atlas de petrografía - minerales formadores de rocas en lámina delgada - by w. s. mackenzie, c....
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llililillilllffilILilll s B N 8 4 - 4 5 8 - 0 4 2 6 - X
ATLAS DE PETROGRAFIA
M¡nerales formadores de rocasen lámina delgada
W. S. MacKenzieEmeritus Professor of Petrology,U niversity of Manchester
C. GuilfordSuperintendent of the Department of Geology,University of Manchester
Versión española
Marceliano Lago San José y Enrique Arranz YagüeProfesores de Petrología y Geoquímica, Universidad deZaragoza
mMASsoN, s.A.
Indice de contenido
Oliv ino | , 2Monticellita 3Condrodita 4,5Zircón 6Esfena 7Granate 8Vesubiana (idocrasa)Si l l imani ta 10, I IMul l i ta 12Andalucita 13, 14
Augita 36Augita titanada 37lntercrecimiento de clinopiroxeno y ortopiroxeno
38Aegirina-augitaJadeíta 40Wollastonita 4lPectolita 42
Sanidina 66Anonosa 67Plagioclasa 68,69Cuarzo 70,71Mirmequita o mirmekita 12Granofírica(textura) 13Tridimita
'74
Cristobalita 15Nefel ina 76,77Sanidina y nefelina 78Leucita 79Noseana 80Cancr in i ta 8 lEscapolita 82Analcima 83Corindón 84Rut i lo 85Perovskita 86Espinela 81Brucita 88Calcita 89Dolomita 90,91Apatito 92Fluorita 93Deerita 94Howieíta 95Zussmanita 96Yoderita 97
Noseana 80O l i v i no l , 2Ortopiroxeno 35Pectolita 42Perovskita 86Pertita y micropertita 65Piemontita 24Pirofilita 58Plagioclasa 68,69Prehnita 63Pumpellyíta 27Rut i lo 85Sanidina 66Sanidina y nefelina 78Serpentina 62Si l l imani ta 10, 11Talco 59Topacio 17Tremolita-ferroactinolita 45Tridimita 74Turmal ina 32,33Vesubiana (idocrasa) 9Wollastonita 4lYoderita 91Zafirina 20Zircón 6Zoisita 22Zussmanita 96
Intercrecimiento de sillimanita y andalucitaCiani ta 16Topacio llEstaurolita l8Cloritoide 19Zafirina 20Eudial i ta 2 lZoisita 22Epidota 23Piemontita 24Allanita (ortita) 25Lawsonita 26Pumpellyíta 27Mel i l i ta 28,29Cordier i ta 30, 3 lTu rma l i na 32 ,33Axini ta 34Ortopiroxeno 35
Antofilita-gedrita 43Cummingtonita-grunerita 44
t5 Tremolita-ferroactinolita 45Hornblenda 46,47Kaersutita 48Glaucofana 49Arfvedsonita -50Enigmat i ta 5 lAstrofilita 52Lamprofilita 53Moscovita 54Biot i ta 55, 56Estilpnomelana 57Pirofilita 58Talco 59Clor i ta 60,6lSerpentina 62Prehnita 63Microclina 64Pefita y micropertita 65
Indice alfabético del contenido
Aegirina-augita 39Af lanita (orrita) 25Analcima 83Andaluci ta 13, 14Anortosa 6lAntofilita-gedrita 43Apatito 92Arfvedsonita 50Astrofilita 52Augita 36Augita titanada 37Axinita 34Biotita 55, 56Brucita 88Calcita 89Cancrinita 8lCianita t6Clorita 60, 61Cloritoide 19Condrodita 4,5Cordierita 30,3lCorindón 84Cristobalita 15Cuarzo 10,11Cummin gtonita-gruneritaDeerita 94Dolomita 90, 91Enigmatita 5l
Epidota 23Escapolita 82Esfena 7Espinela 87Estaurolita l8Estilpnomelana 57Eudialita 2lFluorita 93Glaucofana 49Granate 8Granofírica(textura) 73Hornblenda 46,47Howieíta 95Intercrecimiento de clinopiroxeno y ortopiroxeno
38Intercrecimiento de sillimanita y andalucita l5Jadeíta 40Kaersutita 48Lamprofilita 53Lawsonita 26Leucita 79Melilita 28,29Microclina 64Mirmequita o mirmekitaMonticellita 3Moscovita 54Mullita 12Nefelina 76.'7'7
Prefacio
El propósito de este libro es ilustrar el aspecto de muchos de los minera-les formadores de rocas más comunes, al observarlos en lámina delgada almicroscopio. No es nuestra intención que sea usado como sustituto de unmanual de mineralogía, sino como un manual de laboratorio para ser utili-zado en las clases prácticas, junto con uno de los manuales estándar de mi-neralogía.
La idea de realizar una serie de fotografías de minerales en lámina del-gada partió de dos fuentes. El hijo de uno de los autores, I. R. MacKenzie,entonces en su segundo año como estudiante de geología, sugirió que éstasserían una ayuda útil para reconocer minerales al microscopio. Preguntandoa los estudiantes de segundo curso de Geología en la Manchester Universitypor qué ellos preferían ciertos libros de texto a otros, la respuesta fue, inva-riablemente, que ellos encontraban particularmente útiles aquellos libros quecontenían ilustraciones acompañando al texto, especialmente cuando podíanreconocer al microscopio características que podían ser observadas en lasfotografías.
Algunos de los manuales que, en nuestra opinión, contienen las mejoresmicrofotografías o dibujos de minerales son bastante antiguos y no son fácil-mente accesibles para el estudiante de hoy. El libro de Rosenbusch Mikros-kopische Pen'ographie der Mineralien und Gesteine, publicado en 1905, tie-ne algunas microfotografías excelentes, impresas en blanco y negro, asícomo el libro de Teall British Petrography, publicado en 1888, incluye be-llos dibujos que parecen haber sido coloreados a mano antes de su repro-ducción en imprenta. La obra Minerals and the Microscope de H. C. Smith,impresa por primera vez en 1914, ha sido encontrada de utilidad por variasgeneraciones de estudiantes de mineralogía elemental, debido a la elevada
calidad de las ilustraciones. Nos pareció que, si podíamos reproducir fiel-mente, por medio de la fotografía en color, el aspecto de los minerales al mi-croscopio, tanto en luz plano-polarizada como en nicoles cruzados, la utilidad de las microfotografías como ayuda didáctica aumentaría enormemente.
La mayor parte de las fotografías han sido realizadas a partir de láminasdelgadas incluidas en las colecciones docentes del Geology Department de laManchester University, y estamos agradecidos a muchos de nuestros colegasde Manchester que nos han proporcionado láminas delgadas. Estamos espe-cialmente en deuda con el Profesor J. Zussman, por su entusiasmo y sus ánimospara llevar a cabo este trabajo y al Dr. S. O. Agrell del Department of Mi-neralogy and Petrology de la Cambridge University, quien, amablemente,localizó en la Harker Collection de Cambridge algunas láminas delgadasadicionales. El Dr. Agrell y el Profesor W. A. Deer accedieron, muy gene-rosamente, a revisar la mayoría de las fotografías que habíamos realizado ynos ayudaron a decidir si eran adecuadas o podían ser mejoradas. Única-mente los autores son responsables de cualquier deficiencia que aún presen-ten las fotografías. También estamos agradecidos al Dr. J. Wadsworth delManchester Department, por realizar numerosas sugerencias útiles para me-jorar las descripciones de las microfotografías pero, de nuevo, sólo nosotrossomos responsables de cualquier error que pueda apárecer en ellas. Final-mente, estamos muy en deuda con la señorita Patricia Crook, quien mecano-grafió el texto, no una, sino innumerables veces, hasta que encontramos loque consideramos una solución de compromiso, entre las descripciones de-masiado detalladas y demasiado breves de las fotografías.
Nos gustaría agradecer al equipo editorial, particularmente a la señoritaBobbi Gouge, por su consideración y ayuda en la preparación de este trabajo.
Introducción
Los minerales representados aquí están dispuestos en el mismo orden enque apatecen en el libro de Deer, Howie y Zussman ltttrocluction tt¡ RockFornting Minerals (los núrreros de página relevantes* se indican al final decada descripción entre sorchefes), excepto para algunos minerales que noson descritos por estos autores (v. yoderita y lamprofilita). La decisión dequé minerales incluir se ha basado principalmente en dos consideraciones;en primer lugar, la frecuencia con la que aparecen y. en segundo lugar, siuna fbtografía puede ser una ayuda útil en su identificación.
En los encabezamientos para cada mineral, henros indicado: la fórmulaquímica (s i rnpl i f icada en algunos casos), e l s is tema cr is ta lográf ico, e l s ignoóptico, los valores del índice de refiacción p para los minerales biáxicos ylos índices de refracción, según los rayos cD y €, para los minerales uniáxi-cos, y la birrefringencia. Estos valores han sido extraídos del libro de Deer,Howie y Zussman con su permiso. El tipo de roca y la localidad de origende las muestras se han indicado cuando se conocen, y se indican los au-mentos empleados al tomar las fotografías. Cada fbtografía está acompaña-da de una breve descripción del campo de observación ilustrado peroi en ge-neral, sólo las propiedades que pueden ser apreciadas en las fotografías soncomentadas. Así, hernos omitido las referencias al ángulo de los ejes ópti-cos, a l s igno de elongación y a la d ispers ión. En la vers ión española, hemosañadido, para la mayor parte de los minerales, los valores del ángulo de ex-tinción y signo de elongación, dada su utilidad prhctica. En la mayoría delos casos se han realizado al menos dos fotografías para cada mineral, unaen luz plano-polarizada y la otra, con el mismo campo, en nicoles cruzados.Si el rnineral es pleocroico, hemos reproducido dos fotografías en luz plano-polarizada, con el polarizador en dos posiciones ortogonales. En el caso deminerales isótropos, hemos tendido a omitir la fbtografía tomada bajo nico-les cruzados.
Con algunas excepciones, el plano de polarización del polarizador ha sidoorientado en posición paralela a los límites de la fotografía, pero no hemoshecho demasiado uso de este carácter, puesto que hemos omitido la discu-sión de los ángulos de extinción, excepto en el caso de las plagioclasas, dadoque, en este caso, sería necesario reproducir varias fofografías tomadas ennicoles cruzados. Para mostrar el pleocroísmo, hemos optado por girar el po-larizador en lugar de la platina del microscopio por dos razones. En primerlugar, porque así es más sencillo comparar las fotografías y observar el cam-bio de color mostrado por cualquier cristal y, en segundo lugar, se ha hechopara fbmentar el uso de este método para detectar el pleocroísmo débil.
Aunque hemos adoptado el método de mantener la lámina delgada en lamisma orientación para las tres fotografías, esta opción presenta una des-ventaja: si sólo hay unos pocos cristales en el campo de observación, o si loscristales presentan una fuerte orientación preferente en la sección de rocaempleada, no hemos sido capaces de mostrar la máxima variación en el co-lor de absorción al girar el polarizador 90", ya que un cristal muestra los co-lores de absorción extremos cuando sus direcciones de vibración son para-lelas y perpendiculares respectivamente al polarizador. En estas posiciones,
el clistal estará en extinción al observarlo en nicoles cruzados, mientras que,como situación ideal, nosotros queremos mostrar los colores de interferen-cia característicos, próximos a su máxima intensidad. En las fotografías to-
madas en luz plano-polarizada, no hemos especificado en cuál de las dos cli-recciones ortogonales se ha orientado el polarizador.
