lamelas adyacentes (sin tener, necesari amente, igual anchura) aunqu e e l ángul o de extinción en un a dirección sea exactamente igual al de la otra dirección cuando e l cri sta l está cortado perpendicul arm ente a la exfoli ac ión. Si e l corte no es exactamente perpendicular a la exfoliación, los ángul os de ex tin ción, a ambos lados, sólo difieren entre sí algun os grado s; en este caso se toma su valor promedio. Se define así el állgulo de extincióJI de una zona simétrica.

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145 Cristal-toba vítrea del Mioceno, vista en LPA, Origen de la muestra: Mallorca, España (x 16),

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Capítulo 5

Rocas metamórficas

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El metamorfismo es el conjunto de procesos que modifi can la mineralogía y la textura de rocas preexi tentes. Antes de haber experimentado cambios en las co ndi cio nes físicas qu e han mod ificado su mineralogía y textura, la roca puede tener un origen íg neo, sedimentario o, inc lu so, meta mórfico . Se admite, como rasgo general, que la composición quími ca globa l de la roca ha sido poco modifi cada, exceptuando pérdidas o, a veces, ga nancias de componentes vo lát iles como agua o dióxido de carbono. Cuando se puede demostrar que ha existido un a gana ncia (o una pérdida) importante de compo nentes no vo látiles a escala superi or a la de un a lám ina delgada o un a muestra macroscópica (roca de "isu) se habl a de metasomatisl11o. Este metaso mati smo a g ran escala ha sido establ ec ido para algunas rocas, pero no estudi aremos en es te caso estos procesos ya que nos interesa más la descripción de las rocas que su origen. La presencia e n numerosas rocas metamórficas de estructuras y texturas sugi ri endo que han sido considerablemente deform adas o la presencia de minerales qu e só lo se forman bajo presiones intensas indican que las rocas han estado emplazadas frecuen temente a profundidades importan tes de la corteza terrestre y han alca nzado más tarde la superfic ie. El metamorfismo se de be a la actuación de uno o varios factores, como la temperatura, la presión y los esfuerzos tectóni cos. El metamorfismo de contacto o lI1etml/OljislIlo térmico es el proceso en el cual el agente principal es e l incremento de temperatura generado por la intrusió n de un a masa ígnea. En estas cond icio nes. un a aureola de metamorfismo de con tacto se fo rm a en las rocas que rodean la intrusión ígnea; e l erecto del meta mo rfi smo decrece hacia e l exterior a partir de la roca ígnea. El términ o comecma (Hornfels) se empl ea co n frecuencia para designar las rocas afectadas por es te metamOIfismo, en particular las formadas a un a temperatura muy alta. El dinalllometal17oljisl1lo está pro vocado po r e l desplazamiento a lo largo de un a fa lla importante o un cabalgam iento. Las rocas en esta zona pueden es tar fragmentadas y tritu radas en un agregado de gra nos finos pero, a veces, co ntienen g ranos no fragmentados. Las rocas así formadas se deno min an miLon itas. Las rocas metamórfi cas más ab undantes se han form ado por metamorfismo regional. Este ti po de metamorfismo resulta de deform ac io nes a gran escala de la corteza telTestre, a temperat uras y presiones a ltas. E l grado de transformación sufrid a po r la roca en re lac ió n con su estado ori g inal se denomina grado metwnóljico. Así pues, las rocas co n grado metamórfi co débil mu estran los primeros signos de ca mbios min eralógi cos, que com ienzan allí donde finalizan las condiciones de diagénes is de las rocas; és te es un límite poco definido. El grado de metamorfi smo más ·alto representa una transici ó n co n e l dominio de los procesos magmáti cos - tam bién un límite mal definido-- donde la fo rm ac ió n de magmas y la fusión de la roca original han tenido lugar co n un desarrollo sig nificativo. El co nocimiento

153

de los procesos metamórficos es el resultado del estudio, desde las estructuras a gran escala de las rocas hasta los detalles de su composición mineralógica y textura!. 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 aproximadas que rigen la formación de las rocas metamórficas . Aunque el fin de este Atlas sea un estudio petrográfico, resulta útil disponer de un marco de referencia que permita clasificar las rocas, lo que requiere conocer las condiciones donde estas rocas se han formado.