Tal y como se ha mencionado anteriormente, hemos indicado el valor nu-mérico de la binefiingencia para cada mineral, mientras que, en la descrip-ción de la fotografía, nos hemos referido generalmente al orden del color deinterferencia. Para facilitar al lector la traducción del valor de la birretiin-gencia a su color de interf'erencia equivalente, hemos incluido una fbtogra-fía de una cuña de cuarzo con una escala de birrefiingencia longitudinal.E.sta tahla de equivulancia no debe ser usuda u)mo &rto de ct¡lor da Mi-chel-Léry', ya que no se ha tenido en cuenta el espesor de la lámina, asu-miendo que ésta es de espesor estándar, es decir, 0,03 mm. Por lo tanto, losnombres de los minerales se han ubicado frente al máximo color de interf'e-rencia que presentan en lámina delgada de espesor estándar, en lugar de pre-sentarlos al extremo de líneas radiales que muestran la variación en el color.en función del espesor y la birrefringencia del mineral, tal y como se repre-senta en una carta de color de Michel-Lévy.
La reproducción fiel de los colores de intert'erencia, bien de los minera-les en lámina delgada o bien en una cuña de cuarzo, tal y como se observanen nicoles cruzados, depende sobremanera del tipo de película empleada ytambién del proceso de impresión. Algunas de las cartas de color de Michel-Lévy que han sido publicadas se apartan ligerarnente de los verdaderos co-lores de interf'erencia; así, la parte media de los colores de segundo ordenmuestra, como def'ecto bastante común, una amplia banda de verde brillan-te entre el azul y el amarillo. La observación de una cuña de cuarzo en ni-coles cruzados muestra que el color de segundo orden entre el azul y el ama-rillo es un verde bastante pálido, en contraste con el verde de tercer orden,bastante intenso. Solamente en los minerales incoloros y cuya dispersión esdespreciable, es posib le d ist inguir estos dos verdes e, inc luso en este caso,con una considerable experiencia. En algunas de las fotografías de los mi-nerales de birrefiingencia moderada, el borde de los cristales puede presen-
tar una morfología en cuña, en cuyo caso el orden del color de intert'erenciapuede ser detenninado con bastante facilidad.
Algunos de los minerales frecuentes que suelen ser considerados difícilesde identificar (p. ej., cordierita) se han mostrado en más de una sección deroca, cuando hemos considerado que las fotografías adicionales aportaríanuna mejor idea de las variaciones de aspecto que pueden esperarse en dif'e-rentes rocas o, si esto era imposible, ilustrando en un solo campo de obser-vación las diferentes propiedades que deseábamos mostrar.
En unos pocos casos, las fotografías tomadas en luz plano-polarizada
muestran colores rosa y verde pálidos, debido a la polarización anómala quese genera en el equipo fotográfico; cuando dichos colores son apreciables,lo hemos indicado en la descripción de la fotografía.
*N. tlel T. Todas las referencias incluidas al libro de Deer, Howie y Zussman han sido ac-tualizadas a las correspondientes en la segunda edicitin de dicha obra (1992), que contieneimpoflantes modificaciones respecto a la citada por los autores. No obstante. se ha manteni-do el orden de los minerales, si bien éste responde a la ordenación establecida en la primeraedición de dicho manual. La sucinta reterencia a la paragénesis está tomada del libro antescitado (1992) por su interés didáctico. Los símbolos empleados conesponden a Kretz. R.( 1983). Al final del Atlas se incluye la bibliogratía, actualizada y seleccionada, más útil al es-tudiante.
F c ¡ü. F)
o C= Z
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= 7
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TJ
o.ooo Tabla de birrefringencia
0,005
0,010
0.015
0.020
0,025
Aug¡ta Howieíta
Condrodita
0,035 Forsterita Lamprofilita
Al lani ta
Pectolita Escapol¡ta
0,040
0.045 Cummington¡ta-Grunerita
Epidota Moscovita
Aegirina-Augita Pirof ilita
Fayalita
Nefel ina
Apatito Microclina Sanidina Zafiina
Anortoclasa Vesubiana Zoisita
Corindón Cuarzo
Clorita Eudial¡la
Andalucita Axinita Topacio
Arfvedsonita
Jadeíta Melilita Plagioclasa
Estaurolita Wolllastonina
Ciani ta
Serpentina
Cordierita
Brucita Lawsonita Monticellita Ortop¡roxeno
Clor i to ide Glaucofana Pumpel ly í ta Si l l imani ta
Cancnn¡ta
Hornblenda Yoderita
Tremol¡ta-Ferroact¡nolita
Antofilita-Gedrita lvlullita
Deerita
Zussmanita
0.030
Turmal ina
0,055
Olivino
Olivino (Ol)Mg,SiO*-Fe.SiO.
Sistema cristalográfico = Ortorrómbico. Biáxico (+) (-)
I R B
Birrefiingencia
Extinción
Elongación
= 1 ,651 - I ,U69
= 0,035-0,052
= Recta
= Positiva
Los ol ivinos forman una solución sól ida completa entreel ténnino magnesiano, la forsterita, y e I término ferroso. lafayalita.
Estas fotografías muestran dos fenocristales de olivinoen una pasta de grano fino de plagioclasa, piroxeno y mine-rales de hierro opacos. La fbtografía superior, tomada enluz plano-polarizada, muestra la molfblogía típica de loscristales de olivino; las fiacturas irregulares y la ligera alte-ración a lo largo de dichas fracturas son características deeste mineral; se aprecian trazas de exfoliación longitudina-les en uno de los cristales.
En la fotografía inferior, tomada en nicoles cruzados,uno de los cristales muestra una sección casi perpendiculara uno de los ejes ópticos y por tanto presenta un color de in-terferencia muy bajo; se trata de un marrón anómalo origi-nado por la dispersión de los ejes ópticos. El otro cristalmuestra un azul de segundo orden en su periferia, mientrasque la mayor parte del cristal muestra un color ligeramenteinferior. La mayor birrefringencia en la periferia del cristales indicadora de un mayor contenido en hierro. El efectoinverso, i.e., color de interferencia más bajo, debido a lamorfología en cuña del borde del cristal, puede apreciarseen el margen inferior de uno de los cristales de olivino y,también, en un fenocristal de clinopiroxeno, parte del cualse aprecia en la parte inferior de esta irnagen [3].
Muestra de ankarantita (basanita), Mauna Kea,aumento: x 43.
o
'ó6.!
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6I
Io¿oa
o
Olivino
Olivino (Ol)Mg.SIO*-Fe.SiO.
Sistema cristalográfico = Ortonómbico. Biáxico (+) (-)
tRpBirrefringencia
Extinción
Elongación
= I ,651- I , t i69
= 0,035-0,052
= Recta
= Positiva
Los olivinos forman una solución sólida completa entreel término magnesiano, la forsterita, y el término ferroso, laf'ayalita.
La fotografía superior, tomada en luz plano-polarizada,muestra el olivino (color verde-marrón, ocupando la mayorparte del campo) intercrecido con plagioclasa cálcica. Esdestacable el elevado rel ieve del ol ivino con relación a laplagioclasa. El ol ivino, observado en luz plano-polarizada,presenta frecuentemente un color pálido, pero no muestrapleocroísmo. Los términos más ferrosos de la serie presen-tan un color marrón-amarillento. Las fiacturas que se ob-servan en los cristales son bastante características. comotambién lo es la l igera alteración del mineral a lo largo deestas fracturas.
En la fotografía inferior, tomada en nicoles cruzados, loscolores de interferencia corresponden en su mayoría al se-gundo orden. El color de interferencia de orden más eleva-do mostrado en esta fotografía es el amarillo que presentael pequeño cristal situado justo encima del centro de la ima-gen; estos colores indican que se trata de olivinos magne-sianos, puesto que los colores de interferencia que pasan altercer orden sólo se observan en olivinos con elevados con-tenidos en hierro [3].
Muestra de un gabro picrítit'o, Border Group, intrusión deSkaerg,aard, este de Groenlandia; aumento: x 23.
Monticell i ta
Monticellita (Mtc)CaMgSiO*También:Ca(Mg, Fe)[SiO*]
Sistema cristalográfico
I R B
B irrefringerrcia
Extinción
Elongación
Ortorrómbico. B iáxico (-)
t ,646- t ,664
0,012-0,020
Recta
Posi t iva
En la fotografía superior, tomada en luz plano-polariza-da, el mineral predominante es la rnonticel l i ta, con calcitacomo mineral subordinado. En luz plano-polarizada, la cal-cita puede ser reconocida por su buena exfol iación y su ma-clas pol isintét icas. El elevado rel ieve de la monticel l i ta, encontraste con el adhesivo de la preparación, puede ser apre-ciado en un pequeño hueco, próximo al margen superior dela irnagen.
En la fbtografía inf'erior, tomada en nicoles cruzados, seobserva que los colores de intelferencia corresponden a laparte baja del prirner orden; el color más alto que se apreciaes el naranja-amarillo. Se debería recordar que, en rocas sincuarzo o f'eldespato presentes, algunas veces es difícil juz-gar si el espesor de la lámina es el corlecto; esta secciónpuede ser ligeramente delgada. Es frecuente en rocas demetarnorfismo de contacto (calizas y dolomías) y en rocasultrabásicas (kimberl i ta, alnóíta) [ l4l .
Muestra de una roca con ntonticellíta-espinela-flogopita,Barnavaye, Carlíngford, Irlanda; oumento: x 32.
"tt.
o
oE
oc.oós,N
6
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L
a
¿o\ aa
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,iT,i*--,
Condrodita
Condrodita (Chn)Mg(OH. F) .2Mg,S iO-
Sisterna cristalográfico
I R B
B irrefringencia
Extinción
= Monoclínico. Biáxico (+)
t ,602- t ,635
0,028-0,034
Oblicua (22-3 l" máximo)
Y r
Aunque los miembros del grupo de la humita, uno de loscuales es la condrodita, son f iecuentemente de color amari-l lento, en este caso la condrodita es casi incolora en láminadelgada. En la fotografía superior, tomada en luz plano-po-larizada, es dist int ivo el alto rel ieve, como también lo es laausencia de una exfbl iación bien desarrol lada. Aquí semuestra la condrodita intercrecida con calcita (color par-dusco) y dos cristales de moscovita.
En la fotografía inf'erior, tomada en nicoles cruzados,los cristales de moscovita presentan un color de interferen-cia azulado-amari l lo, mientras la calcita se observa grrs ogris oscuro. Se puede apreciar el maclado múlt iple en dosde los cristales de condrodita; esta es una característica delos miembros monoclínicos del grupo de la humita.
Puede que esta sección esté ligeramente delgada, puestoque el máximo color de interferencia en este campo de vi-sión es el rojo de primer orden apreciable en el cr istal srtua-do en el extremo superior derecho del campo y, dado el va-lor de la birrefringencia, deberíamos esperar colores de in-terferencia que alcanzaran al rojo de segundo orden (v.fbtografías en la pág.5) t l6l .
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Muestra de márntol, Nueva Jersey, EE. UU.: aumento: x20
Condrodita
Condrodita (Chn)Mg(OH, F),2Mg,SiO.,
Sistema cristalográfico
I R B
Birrefringencia
Extinción
Monoclínico. Biáxico (+)
1,602- I,635
0,028-0,034
Oblicua (22-31" máximo)
En esta lámina, se observa, en luz plano-polarizada (fo-tografía superior), una concentración de condrodita, de co-lor amarillento pálido, intercrecida con granate (marrón).El color amarillento que caracteriza a los miembros delgrupo de la humita es muy pálido en esta muestra, por locual no se ha incluido una fotografía aparte para mostrar elpleocroísmo. Algunos de los cristales muestran indicios deuna exfol iación imperfecta.
En la imagen obtenida en nicoles cruzados (fotografíainferior), están bien ilustrados tanto el maclado que carac-feriza al miembro monoclínico de la serie de la humita, asícomo los colores de interferencia que se alcanzan hasta lamitad del segundo orden. El granate en esta roca es de tipogrosularia y se puede apreciar que es ligeramente birrefrin-gente.
Además de condrodita, esta roca contiene también cli-nohumita pero, ya que su birrefringencia es del mismo or-den que la de la condrodita, solamente se pueden distinguirpor el mayor índice de refracción que presenta la clinohu-mi ta [16 ] .
Muestra de mármol, Kilc:hrist, Sxy\e, Escocia (GB); aumen-to: x28.
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I
Zircón
Tircón (Zrn)ZrSiO,
; : {ú ' ¿ : lt , + r \ ,
S istema crislalo-eráfico
IR ro
B i rrefii ngenc i a
Extinción
Elongación
Tetlagonal. Uni¿.rxico (+)
t ,922- t .960
1 , 9 6 1 - 2 , 0 1 5
0,042-0,065
Recta
= Pos i t i va
',&#f
El zircón se presenta normalmente en cristales bastantepequeños. pero es fáci lmente identi f icable debido a su re-l ieve rnuy elevado. La fbtografía superior, tomada en luzplano-polarizada. muestra unos crist¿rles de zircón bastantegrandes, junto con esf 'ena, en una p¿lsta de grano f ino, cons-t i tuida principalmente por f 'eldespato. La esf 'ena tambiénplesenta un rel ieve muy elevado y, en esta fbtografí ir , esrruy dif íci l dist inguir la del zircón. Las exfbl iaciones, bue-nas, del zi lcón estírn bien representadas en algunos de loscristales.
En la fbtografía int'erior, tomada en nicoles cruzados, lamayor parte de los cristalcs dc zircón muestr¿ln colores deinterf 'erencia elevados, excepto el cr istal a la izquierda delcentro de la irragen, que muestra dos exfbl iaciones ortogo-nales. Este cristal está cortado en un¿r sección casi perpen-dicular al eje óptico; de ahí resulta el bajo color de interf 'e-rencia. Los cristales de esfena pueden ser, quizi i , más f i ic i l -rnente identificados en esta fbtografía porque presentan unabirrefr ingencia mucho mayor y por la presencia de maclado(en el centro del margen superior dc la imagen y a la dcre-cha del zircón con bajos colores de interf'erencia) 122|.
\
Muestra de ttna segregación enpenínstrla de Kola, CEI; aumento.
una pe gmatita sienííit'a,x 2 8 .
II
Esfena
CaTiSiO,(OH, F)
Sistema cristalográfico = Monoclínico. Biáxico (+)
Esfena (Ttn).
I R B
Birref l ingencia
Extinción
Muestra de una roca ricaCEI;aumento: x20.
= t,8'70-2,034
= 0,100-0.192
= Obl icua (2 I -5 l ' máximo)
La esf 'ena es un mineral (accesorio) relat ivamente fáci lde identi f icar, puesto que nonnalmente forma cristales dernorfología en rombo, de alto relieve y color marrón o I-na-rrón-rojizo. Estas características se encuentran bien expues-tas en las fotografías superior y central, tomadas en luz pla-no-polarizada. Estos cristales son pleocroicos y de rnodofrecuente presentan un maclado simple. El mineral inter-crecido con la esf 'ena en esta lámina es un feldespato alcal i-no.
La fotografía inf'erior, tomada en nicoles cruzados,muestra varios cl istales próxirnos a la posición de extin-ción, pelo aquellos que muestran doble refracción presen-tan un color muy similar al color de absorción observado enluz plano-polarizada. Esto es debido a la extrema birrefrin-gencia de la esfena, de tal modo que los colores de interfe-rencia son de un orden muy elevado, i .e., casi luz blanca.En los cristales que no presentan la forma característica,este hecho es út i l para su identi f icación [27].
aN. dcl' l ' . Esle tér¡l iro es sinó¡rino tlc t it i lnita. del cual deriva la abrevia-tura indicad&.
, a : l ir - \
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'ód. !
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I
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oen esfena, península de Kola,
Granate
Granate (Grt)(Mg, Fe, Mn).Al.Si.O,.
grupo del almadinoCa.(Al, Fe, Ti, Cr),Si.O,.
grupo de la andradita
Sistema cristalosráfico = Cúbico
I R r = l ,1 f 4- l ,88 '7
Isótropo, excepcionalmente I igeramente birrefringente.
Los granates pueden presentar una considerable gama decomposiciones de ahí el intervalo de índices de refracciónindicado. Su morfología es, muy frecuentemente, euhedralo subhedral.
La tbtografía superior muestra varios cristales subhedra-les de granate, de la serie del almandino, intercrecidos concuarzo y mica en una roca metamórfica. El granate destacabastante claramente sobre los demás minerales debido a sualto relieve y color pardusco. Presenta inclusiones de mi-croblasto siendo ésta una característica muy fiecuente.
La fotografía central muestra el mismo campo de imagenobservado en nicoles cruzados y se aprecia el carácter isó-tropo de los granates (algunos granates son birrefringentesy pueden mostrar zonados y maclados, puestos de manr-fiesto por los bajos colores de interferencia; v. fotografíainferior, pág. 5).
La fotografía inferior, tomada en luz plano-polarizada,muestra un granate de tipo melanito (andradita rica en Ti)en un¿l roca ígnea alcalina. Su color marrón oscuro estábastante desigualmente distribuido, pero marc¿l el zonadode los márgenes de los cristales. La morfología euhedral esmuy característica. El otro mineral en esta lámina es feldes-pato alcalino alterado [3 I ]. El estudio de la paragénesis enlos miembros del grupo del granate es de gran ayuda en lostrabajos mineralógico-petrológicos [4]-45].
Muestras superior ¡'('entral, micaesquisto con granate, Pi-tlot'hry, Escocia (GB); aumento: x II. Muestra inferior,segregación en sienita nefelínica, Assynt, Escocia (GB);aumento: x20.
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Vesubiana (idocrasa)
Vesubiana (Ves)(idocrasa)Ca,n(Mg, Fe),Al.Si,O..(OH, F),También:Ca,r(Al, Fe),,,(Mg, Fe).[Si,O,]*[SiO*],,,(O, OH, F),n
Sistema cristalográfico
IR ú)
Birrefringencia
Extinción
Elongación
Tetragonal. Uniáxico (-)
t ,100-1,746
1 ,703 - t , 752
0,001 -0,009
Recta
Negativa
En la fotografía superior, tomada en luz plano-polanza-da, un cristal de vesubiana ocupa la mayor parte del campo.Su color, ligerarnente marrón-amarillento (puede ser rnco-loro o ligeramente azulado), puede ser apreciado en con-traste con algunos huesos en la lárr ina. Su rel ieve, muy ele-vado, también puede identificarse por cornparación con eladhesivo de la preparación.
La fotografía inf'erior, en nicoles cruzados, muestra loscaracterísticos colores de interferencia bajos, anómalos(p. ej., azul, púrpura o tonos parduscos), así como los levesindicios de bandeados en los colores de interferencia, hechofrecuente en los cristales grandes e indicativo de zonado.No se aprecian trazas de la exfoliación (mala) en este cris-tal; la exfol iación es poco neta o invisible en lámina delga-da. El anómalo color de interferencia es debido a una inten-sa dispersión y es la propiedad más útil para identificar estemineral. Normalmente, la vesubiana aparece con granate detipo grosularia, que puede presentar, también, colores deinterferencia bajos, siendo algunas veces difícil distinguirambos minerales. La forma tetragonal, el alto relieve y labaja birrefringenci a faci I itan su identificación.
Los cristales de color verde en el margen inferior delcampo de observación y las pequeñas inclusiones verdes enla vesubiana son de anfíboi alcalino. La vesubiana es carac-terística de rocas cálcicas metamórficas y skarns; menosfrecuente en gneises, se observa en algunas sienitas nefelí-nicas, serpentinitas y gabros con granate [47].
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o Muestra de una localidad desconocida: aumento: x25
Hornblenda
Hornblenda (Hbl)En s.s.: Ca,(Mg, Fe).Al[Si,AlO,.](OH).El grupo general es:(Na, K)u,Ca,(Mg, Fe'*, Fe'*, Al)-Sior,Alru,o.,(oH),Una lórmula más práct ica es:NaCa.(Mg, Fe).AlS iuAl,Orr(OH, F),
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Sistema cristalográfico
I R P
B irrefringencia
Extinción
Elongación
Monoclínico. Biáxico (-) o (+)
t ,612-1,731
0,0 r4-0,026
Oblicua (12-34)
Positiva
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Las fotografÍas superior y central, tomadas en luz plano-polarizada, muestran hornblenda y biot i ta, junto con cuar-zo, feldespato alcal ino y plagioclasa sódica. La hornblendamuestra pleocroísmo, de verde a marrón, mientras que elpleocroísmo de la biotita varía entre marrón claro y marrónoscuro. Algunos de los cristales de hornblenda presentan lamorfología característica y dos exfoliaciones a 124".
En nicoles cruzados (fbtografía inferior), se puede apre-ciar el maclado en algunos de los cristales de hornblenda; elcolor de interf'erencia más alto que se observa en esta lma-gen es el azul de segundo orden. La diferencia entre la bio-tita y la hornblenda se puede observar en esta fotografía, enla cual los colores de interferencia de la biotita (en el cristalgrande próximo a la posición de extinción), presentan unaspecto moteado. Respecto a la variedad de composicionesposibles véanse [249-2521 y la bibliografía específica delanexo; su amplio espectro de paragénesis se indica en [255-2571. Su nomenclatura está en Leake ( 1978) -v. bibl iogra-fía- [2481.
Muestra de un granito, Páramo de Rannr¡ch, Escocia (GB);aumento: x20.
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Hornblenda
Hornblenda (Hbl)En s.s.: Ca.(Mg, Fe).AI[Si,AlO.,](OH).El grupo general es:(Na, K)o,Car(Mg, Fe'n, Fe'*, Al).Siu-r.Alr{.Orr(OH),Una fórmula más práctica es:NaCa,(Mg, Fe).AlSioAl,Or,(OH, F),
Sistema cristalográfico = Monoclínico. Biáxico (-) o (+)
I R P
Birrefiingencia
Extinción
Elongación
= 1 ,6 t2 -1 ,731
= 0,014-0,026
= Oblicua (12-34')
= Positiva
Las fotografías superior y central muestran fenocristalesparduscos de hornblenda, junto con fenocristales de plagio-clasa en una mesostasia de grano fino, fundamentalmentede feldespato alcalino. La exfoliación y morfblogía típicasde los anfíboles se pueden apreciar en algunos cristales, asícomo el pleocroísmo, que es bastante pronunciado. Losbordes opacos son debidos, probablemente, a la formaciónde magnetita por oxidación del hierro y son bastante comu-nes en las hornblendas de rocas volcánicas.
Los colores de interferencia (fotografía inf'erior) tiendena estar oscurecidos por los colores de absorción; la birre-fringencia de la homblenda común oscila de baja a modera-da [248].
Muestra de traquita, Lacqueille, región de MÍ. Dore, Fran-cia: aumento: x 32.
47
Kaersutita
Kaersutita (Krs)En detalle:(Na, K)Ca.(Mg, Fe'., Fe*, Al).(Ti, Fe'.)
lsioAl.o,.l(o,oH, F),Más simplificada:NaCa.(Mg, Fe)o(Ti, Fe)Al.SioO,,(OH, F),
Sistema cristalográfico
I R B
Birrefiingencia
Extinción
Elongación
Monoclínico. Biáxico (-)
t,683-t,725
0,02u-0,047
Oblicua (0- 19")
Positiva
Las fotografías superior y central, tomadas en luz plano-polarizada, muestran eI intenso pleocroísmo y color marrónrojizo que es característico de este mineral. La morfblogíade anfíbol y las exfoliaciones se aprecian bien en el cristalsituado en el centro del campo.