Facies metamórfica Las rocas metamórficas se clasifican con frecuencia según la facies metamórfica a la que pertenecen. Este concepto ha sido introducido para reagrupar las rocas que han experimentado unas condiciones análogas de presión y temperatura, cualquiera que sea su composición química global. Los términos adoptados para cada facies proceden de la mineralogía que podría alcanzar el metamorfi smo de rocas de composición basáltica. En la época en que se estableció esta propuesta no se podían indicar los límites de presión y temperatura para las diferentes facies y esta situación se mantiene, también, en la actualidad, incluso admitiendo un acuerdo amplio en valores aproximados para las temperaturas y presiones que corresponden a las diferentes facies. La figura 146 muestra los dominios de estabilidad de las facies metamórficas ilustradas en es te Atlas . Muchas rocas metamórficas se designan por un nombre que caracteriza su textura, seguido por los nombres de uno o varios de sus componentes minerales que pueden indicar el grado metamórfico de la roca. Los calificativos de la textura son: pizarra (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 presiones 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 granoblástica. Indicamos en este caso dos términos específicos comunes de rocas que indican paragénesis mineralógicas determinadas. Eclogita es el término asignado a rocas de composición basáltica, pero con una mineralogía muy distinta a la del basalto, ya que está formada, sobre todo, por granate y clinopiroxeno 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).

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Facies metamórfica

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Temperatura (OC) 146 Diagrama presión-temperatura (P-T) que muestra los dominios de estabilidad de algunas facies metamórficas. Modificado de B.W.D. Yardley, An Inrroducrion ro Meramorphic Perrology, Longman, Harlow ( 1989) .

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Una anfibolira es una roca metamórfica, también de composición basáltica, pero for-

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proporción de gra nate. También es un nombre de facies cuya posición se iridica en la figura 146 . Algunas tex.turas de rocas metamórficas son muy comunes, por lo que sólo representamos algun as de e llas. Las seleccio nadas son si mpl es y su interpretación genética no es muy discutida, lo que no es común para todas las texturas de rocas.

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Anfibolita co n granate de Aberfe ldy, Escocia, Gran Bretaña (x 16, L PNA).

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Gneis con cianita Ésta es una roca con un grado relativamente intenso de metamorfismo, ya que contiene cianita (Al,SiO,). En las fotografías 170 y 171 se observan dos cristales grandes de granate, uno en el borde superior derecho y el otro en el ángulo inferior izquierdo que, en ambos casos, presentan inclusiones mu y peq ueñas de cuarzo. Se observan cristales de biotita parda y mosco vita 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 la roca-o La cianita 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 exfoliación perfecta en (lOO) y otra menos perfecta en (010). Es incoloro y, a veces, coloreado en azul (o cian, de ahí el nombre de cian.ita); 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 cierta deformación y, por lo tanto, con cierta dificultad para observar algunas de sus otras propiedades distintivas. La composición de este mineral indica que la roca original (sedimentaria) era rica en aluminio y, al mismo tiempo, que la roca ha alcanzado las condiciones propias del mayor grado dentro de la facies de las anfibolitas. Los minerales más comunes que suelen acompañar a la cianita son la moscovita y el granate (así es en esta roca) .

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Gneis con cianita

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Gneis con cianita de Glen Clova, Escocia, Gran Bretaña

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Apéndices complementarios Apéndice 7.

Clasificaciones de rocas sedimenta rias detríticas

La cl as ificac ión de las rocas detríticas se rea li za en func ión de los porcentaj es modales de los cuatro co mpo nentes que aparecen en la fi gura adjunta (modi ficada de Dott, 1964, Journa! of SedilllelllClly Pe¡ro!ogy, 34: 625-632) : cuarzo, fe ldespatos, frag mentos de roca y matri z. El porcentaje de matri z establ ece las diferenc ias e ntre los tres grupos princ ipa les de rocas -a renitas, grauwacas y luti tas- . En el uso de esta clasifi cac ión es conveniente indi car los criterios que se han apli cado al efectu ar el contaje modal, es decir, ex poner co n todo detalle qué e lementos se han incluido dentro de cada un o de los compo nentes del di agrama.

Cuarzoa renita

Arenita arcósica Feldespato (Fs )

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Arenita litica Fragmentos de roca (FR)

Apéndice 8 Apéndice 8.

Clasificaciones de rocas sedimentarias carbonatadas

La c lasificación que se ex pone a co ntinu ac ión inc lu ye las modificaciones propuestas por Wright, V. P. ( 1992: Sedimento/y Ceology, 76: 177-185) y la clasificación tex tural de Dunham ( 1962) posteriormente ampliada por Embry y Klovan ( 1971 ). Se trat a de una cl as ificac ión en la cual el criterio de entrada es el origen de la textura que actualmente observamos en la roca carbonatada. Una vez identificado d icho origen. el empleo de esta clasificación es simple. en sentido descendente.

Origen de la textura o estructura Sedimentario (de depósito)

Biológico

Soportada por la matriz « 1/ 16 mm)

Granosoportada

Granos Granos < 10 % > 10 %

Sin matriz

Con matriz

Diagenético

Organismos in situ

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