La fotografía inferior, tomada en nicoles cruzados,muestra que los colores de absorción son lo suficientemen-te intensos como para enmascarar, parcialmente, los colo-res de interferencia, pero la birrefringencia de este mineralno es una propiedad diagnóstica útil, puesto que varía enuna amplia gama. Es difícil distinguir la kaersutita de otrosanfíboles marrones. El anfíbol en esta roca fue denominadopreviamente como barkevikita. En general, la kaersutita esuna homblenda rica en Ti. fiecuente en rocas volcánicas al-calinas (como fenocristal y microcristal) desde basaltoshasta traquitas e, incluso, riolitas. Suele presentar un bordeexterno de opacos (magnetita). Es menos frecuente encamptonitas y monzonitas, y rara en eclogitas [259].
Muestt'a de lugarita (variedad de teschenita, N. del T.J, si//de Lugar, Ayrshire , Escocia (GB ); aumento : x 20 .
Glaucofana (Gln)Na,Mg,Al,Si*O,,(OH),
Sistema cristalográfico = Monoclínico. Biáxico (-)
I R B
Birrefringencia
Extinción
Elongación
= I ,61 2- 1 ,650= 0,020-0,023
= Obl icua (4-14")
= Positiva
Las fotografías superior y central, tomadas en luz plano-polarizada, muestran principalmente cristales de galucofa-na, junto con algunos pequeños cristales de cuarzo. Las dosexfoliaciones prismáticas a 120" se aprecian claramente, asícomo los intensos colores de absorción, que varían entre elazul y el azul lavanda, y son típicos de este mineral. Estoscolores presentan zonados en las zonas próximas a los már-genes de algunos cristales.
En la fotografía inf'erior, tomada en nicoles cruzados, loscolores de interferencia son de primer orden, pero anóma-los, debido a la superposición de los intensos colores de ab-sorción. El zonado se aprecia incluso más fácilmente enesta imagen.
Los únicos minerales que presentan colores de absorcióncomparables son la eckermanita, que puede mostrar colorlavanda pálido y la yoderita (v. en dicho mineral), pero am-bos minerales son bastante infrecuentes. La muestra aquípresentada podría ser descrita más corectamente comocrossita. ya que normalmente hay algo de Fet en susti tu-ción de Al, y el uso del término glaucofana debe restringir-se a composiciones con contenidos bastante bajos en Fett.Las relaciones de variación en composición para la glauco-fana-(Fe) glaucofana-crossita-(Mg)riebeckita-y riebeckitaestán indicadas en[262] y estas composiciones están expre-sadas en manuales más amplios -v. bibliografía:. Laspropiedades ópticas diferenciales entre la glaucofana y lariebeckita son manifiestas. así como su diferente ambientede formación 1266, 2611.
Glaucofana
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o Muestra de esquisto, Syphnos, Grecia; aumento: x 20
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Arfvedsonita
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Arfvedsonita (Arf)Na.(Mg, Fe).AlSi*O,,(OH, F),
Sistemacristalográfico = Monoclínico. Biáxico'(-)
I R B
B irrefiingencia
Extinción
Elongación
= 1,63 l - I ,706= 0,01 0-0,01 2
= Oblicua (0-29")
= Negativa
En las fotografías superior y central, tomad¿rs en luz pla-no-polarizada, la arfvedsonita se reconoce por sus coloresde absorción, que varían entre azul prusia oscuro y verdepardusco. El color azul puede l legar a ser tan intenso que elmineral parezca opaco. Ninguno de estos cristales muestralas exfbliaciones características de los anfíboles. oero el co-lor y pleocroísmo son característicos. En esta roca, la arf'-vedsonita se presenta intercrecida con feldespato alcal ino,plagioclasa y cuaÍzo.
En la fotografía inf'erior, tomada en nicoles cruzados, laarfvedsonita muestra colores de interferencia anómalos. de-bido a los fuertes colores de absorción. La birrefiingenciaes baja, por lo cual no cabe esperar colores de interferenciabri l lantes.
Es dif íci l dist inguir la arfVedsonita de la r iebeckira, yaque ambos minerales pueden mostrar el color de absorciónazul oscuro que aquí se ilustra, pero la riebeckita no presen-ta el color pardusco que se observa en esta muestra y la arf-vedsonita presenta un ángulo de extinción mayor que Ia rie-beckita. La arfvedsonita es frecuente en granitos con altoNa y en sienitas nefelínicas. Rara en rocas metamórficast2721
Muestra de sienita, inn'usión de lllimaussaq, oeste de Gro-enlandia : aumento : x 32.
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50
Enigmatita
Enigmatita* (Aen)NarFerTiSiuOro
Sistema cristalográfico = Triclínico. Biáxico (+)
nB = 1 ,805-1 ,826
Birrefringencia = 0,07-0,08
Extinción = Oblicua (4-45")
En las fotografías superior y central, tomadas en luz pla-no-polarizada, los cristales de color marrón muy oscuro sonde enigmatita. Algunas veces, este mineral es tan oscuroque puede parecer opaco, pero el color marrón se puedeapreciar, normalmente, en los bordes de los cristales. Al-guos de los cristales muestran exfoliaciones y uno de ellos,en el borde inferior del campo de imagen, presenta dos fa-milias de planos de exfoliación a unos 120"; en este sentido,puede ser confundido con un anfíbol. El pleocroísmo quepresenta puede ser apreciado comparando estas dos foto-grafías (tonos marrones de oscuro a más claro).
En nicoles cruzados (fotografía inferior), el color marrónenmascara cualquier posible color de interferencia, por locual no es posible estimar la birrefringencia. Los grandescristales rectangulares en esta imagen son feldespatos alca-linos ricos en sodio, uno de los cuales está en posición deextinción. El resto del campo de imagen está ocupado porun vidrio pardusco. Este mineral es frecuente en sienitas(con o sin nefel ina) y en granitos r icos en Na y Si [221].
*N. rlcl T. El término enigmatita procede del gnego uinigna, por su difi-cultad para encontrar la composición química, y esta transcfipción españoladebería preferirse al todavía usual inglés de aenigmatita.
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o Muestra de pantellerita, Pantelleria, Italia; aumento: x 32.
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(K, Na).FerTirsiroro(O, OH, F),
Sistema cristalográfico = Triclínico. Biáxico (+)
Astrofilita (Ast)
I R B
Birrefringencia
Extinción
Elongación
= 1,703-1,738
= 0,06 (aproximada)
= Recta
= Positiva
La astrofilita normalmente se presenta en forma de cris-tales aciculares en agregados radiales, pero en esta láminadelgada se presenta en cristales bastante alotriomorfos, conmuchas inclusiones, en una matriz holocristalina de granofino. Las fotografías superior y central muestran el pleo-croísmo de este mineral, que varía entre el marrón y elamarillo. Algunos cristales presentan un color amarillo mu-cho más definido que el que aquí se ilustra. La mayor partede los cristales muestran una dirección de exfoliación-
Debido a los intensos colores de absorción, es difícilidentificar el orden de los colores de interferencia de estemineral, que se aprecian en la fotografía inferior, tomada ennicoles cruzados; el cristal grande en la parte superior delcampo de la imagen presenta un color de interferencia ver-de de tercer orden, que indica una birrefringencia de, al me-nos, 0,04; por este dato sabemos que la birrefringencia esbastante alta.
Los cristales de menor tamaño en esta roca son de pla-gioclasa sódica. La astrofilita es frecuente en sienitas nefe-línicas, en pegmatitas y en granitos alcalinos [322].
Muestra de microsienita,x 20.
este de Groenlandia: aumento:
Lamprofilita (Lpt)Na.(Ca, Fe)Ti.Si.O,*(OH)
Sistema cristalográfico = Monoclínico. Biáxico (+)
Este mineral se ha incluido, ya que aparece en algunasde las rocas del complejo de Pilansberg y de la MontañasBearpaw en Montana, y estas rocas pueden estar represen-tadas en muchas colecciones docentes.
La lamprofilita es el mineral de color marrón pálido quepresenta un ligero pleocroísmo (compárense las fotografíassuperior y central). Se pueden observar algunos cristaleseuhedrales y la exfol iación es visible en otros. (Los minera-les con coloraciones verdosas son aegirina-augita y arfved-sonita; el mineral incoloro es principalmente feldespato al-cal ino).
En nicoles cruzados (fotografía inferior) algunos de loscristales de lamprofilita muestran colores de interferencialigeramente anómalos y uno de ellos, que presenta un zona-do en reloj de arena, muestra un color marrón claramenteanómalo. Este cristal está cortado en una sección casi per-pendicular a un eje óptico y el color anómalo es debido a ladispersión de los ejes ópticos. El maclado es apreciable enuno de los cristales. El color de interferencia azul es un azulde segundo orden, como se puede apreciar en el extremo encuña de uno de los cristales.
Muestra de foyaíta (sieníta nefelínica hipersolvus, N. delT.) verde, P ilansbe r g, Suditf ica ; aumento : x 44.
Lamprofilita'1'l*'f
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I R B
Birrefringencia
= 1,747-1,754
= 0.032-0.035
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Moscovita
Moscov¡ta (Ms)KAl.si.o,,,(oH, F),
Sistema cristalográfico
I R P
Birrefringencia
Extinción
Elongación
Monoclínico. Biáxico (-)
r , -582- 1,6 r5
0,036-0,049
Recta
Positiva
En la fotografía superior (luz plano-polarizada), se pue-de apreciar que esta moscovita presenta un ligero color ver-doso-amarillento, en contraste con el cuarzo, con el cual sepresenta intercrecida; este hecho podría ser debido a que lacomposición del mineral corresponda más bien a una fengi-ta que a moscovita, pero en este caso, se debe a una ligerapolarización anómala en el fotomicroscopio. La mayor par-te de los cristales presenta la exfbliación basal perfecta.
En la fotografía inferior, tomada en nicoles cruzados, lamayoría de los cristales presentan colores de interferenciamuy similares, ya que la roca presenta una orientación pre-ferente; uno de los cristales, próximo a la esquina superiorderecha de la fotografía, está cortado en una sección castparalela a la exfoliación basal y daría, por tanto, una buenafigura de interferencia. Muchos cristales presentan macladoy aquellos que se encuentran próximos a la posición de ex-tinción muestran el aspecto abigarrado que es característicode todas las micas [288].
Aunque presenta buenas propiedades distintivas, lasconfusiones más próximas son el talco (asociado a rocasmagnesianas), la pirofilita (ángulo 2V mayor que el de lamoscovita) y la paragonita (frecuente en esquistos muy só-dicos con distena y estaurolita). La fengita [290] es una va-r iedad de la moscovita con una relación Si:Al > 3: l y dondeel aumento en Si se acompaña por la sustitución de Mg oFet'por Al en posición octaédrica. Las idromoscovitas (se-ricita, damourita, pinnita e illita) comprenden un contenidoen H,O más alto que el de la moscovita.
La moscovita es componente frecuente en rocas ígneasácidas (granitos o pegmatitas) acompañada por microclinao biotita (granitos de dos micas); también es frecuente enrocas metamórficas y en greisen. Es secundaria en rocasvolcánicas.
Muestra de un esquisto con cianita, Hamma of Snarrat'ae,IJnst, Shetlantl , Escocia (CB): aumento; x44.
Biotita (Bt)K(Mg, Fe).AlSi.O,n(OH, F).
Sistema cristalográfico = Monoclínico. Biáxico (-)
I R P
Birrefiingencia
Extinción
Elongación
= 1,605- 1,696
= 0,04-0,Ott
= Recta
= Positiva
La biot i ta presenta, de modo invariable, color marrón overde. Las fbtografías superior y central, tomadas en luzplano-polarizada, muestran el carnpo casi completar-nenteocupado por biotita, en la que se pueden apreciar nu$rero-sos halos pleocroicos, marrón oscuro a negro. La exfbl ia-ción basal, perf'ecta, puede observarse en muchos de loscristales. El colol de absorción máximo se presenta cuandola dirección del polarizador es paralela a la exfbl iación.
En la fotografía inf-erior, tomada en nicoles cruzados, loscristales que ocupan el centro del campo están bastante pró-ximos a la posición de extinción; esta orientación se ha ele-gido para enf'atizar el aspecto abigarrado que es caracterís-t ico de todas las micas y que es más clararnente visible enlas posiciones cercanas a la de extinción.
El cristal veldoso situado en el extremo inferior izqurer-do del campo de irnagen es turrnalina [298].
La dist inción con la turmalina (pleocroísrno inverso. sinexfoliación y elongación negativa) es fácil, así como res-pecto a las hornblendas pardas (diferente exfbliación y án-gulo de extinción variable). La astrofilita presenta un pleo-croísmo invelso (v. este mineral, pág. 52).
La biotita se altera a clorita o venniculita (de forrna par-cial a total) y el exceso de Fe en la biotita se concentra en laexfoliación de la clorita. En rocas volcánicas. la biotita sue-le presentar un borde negruzco de opacos.
Es típica de rocas ígneas (plutónicas y volcánicas), enrocas metamórficas y algunos lamprófidos. Una clasifica-ción sencilla de las biotitas se muestra en 12991, pero paraestudios genéticos deben consultarse las obras especializa-das -v. biblioerafía-.
Mueslra de pneis con biotita-cianíta, Dun nan Geard, Rossof Mull, Escocia (GB); aumento; x 52.
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Biotita
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h##Monoclínico. Biáxico (-)
l ,605- r ,696
0,04-0,08
Recta
Positiva
Biotita (Bt)K(Mg, Fe).AlSi,O,u(OH, F),
Sistema cristalográfico
I R F
Birrefringencia
Extinción
Elongación
Estas fotografías muestran f'enocristales marrones debiot i ta en una mesostasia de grano f ino. La variación en loscolores de absorción al rotar el polarizador (fbtografías su-perior y central) y el zonado de los colores de absorción seaprecian claramente. Este zonado es debido, probablemen-te, a variaciones en los contenidos en hierro y t i tanio.
En la fotografía inferior, tomada en nicoles cruzados, sepuede apreciar que también existe un zonado en los coloresde interferencia. El cristal alargado situado en el cuadranteinferior derecho, muestra colores de interf'erencia azules yamarillos de segundo orden.
El resto de los minerales de la roca son feldespatos y al-gunos microfenocristales de piroxeno (elevado relieve)t2981.
Muestra de lamprólido, Pu|fin Bay, Herme, islas del Ca-nal:aumento: x32.
Estilpnomelana
Estilpnomelana* (Stp)K(Fe, Mg, Al).SioO,o(O, OH),.3HrO
Sistema cristalográfico
I R B
Birrefringencia
Extinción
Elongación
Monoclínico. Biáxico (-)
t ,576- t ,745
0,03-0, I I
Recta
Posi t iva
Los cristales marrones con morfología tabular que se ob-servan en estas fotografías son de estilpnomelana; el inten-so pleocroísmo está claramente ilustrado en las fotografíassuperior y central, tomadas en luz plano-polarizada, con elpolarizador rotado 90". Puede ser man'ón, como en esteejemplo, o verde y, por tanto, puede ser confundida conbiotita, pero la exfbliación no está tan bien desarrollada eneste mineral collo en las biotitas. Esta muestra, parcial-mente oxidada, presenta por este motivo, un color marrónmás oscuro de lo esperable en una muestra fresca.
Los colores de interferencia están generalmente enmas-carados por el color de absorción marrón, como se puedeapreciar en la fotografía inferior, tomada en nicoles cruza-dos. Hay algunos signos de otra exfoliación, ortogonal a lalongitud de los cristales, y cuando ambas exfoliaciones sonapreciables, esta observación es útil para distinguir la es-tilpnomelana de la biotita. En resumen: se diferencia de labiotita por presentar una exfoliación basal menos perfecta,una exfoliación imperfecta perpendicular a (001), pleocroís-mo diferente (amarillo a verde), una mayor birrelringencia,un ángulo 2V variable (0-a0") y, a veces, es uxiáxica. Ade-más, el ambiente de formación es diferente: esquistos ver-des y, en general, está asociada a clorita, epidota, albita,granate, etc.
La fónnula química indicada arriba está simplificada yno representa la amplia variación de composición que pue-de tener es te minera l [3 l8 l .
* N. del T. Del griego stl/paos, brillante, y nelas. negro. La rranscripciónespañola es preferible al término ingles stilpnonrclane.
Muestra de una rocaferruginosa metamotfizada, Laytonvi-Ile,California, EE. UU.; aumento: x 32.
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Pirofi l i ta
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Pirofi l i ta (Prl)Alsi,o.(oH)
S istema cristalo-eráfico
I R B
Birre f l in-eencia
Extinción
EIon,eación
Monoclínico. Biáxico ( )
t , -5t t6- t ,5u9
0.05t)
Recta
Posi t iva
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La fbtografía superior muestra un campo de ir-nagen ocu-pado casi en su total idad por pirof i l i ta, pero no se identi f i -c¿rn característ icas que permitan dist inguir fáci lmente la pi-rof i l i ta de la nroscovita.
En nicoles cruzados -fbtografía inf'erior el aspectomoteado es. también, similar al de la moscovita. La elec-ción de esta lámina se basa en el, relat ivamente, gran tama-ño de los cristales de pirof i l i ta y en que, si se observa la f i-gura de interf 'erencia. ésta perrnite identi f icar un ángulo delos ejes ópticos rnoderado (53-60'), en contr¿lste con el bajovalor que se aprecia en las moscovitas (30-50"). Normal-mente, la pirof i l i ta aparece en cristales tan pequeños que esirnposible obtener Ia f igura de interf 'erencia en el los. Losvalores de la moscovita (2V = 30-50") y del talco i2V =
0-30") se dist inguen del valor de la pirof i l i ta (2V = 53-60').A su vez, l¿r caol inita t iene menor birrefr ingencia que la pi-rof i l i ta [3241.
El arnbiente de fbrmación es importante [326]; se pre-senta en rocas metamórficas ricas en Al y en esquistos ver-des. Es secundario por alteración hidrotermal de t'eldespa-tos y moscovl la.
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Muestra de ttna localidad descont¡cicla: aunrcnto: x72
Talco (Tlc)Mg.Si,,O,o(OH).
Sistema c.ristalográfico
I R B
Birrefringencia
Extinción
Elongación
La mayor parte del campo de imagen está ocupado portalco en una roca muy deformada. Es mucho más sencilloidentificar el talco en muestra de mano. debido a su tactountuoso, que en lámina delgada, puesto que puede ser con-fundido con una mica blanca. La variación de relieve apre-ciable en diferentes partes de las bandas, fuertemente ple-gadas, de talco está bien representada en las fotografías su-perior y central, tomadas con el polarizador en posicronesortogonales respectivamente.
La fotografía inferior, tomada en nicoles cruzados,muestra colores de interferencia de segundo orden en casitoda la imagen, excepto en algunas áreas en las que se apre-cian cloritas intercrecidas con el talco. La clorita presentaun color de interferencia gris o blanco de primer ordenÍ3211.
La variedad férrica (Fer., Fe'-) sustituyendo algo de Mg,y parte de Al por Si, es incolora a ligeramente pleocroica(amarillo-verde). Es difícil distinguir el talco criptocristali-no y la sericita, y no así de la pirofilita y la moscovita quetienen valores 2V mayores (v. estos minerales); la brucitaes biáxica (+) y presenta colores de interferencia distintosy, por último, la sepiolita presenta una birrefringencia y unvalor 2V (0-60") mayor. Estas distinciones requieren mudhaatención según casos concretos.
El ambiente de fomación [330] es el de rocas metamór-ficas (regional) en metamorfismo de contacto y, también,como mineral hidrotermal en rocas ultrabásicas.
Muestra de Madran Mountain. Macizo de Menderes. Tur-auía suroccidental: aumento: x27.
Monoclínico. Biáxico (-)
1,589- 1,594
0,0s
Recta
Positiva
o
0
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I
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0
Clorita
Clorita (Chl)(Mg, Fe, Al).(Si, AI),O,,,(OH),u
Sistema cristalográfico
I R B
Birref i ingencia
Extinción
Elongación
Monoclínico. Biáxico (+) o ( )
1 ,57 - 1 ,69
0,00-0,02
Recta
Positiva
El término clori ta incluye una amplia ,eama de composi-ciones minerales, sin embargo, la mayor parte de los mrne-rales de este grupo son incoloros o de color verde; cuandoun mineral verdoso se observ¿r intercrecido con biot i ta-marrón-, tal y como se aprecia en la fbtografía adya-cente, probablemente se trat¿r de clorita. La fotografía supe-rior, tomada en luz plano-polarizada, muestra una biot i taalterándose a clori ta, de manera que se observan escamasresiduales de biot i ta marrón rodeadas de clori ta verde pír l i -do y que normalmente es pleocroica. La clori ta t iene unaexfoliación basal perfecta, pero es apreciable solamente enalgunos cristales en esta imagen.
En nicoles cruzados (fbtografía inf'erior), se observanclaramente los colores de interf'erencia anómalos que soncaracterísticos de algunas cloritas. Aunque no todas las clo-ritas presentan colores de interferencia anómalos, su birre-fr ingencia es siempre baja [3321.
Es conocido su carácter secundario por alteración de labiotita y otros silicatos ferromagnesianos. Como mineralprimario presenta una gama amplia en rocas sedimentarias.metamórficas e ígneas [340-343). La nomenclatura y otraspropiedades constitutivas han sido objeto de una revisiónactual por Bai ley, S. W. (1991) -v. bibl iografía-.
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Muestra de una diorita con nica, Glen-Loy, Escocía (GB);aumento: x 58 .
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60
II
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Clorita (Chl)(Mg, Fe, Al),,(Si, Al),O,u(OH),u
Sistema cristalográfico
I R B
Birrefiingencia
Extinción
Elongación
Monoclínico. Biáxico (+) o (-)
| ,57 - t .69
0,00-0,02
Recta
Posi t iva.J
. ¡ )En la fbtografía superior (nicoles plano-polarizados) yen la idéntica fbto inf'erior (r-ricoles cruzados) se observancristales con orientaciones diferentes que muestran un pleo-croísmo amari l lo pál ido a verde. Se puede observar una ex-foliación perf'ecta en numerosos cristales; otros cristales es-tán cortados casi palalelamente a la exfoliación basal, porlo que no Inue\lran exlbl iación.
En la foto inferior (nicoles cruzados), los tonos gl ises yexcepcionalmente pardos son característicos de algunascloritas. En algunos cristales se observan indicios de ma-clas.
El mineral adularia aparece en el centro entre los crista-les de clorita; es un feldespato rico en K y fonnado en filo-nes a baja temperatura [332 en clorita y 401 en el caso par-t icular de la adularial.
Filón de cuarzo con adularía. Son Gotardt¡, Suíza; aunten-t0: x72.
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Clorita
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61
Serpentina
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Serpentina (Srp)Mg,Si,O.(OH).
Sistema cristalográfico
I R B
Birrefringencia
Monoclínico. Biáxico (-)
1.54- l , -566
0,004-0,0 r 7
La serpentina conrprende 3 términos pol imorfbs ( l izardi-ta, antigori ta y crisoti lo) sicndo la l izardita el mírs abundan-te y el cr isot i lo el mcnos abundante; no se pueden dist inguirpor cri ter ios ópticos y numerosus muestras contienen vrr iostérminos pol imorfbs. La muestra seleccionada comprende,probablemente, una mezcla de l izardita y crisoti lo.
En la foto superior se observa una serpentina de coloramari l lo pál ido asociada a un óxido de hierro; este agrega-do es, sin duda, resultado de la descomposición de un ol ivi-no o de un piroxeno, aunque las fbrmas cristal inas residua-les no siempre estén claramente definidas.
La foto inf-erior, en nicoles cruzados, muestra los coloresde interferencia de primer orden característicos de los mi-nerales de t ipo serpe nt ina, así como una estructura ret icula-da que es una característica frecuente de este mineral y unbuen cri terio de identi f icación [27 2].
Por lo general, la antigori ta suele presentar una estructu-ra laminar ( largo-lento) en fbrma de malla (2V = 20-50")mientras que el crisotilo adopta una estructura fibrosa as-bestiforme (las fibras son largo-lento) y el valor 2V es delorden 30-50"; no obstante, su composición debe asegurarsepor otros métodos (difiactometría de rayos X, microsondaelectrónica, SEM, etc. ).
Se forman por alteración de minerales ferromagnesranos(ol ivino y augita, y a veces hornblenda) donde la magneti ta(opaco) es el residuo situado entre las fibras o láminas.Además de la alteración de rocas básicas y ultrabásicas, esfrecuente en mármoles con fosteri ta. En [3-51-3521 se apor-ta una útil información complementaria más ampliada enBailey, S. W. ( l99l) -v. bibl iografía-.
Serpentína. Lizard, Cornualles, lnglaterra (GB) ; aumento:x 20.
62
Prehnita
Prehnita (Prh)Car(Al, Fe'-)AlrSi.O,u(OH),
Sistema cristalográfico
I R B
Birrefringencia
Extinción
Elongación
La mayor parte de la superficie de la foto está ocupadapor prehnita si bien en la parte superior (en ambas fotos) seidentifican cristales de calcita. Los colores rosa pálido yverde se deben a la dispersión de la polarización por el dis-positivo fotográfico. Una de las características de este mi-neral es su tendencia a formar asociaciones radiales de cris-tales, lo que está muy patente en la foto inferior (nicolescruzados).
La prehnita muestra típicamente tonos brillantes de bi-rrefringencia de2." y 3."'orden, y como este mineral es inco-loro en luz plano-polarizada, los tonos de la binefringenciason muy puros. La refringencia aumenta con el contenidoen Fe't. Exfoliación buena 001 [384].
Muy frecuente como mineral hidrotermal rellenando ca-vidades y fisuras en rocas básicas donde suele estar acom-pañada por minerales diversos (epidota, actinolita, clorita,zeolitas, calcita, calcedonia, datolita, pectolita, etc.). Tam-bién en metamorfismo de contacto se encuentra con calcita,diópsido, wollastonita, grosularia, etc. [386].
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Ortorrómbico. Biáxico (+)
1 ,62 t - t , 65
0,022-0,035
Recta
Positiva
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a Mármol. Localidad desconocida: aumento: x26;t*',-t:
-Microclina
MicroclinaKAISi.O*
Sistema cristalográfico = Tricíclico. Biáxico (-)
I R P
Birrefringencia
Extinción
= 1,522-1,533
= 0,006-0,010
= Oblicua (5-19")
Las dos fotografías muestran un mismo mineral de mi-croclina pertítico cortado aproximadamente paralelo a(001) con lafraza de (010) paralela a la longitud de la foto-grafía.
La foto superior muestra el cristal en luz plano-polanza-da (sin nicoles cruzados) y se ha cerrado el diafragma infe-rior de la subplatina del microscopio para acentuar el relie-ve de las diferentes partes de la sección. En direcciones pa-ralelas a ambos lados de la foto se observan venillaspequeñas con relieve diferente al del conjunto y su compo-sición es de albita micropertítica. Tres o cuatro venas demayor espesor de albita micropertítica forman un ángulo deunos 25'con el borde vertical de la foto y destaca su relievediferente al del cristal encajante.
La foto inferior (nicoles cruzados) muestra la macla enparrilla (combinación de las maclas de la albita y la pericli-na) muy características de la microclina. Las venillas de al-bita pertítica están dispuestas 25" respecto al lado verticalde la foto, son más sombreadas y muestran una macla detipo albita -el plano de la macla (001 ) es, pues, paralelo alde las lamelas macladas de albita en la microclina-.
Las lamelas de la macla de la microclina están muy biendefinidas en zonas próximas a las venas de albita y tienenun espesor variable. No debe confundirse nunca a este mi-neral con la ortosa (consultar sus características) [396].
Frecuente en granitos con moscovita y en pegmatitas;también se presenta en algunas sienitas. Presente en rocasmetamórficas (esquistos micáceos gneises). Ausente en ro-cas volcánicas [425 -430].
Pegmatita. Mína Diamond,Topsham, Maine, EE. UU.; au-mento: x43.
-
Pertita y micropertita
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Pertita y micropertita(K, Na)AlSi,O,
La pelt i ta clcsigna la asociaci(rn r lc utr feldespato r ieo errpola-sio y un leldespato r ico en socl io incluido cn cl antcl ' ior 'que aclúa corro huésped. Sc clenontina anl ipert i ta al casocontrario: cl lcldcspato potásico cst i incluido en la pl leio-clasa. Mcsopcrl i ta comprenclc proporciorres igualcs (o casi)de anrbos t ipos clc l 'c ldcspatos (Na y K.t. La pcrt i ta cs rcco-nocible a sinrplc vista en rrucstr¿r de nrano y la nt icropcrt i tasólo se iclcnti l ' ica al microscopio. Corrsidcrcrros trcs cjent-plos con nicr¡ lcs cruzados.
La lbtoglal ' ía superiol pcnri tc obsclvar una gl 'an supcrf i-cie de nrincnrl ctul hirrel l ' ingcrrciu ql is oscura (ol l pcquerirrsinclusioncs blancas de albita nriclopertí t ica distr ibuidas dctbrma b¿rst¿rntc uni l i rrnte. Se obscrvan dos exlbl iacioncs.casi perl 'ectanrcnlc perpencl icularcs. pues esta sección cst/rcortada casi pcrpcndicularnrente al c. jc .r . No sc vc nir.rgunarnacla aunquc cste mineral pcrtcl tccc. probablen-rente, alsistema rlonoclúrico y sin clucla sc trat¿r de una ortosa(huésped) rnicropcrtí t ica ( inclusiones de albita). Una l ' igurade interf 'crcnci l con bisectr iz aguda. casi centrada. se obtie-ne en esta scccirín con un /rr.r ,9ulo de.15" pa|a los cjcs ópti-cos, valor norr.nal de una ofiosa nt icroperlí t ica.
La fbtogral ' ía dcl ccntro muestnl unu pert i t i l cotr cr islalesde grandes dirncnsiones cortada casi paralela a (010). Lasáreas blancas son l 'eldespato sódico y las oscuras el f 'eldes-pato potásico. En las zonas sornbreadas se observan lame-las f inas dc color blanco y composición de albita r.nicroper-títica que lirrrna un ángulo dcl orclcn de 75" con la traza dela exfbl iación ((X)l ) paralela al lackr ntayor o abscisa de lafoto. Aunque no sc observe ninguna macla en la f irse sódicani en la polásica. si csluviese prescnte la macla de la albita,ésta no se debería observar cn una sección cortada paralela-mente a (010). Aclemás, no se vería la rnacla de la pcricl inaen una sección cortada perpendicularrnente al eje de la rna-cla (eje r ') y sería di l ' íci l descubrir una sección orientada deesta fonna. Con una única lámina no es posible sabcr si lafase poti ísica es ortosa o microcl ina.
La fotografía inf'erior es también un f'eldespato microper-títico con igual oricntación a la fbto cerrtral, pero aquí sóloes visible la albita rnicropertí t ica cuya orientación es del or '-den de 75" corr la traza de la exfbl iacicin (001) [396 y 4061.
Lo.foto sttpcrir)r ntucstro unu grunulitu (on srotktlc, oesfede Antbottsurt', Modagustur: euntcnto; x21. La ftfo ccn-ü'ul es de unu locolidud tlescottotitla: ttumento; x27. Lafoto inJerior muestra uno ¡tegntutitu, Kodarnta, Bihur, ln-dia: auntentt¡: x 25.
65
Sanidina
Sanidina (Sa)(K, Na)AlSi.O,
Sistema cristalográfico = Monoclínico. Biáxico (-1
I R B
Birrefringencia
Ángulo de extinción
Elongación
= 1,522-1,532
= 0,006-0,008
= 0-9"
= Negativa
El término de sanidina designa el feldespato alcalino delas rocas volcánicas. La fbtografía superior, luz plano-pola-rizada sin nicoles cruzados, muestra algunos fenocristalesde sanidina en una mesostasia constituida esencialmentepor microlitos de sanidina. La disposición regular u ordena-da de las inclusiones dispuestas en el borde del fenocristalindica la geometría del cristal durante su crecimiento.
En la fotografía inferior se observa (nicoles cruzados) unfenocristal con una macla simple; es muy frecuente en losfeldespatos alcalinos monoclínicos y permite su distinciónrespecto a las plagioclasas en las que es frecuente el macla-do polisintético o, incluso, maclas simples. El tipo de maclaaquí considerado es la de Carlsbad que es la más frecuenteen los feldespatos monoclínicos [397].
La sanidina (incolora y límpida) se altera menos que laortoclasa y sus productos son la caolinita y sericita. Es muyfrecuente (como fenocristal y microcristal) en rocas volcá-nicas saturadas (riolitas, latitas y traquitas) o infrasaturadas-fonolitas- (con leucita o nefelina). Los fenocristalesson muy raros en basaltos y andesitas, pero en estas rocasse puede presentar como microcristal. Es frecuente en lavasbásicas ultrapotásicas con olivino y flogopita y está presen-te en algunos lamprófidos. El contenido en Ba (sustituyen-do al K) puede ser relevante y se denomina celsiana lava-riedad de composición teórica BaAl(Si.-Al),O* si bien pue-de contener algo de K; en general hay cierto contenido enRb (sustituyendo al K) [425-4301.
Anortosa
Anortosa(Na, K)AISi,O*
Sistema clistalográfico
I R B
Birrefringencia
Extinción
Elongación
Tricl ínico. Biáxico (-)
| 5 ) ) - t 57)
0,006-0.0 r 0
4 - t 2 "
Negativa
Se denomina anortosa al f-eldespato sódico triclínico dela serie sanidina-albita que cristal iza en rocas volc¿luricas(p. ej. , fonol i tas, etc.). La fotografía superior, en luz plano-polarizada (sin nicoles cruzados), muestra una asociaciónde cristales (f'enocristales) de anortosa en una mesostasiade grano fino de f'eldespatos alcalinos y cuarzo. Se obser-van débiles trazas de exfoliación, pues el cristal de mayordimensión está cortado casi en ángulo recto a las exfbl ia-c iones (001) y (010) .
La fotografía inf'erior (nicoles cruzados) muestra lame-Ias macladas de albita y periclina fbrmando una parrillaque, a simple vista, recuerda la macla de la microcl ina. Sinembargo, en la anortosa las lamelas (que son muy finas) seobservan en secciones cortadas casi perpendicularmente aleje cristalográfico -r (es el caso aquí considerado) y, en estaorientación, se puede obtener una figura de interf'erenciacon bisectriz aguda casi centrada. Puede presentar la maclade Carlsbad. Así pues, se distingue de la microclina por elmaclado más fino y carece de la macla de parrilla típica deeste último mineral, tiene un valor 2V menor (34-60 ") y unángulo de extinción basal más pequeño ( l-6 ) t3961.
Es frecuente en rocas ígneas ácidas y alcal inas (r iol i-tas, sienitas y traquitas) y también en sienitas nefelínicasl42s-4301.
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@ Pantelleríta, Pantelleria, Italía; aumento: x 37.
67
Plagioclasa
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Plagioclasa (Pl)NaAlSi.O*-CaAl,Si.O,
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Sistcnr i l cr is ta lo- t l i í l ' ico = Tr ic l fu ico. Bihxico (+) o ( - )
I R B
B i l rc l l ' ingenc ia
= 1 . .532 (a lb i ra ) - l . .5 l l3 (anor t i ta )
= 0 . (X)7-0 .0 I3
Las l i r togrtf ías nluesl l .ur una lhntina clclgacl l r londe unirplagioclast en cornposici<in clc labraclori t¿r cst¿i cortacl¿r c¿rsrpcrpcndicularrrentc al e' jc cr istalo-eri í l ' ico .r. En la l i r togra-l ' ía su¡rcrior ( lr .rz plano-pol lr izacla) l¿r cxl ir l iacir in (010) csparalcla al c- jc cle abscisas de la fbto c¡uc cs perpcndiculara la cl irccción dc polal izacir in. La exl ir l iacir in ((X)l) no csparalcla al c. je de ordcnlclas. puss nluestr¿r l igct 'os cambiosclc dircccit ' rn a los l ínr i tcs clc las l i iminls cle nracla clc la leyalbita en las dos l i r togrl l ' í i rs inlcr iores. L¿rs l i r tos ccntral cinltr ior nr.rcstran el aspccto t lc la scccir irr t f¿rs su rotaci( inangular hirst¿r l¿rs posicioncs clc rríxinra cxt incir jn cn Iosckrs gru¡ros clc lhminas r l¿rclacl¿rs. El íngulo clc cxt incit in esclc 2(l" en anrbos casos, lo quc, sc-uún un Íbaco quc irrdicala corresponclencia cntrc la conrposicit in y cl i i rr tulo cle ex-t incir in en sccciones cortacl ls pcrpendicularnrcntc r l e. je.r.l r cornposiciírn quúrica l¡r loximadl cle este cristal es cleAb-50-An-50 l ;13 I y ss.. y ábaco en zl47l.
Las plagioclasas dc alta tcnrpcratura se prcscntan contof 'cnocristalcs en rocas volc¿ínic¿rs rnientras c¡ue las cle bajatcmpcratur¿r lo hacen en r 'ocls plr.r tcinicas y ntctanrírrf icas.Hay unl gran varieclacl clc nrachs como la dc albita (010)y cl ivcrsas combinacioncs albita + Carlsbacl. pcricl ina, y lacle l lbi ta + Carlsb¡d + pcricl ina; son [ lenos l l 'ccuentes lascle Carlsbacl aislada. Mancbach, Baveno. etc. Por lo gene-ral, en la macla de la albita su anchura (pcc¡ucña) se co-rrcsponde con valorcs r icos en Na y aunrenta su espesorcor.r cl incrcmcnto en Ca (r/r clc anort i ta).
Muestru pt o(edettte tlc uttu lotalídatl tlascottot'itla: au-mctt t t ¡ ; x 13.
68
Plagioclasa
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Plagioclasa (Pl)NaAlSi,O*-CaAl.Si,O"
Sistema cristalográfico = Tricl ínico. Biáxico (+) o (-)
IRp = l , -532- l ,5 t i3
Birrefr ingencia = 0,007-0,013
Las dos fotos muestran diversos fenocristales y micro-cristales de plagiocasa en una pasta de grano flno en unaroca andesítica (se pueden reconocer algunos cristales deortopiroxeno en el borde superior izquierdo). En luz plano-polarizada (foto superior) se observa bien la zonación me-diante la disposición de las inclusiones según es el caso dela asociación de cristales en el centro de la foto. En estaasociación, el material de color pardo es una pasta cripto-cristal ina incorporada a los cristales durante su cristal iza-ción.
En la tbto inferior (nicoles cruzados), los planos de ma-cla son visibles en la mayoría de los cristales y se observauna zonación manil ' iesta en los crislales situados próximosa sus posiciones de extinción. Los colores grises de birre-fringencia son bastante excepcionales y se deben a la dis-persión, característica bastante fiecuente en plagioclasas derocas volcánicas [43 | l.
La zonación es muy frecuente y puede ser l lamativa enrocas volcánicas. Las zonaciones más fiecuentes son lanormal (centro cálcico y una disminución del Ca gradualhasta el borde más rico en Na); la inversa (centro sódico yborde cálcico) y la oscilatoria (en general, cambios entreuna composición interna más cálcica y un borde contiguomás sódico, etc., pudiendo existir inversiones en esta se-cuencia). El estudio de estas zonaciones ofrece interesan-tes informaciones sobre las condiciones del crecimiento. Asu vez, es fácil observar que los índices de refracción au-mentan desde la albita a la anort i ta.
Las alteraciones de la plagioclasa son fáciles y diversas(sericita, caolinita, saussurita, gibbsita, calcita, zeolitas yminerales arcillosos diversos). En general, las zonas máscálcicas se alteran con preferencia a las más sódicas.
La composición de elementos traza -Rb, Bas, Sr, etc.-(microsonda electrónica) aporta interesantes informacronesgenéticas -v. bibliografía especializada-.
Andesita piro,rénica, Colinas Matra, certa de Budapest,Hungría; aumento: x26.
69
Cuarzo
Guarzo (atz)sio,
Sistema cristalográfico
IR ro
¿
Birrefi ' ingencia
Extinción
Elongación
Hexagonal-romboédrico.Un iáx ico (+)
| 544
1,5-53
0,009
Recta (en ausencia de defor-mación)
Posit iva (dif íci l veri f icaciónen lírmina delgada por la au-sencia de exfoliación ni ma-clas )
El cuarzo es el mineral más f iecuente y se dist ingue confaci l idad del f 'edespato, en lámina delgada, por la ausenciade alteración (es incoloro), carece de maclas y no tiene ex-fol iación visible o es muy imperfecta. (Puede tener inclu-siones fluidas que, si son pequeñas y numerosas, dan alcuarzo un aspecto <pulverulento>).
La fbtografía superior (luz plano-polarizada) muestra fe-nocristales de cuarzo límpido, con golfos de corrosión ensu contacto con Ia pasta de la roca volcánica. Esta es unacaracterística fiecuente y aunque a veces se interpretacorro una reabsorción del cristal. resulta más bien del cre-cimiento rápido de los cristales que engloban el material dela pasta.
En la fotografía inferior (nicoles cruzados), los coloresblancos de birrefringencia son característicos ds crrs\1Lsscortados casi paralelamente al eje óptico. Cuando aumentael espesor de la lámina, la birrefiingencia toma colores li-geramente amari l lentos [457].
Riolita, Duntlubh, isla de Arran, Est'ot'ia (GB); aumento.x 2 1 .
70
Cuarzo
Cuarzo (atz)sio,
Sistema cristalográfico
IR trr
Birrefringencia
Hexagonal-romboédrico.Uniáxico (+)
| ,544
0.009
ü*.
Estas fotografías muestran al cuarzo en una roca meta-mórfica. En la foto superior (luz plano-polarizada), la ma-yor parte de la fbto comprende cristales de cuarzo lfupido,con algunas inclusiones. En el borde izquierdo inferror seobservan cristales de si l l imanita y biot i ta.
En la fotografía inferior (nicoles cruzados) se puedeapreciar la individual ización de los cristales de cuarzo y suextinción no es uniforme. Es ondulante como respuesta adeformaciones. En el ángulo superior derecho y en el án-gulo inferior izquierdo se ven dif'erencias en los contactosy se aprecian veni l las oscuras que penetran en el cr istal: enel ángulo inferior izquierdo hay indicios de maclas en unode los cristales. Se trata de cristales de cordierita c¡ue sehan incluido en la foto para mostrar que el rel ieve y la bi-rrefringencia pueden, según su composición, ser muy pare-cidos al cuarzo, pero la cordierita se distingue por su alte-ración a pinita en el borde de los cristales aparte que lacordieri ta es, además, biáxica (-) l4-571.
Gnesis con sillintanita-cu'dierita, lI knt al sLrr de lhos1,,Madagascar ; aumento: x 43.
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Mirmequita o mirmekita
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Mirmequ¡ta o mirmekita
Es una asociaciírn dc cuarzo y pla-uioclasa cn una es-tructura vcrmicular (clel gr. nturntt 'ki l t 's. con aspecto dehorrni-ua) lo quc sc obscrva claramentc cn la lbtogral ' ía in-f 'er ior (nicoles cluz¡clos). Puede scl conrparablc cor.r la es-tructura granol ' i ' ica (v. cste término). En la l i r tografía su-perior ( luz plano-polarizacla), la asociaci<in rcsulta clsi in-dist inguiblc ¡-rucs cl cuarzo y la plagioclasa t ienen índicesde ref l 'accir in ntuy prt ixirnos, en tanto cluc cl rcsto dc lafbto, cxccpto un cristal de apati to en cl ccntro, cst/r ocupa-do por lcldcspato alcal ino con íncl icc clc rcl l 'accit in nrenor.El f 'c lclcspato l lcal ino t iene un¿r estructuf l nr iclopcrtí t icacon inclusioncs ( lanrclas) orientadas clc plagioclasa albít i-ca. I .129 v .1701.
CJnrnockifa. 25 knt ul uoroeste cle For¡ Duuphin, Mado-gus(ut ' ; uttntctt t t¡ : x 52.
Granof írica (estructura)
Granofírica (estructu ra)
Las fbtografías rnuestran una asociación de cuarzo y fel-despato alcal ino. Incluso en luz plano-polarizada (foto su-perior), la dif'erencia de sus birrefl'ingencias hace reconocr-ble esta asociación además de que el feldespato presentauna tonal idad pardusca por alteración, mientras que elcuarzo es lúnpido. En nicoles cruzados (fotografía inferior)se aprecian muy bien los contornos. Se desconoce el t ipopetrográfico de esta estructura porque cada <cristal> cons-ta de proporciones iguales de cuarzo y f'eldespato aunquees probable que la corrposición del contorno del cr istal seala de feldesoato.
GranoJiro (a veces es sinónimo de felsíta en el sentido deriolita con esfa estructura f'ecuente). Este de Red Hills,Skye, Est:ocia (GB); auntento: x 32.
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Tridimita
siol
Sistema cristalográfico = Ortorrómbico. Biáxico (+)
Tridimita (Trd)
I R P
Birrefringencia
Elongación
Secciones
Maclas
= 1,470-1,480
= 0,002-0,004
= Negativa
= Alargadas con extinción recta
= Muy frecuentes
Forma de alta temperatura de la sílice
La fotografía superior (luz plano-polarizada) presentauna roca de grano fino donde en una cavidad alargada, ofiloncillo, cristaliza la tridimita. A la derecha de la foto, latridimita aparece en relieve respecto al material encajante.
La fotografía inferior (nicoles cruzados) muestra la dé-bil birrefringencia de la tridimita; los cristales maclados enforma de cuña son característicos. Aunque el nombre detridimita (del gr. tridumos, tres gemelos) implica grupostriples de maclas, los cristales con sólo dos maclas son,probablemente, más frecuentes Í457 -4721.
Dacita, volcón Hakone, Japón; aumento: x72.
Cristobalita
Cristobalita (Crs)sio,
Sistema cristalográfico
I R €
(D
Birrefringencia
Tetragonal. Uniáxico (-)
r,484
1,487
0,003
En la fotografía superior (luz plano-polarizada), la crrs-tobalita cristaliza entre el piroxeno (pardo), las plagiocla-sas (incoloras) y cristales de opacos con posible composi-ción de ilmenita. La cristobalita muestra un relieve ópticoinferior al del feldespato potásico debido a su menor índi-ce de refracción y es algo superior a la tridimita. Se carac-teriza por una estructura <en tejas> que recuerda las es-tructuras de un tejado incurvado. En nicoles cruzados (fotoinferior) presenta colores característicos grises de binefrin-gencia débil. El aspecto de estructura <en tejas> resulta dela combinación de las diferentes orientaciones mostradaspor las diferencias de binefringencia y el desanollo de ma-clas complejas. Es un mineral de raro a poco frecuente (ro-cas volcánicas). La cristobalita forma, a veces, crecimientosíntimos con el feldespato potásico en esferulitos [457-4'72].
Es frecuente como relleno de cavidades y fisuras en ro-cas volcánicas de composiciones diversas (desde basaltos ariolitas) y suele adoptar una forma esferulítica. Más difíci-les de distinguir resultan los reemplazamientos de cristo-balita-tridimita. En algunas rocas volcánicas se puede dis-tinguir en formas submicroscópicas (debe emplearse gran-des aumentos) entre la pas¡a o entre esferulitos.
Basalto con tamaño desarrollado. Muestra lunar del Apo-lo XVII; aumento: x 164.
o
cJ
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5
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a
zaa
o
Nefelina
q
Nefelina (Ne)NaAlSiO.
Sistema cristalográfico
I R e
ÚJ
Birrefringencia
Hexagonal. Uniáxico (-)
t ,526- t ,542
1,529-r,546
0,003-0.005
I _rI adopta colores brillantes de birrefringencia y la nefelina
1'- . . . \ , . toma tonos grises de primer orden. No presenta una exfo-
En la fotografía superior (luz plano-polarizada) hay doscristales incoloros que corresponden a la nefelina y la can-crinita. Hay una diferencia débil de relieve entre estos dosminerales que es fácilmente contrastable con igual posi-ción en la foto inferior (nicoles cruzados): la cancrinita
liación bien visible a diferencia del feldespato que sí lapresenta. La cancrinita está asociada frecuentemente a la ne-felina (p. ej., en rocas plutónicas alcalinas). No se la debeconfundir con el apatito ni la melilita que tienen un índicede refracción mayor.
El mineral verde en las fotografías es augita-aegirínica;la presencia de un piroxeno alcalino indica que la roca esrica en feldespatoides aunque no lo sea, necesariamente, ennefelina [473-485).
La nefelina primaria (infrasaturada en sílice) es incom-patible con el cuarzo. Es frecuente, pues, de rocas ígneasinfrasaturadas y con cierta alcalinidad (sienitas nefelínicas,fonolitas, etc.), si bien puede ser un accesorio en algunassienitas no feldespatoídicas. Los feldespatoides acompa-ñantes frecuentes son diversos: sodalita, noseana, haüyna,leucita y melilita.
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Sienita con nefelina. Khabozero, Kola, CEI; aumento: x 34.
T
I
L
Nefelina (Ne)NaAlSiO.
Sistema cristalográfico
I R €
ú)
Birrefiingencia
Hexagonal. Uniáxico (-)
t . 526 - t , 542
t,529-t,546
0.003-0.00-5
t1r].1 .).'--']. ';¡.i'---:;¡(
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Las dos lbtografías muestran fenocristales de nef'elinaen una pasta de grano fino donde se alojan pequeños cris-tales verdes de aegir ina-augita y algunos cristales de est 'e-na. Es frecuente la asociación de fenocristales de nefelinay otros fenocristales de feldespato alcal ino en una mismaroca cuya identi f icación requiere cierta atención (v. foto-grafía de la pág.7tl). Debe recordarse que el f'eldespato al-calino posee exfoliación frecuente neta, maclas frecuentesy es biáxico. Todos los cristales incoloros son nefel inasaunque existen pequeñas sanidinas en la pasta. En la partesuperior izquierda se observa un cristal de augita (colorverde en la lbto superior) incluido en una nef 'el ina con unamorfblogía hexagonaI incompleta.
En la foto inferior (nicoles cruzados), los dos cristalesde nefel ina del borde inferior están en posición de extin-ción. Deben observarse en la oasta microl i tos de sanidinacon sus maclas simoles.
Fonolita, bloque vlcónico e.rplosit'o. Oldoinyr¡ Lettgai.Tanzania: aumento : x 20.
Nefelina
77
Sanidina y nefelina
Sanidina (Sa) y nefelina (Ne)
La fotografía superior (luz plano-polarizada) muestra fe-nocristales de nefelina y otros de sanidina en una pastacompuesta básicamente por minerales iguales con algunospiroxenos y cristales minúsculos de noseana. Debido al re-lieve y la birrefringencia muy próximas puede ser difícildistinguir la nefelina de la sanidina. Los cristales con unabuena exfoliación o una macla simple son, casi seguro, sa-nidina; las secciones basales de la nefelina son hexagona-les y las secciones prismáticas son, habitualmente, casicuadradas. Así, los dos cristales alargados y estrechos si-tuados en el centro de la roca son sanidinas mientras quelos cristales asociados a su derecha con una geometría par-cialmente hexagonal son nefelinas.
En nicoles cruzados (fotografía inferior), algunos crista-les muestran maclas simples del tipo Baveno. En el grupode los cristales situados a la derecha, el cristal con formahexagonal y con extinción casi completa es una nefelinacortada casi perpendicularmente al eje óptico. El cristal denefelina de al lado está cortado según una sección ligera-mente oblicua respecto al eje óptico y muestra una birre-fringencia muy débil con una ligera zonación en su perife-ria lsanidina en 396-430 v nefelina en 473-4851.
Fonolíta con noseana; WolJ Rock,(GB); aumento: x2l.
C ornualles, I nglaterra
Leucita
Leucita (Lct)KAlSi,06
Sistemacristalográfico = Tetragonal (seudocúbico).Uniáxico (+). (A veces, biá-xico.)
=o
oc'o
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I
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o
I R r = l , -508- l ,5 l I
La fotografía superior (luz plano-polarizada) muestra fe-nocristales incoloros de leucita junto a microfenocristalesde aegirina-augita (pardo-venosa) y la noseana (cristalespardos zonados) en una pasta de grano fino compuestaesencialmente de plagioclasas, pero conteniendo cristalespequeños de leucita y noseana. La leucita t iene, a veces,inclusiones vítreas radiales o concéntr icas, pero no sucedeen este ejemplo.
En la fotografía inferior (nicoles cruzados), la presenciade maclas (pol isintét icas) complejas según orientacionesdiversas es muy característica de la leucita. Los cristalespequeños de leucita en la pasta son isótropos. La leucita al-gunas veces está reemplazada por una asociación de fel-despato alcalino y leucita que conserva la forma cristalinade la leucita: es la seudoleucita. La analcima (muy rara) sepuede confundir fácilmente con la leucita por presentarrasgos muy comunes pero aquélla es biáxica (-).
Es típica de rocas ígneas potásicas (fonolitas con leucita,tefritas con leucita, basaltos con leucita, etc.) y, a veces esun componente prioritario en las leucititas (acompañadopor olivino y clinopiroxeno). La leucitita basanita es unavariedad de la basanita donde la leucita es el feldespatoidemás abundante. Otros f'eldespatoides acompañantes suelenser sodalita, noseana, haüyna, nefelina y melilita [488-495].
Leucitita; en Reiden,leucitófü'os ; aumento :
Eiftl, Alemaniax 20.
se les denominaba
Noseana
v
NoseanaNa,(AloSioO..,)SOr
Sistcrna cristalosráfico = Cúbico
I R l = t .495
Las dos fbtografías proccden de rocas clif'elentes y estírntomildas sólo con luz plano-polarizada.
La fbtografía superior muestra dos f'enocristales de no-seana con los bordes oscuros, casi negros, dcbidos a inclu-siones cle óxido de hicrlo; cn su parte centr¿l l se alojan nu-mcros¿rs inclusiones orientaclas. En la fbto se pueden ob-servar algunos microf 'enocristales de leucita; esta mrsmaroc¿r sc h¿r empleado para i lustrar la leucita (v. este mine-ral)l tanrbién hay rnicrol'cnocristales pardooscuros de nosea-na con i¡.tclusiones aniilogas a las de los bordes de los f'e-nocrist l les. Se aprecia un piroxeno verdcparclo en un¿l pas-ta que contiene, fund¿rnrcntalmente, plagioclasas con algodc calcita. Debido a la cl ispcrsión de la polarización en elmicroscopio, la calcita presenta tonos débiles de birrefr in-gencia en esta fbto.
La lbtografía inf'erior rruestra cristales cle noseana, r'e-l lenos de inclusiones. rodcados por sanidina sin inclusio-nes. El diafragma de la subplat ina permite vcr, abriendo ycelrhndolo, la dif'erencia cntre la nosean¿l y la sanidina; lanoscana t icne un índice de ref 'racción mirs débi l y, además,es ist l tropo. La dist inci(rn entre nosean¿l y sodali ta es muydifíci l al microscopio. La noseana se altera a veces a can-crinita y calcita lz196l.
Mucstru su¡terior: leucitita (ontíguonrcnfa leucitófiro),Reitlen. Eifel, Alemania: ctumento: x27.Mucslra inftrior: sanidinito con noseona; Laocher See,Alennnia: aumento: x 53.
(Nsn)
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lt
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80
Cancrinita
Cancrin¡ta (Ccn)La serie cancrinita-vishnevita tiene como fórmula:(Na, Ca, K)u, [AluSiuO,*] (CO. .SO,, Cl, OH),. . 1-5 H.OLa fórmula ideal de la cancrinita como término cálcicode la serie es: CarNauAlusiuoro (CO,), .2HrO
Sistema cristalográfico
I R e
ú)
Birrefringencia
Extinción
Elongación
Hexagonal. Uniáxico (-)
I ,488- l ,502
| ,490-1,528
0,002-0,02s
Recta
Generalmente negativa res-pecto a las trazas de la exfo-l iación
En la fotografía superior (luz plano-polarizada), el obje-tivo se ha elevado ligeramente para mostrar la línea deBecke. Los minerales que tienen la línea de Becke en su lí-mite interno son la nefelina y los feldespatos alcalinos coníndices de refracción casi idénticos: el mineral con índicede refracción débil es la cancrinita.
En nicoles cruzados (fotografía inferior), la cancrinitamuestra colores de interferencia de primer orden, exceptopara el cristal grande a la izquierda de la foto que tiene uncolor rojizo-azulado del inicio del 2." orden. Debe compro-barse su composición respecto a la nefelina de la foto su-perior. En las sienitas nefelínicas, el aspecto de un mineralincoloro con colores de birrefringencia de primer orden ode segundo orden y un índice de refracción muy débil sonbuenos criterios para diagnosticar la presencia de cancrini-ta y esto ayuda también al observador para buscar la pre-sencia de nefelina. La cancrinita es un mineral de altera-ción común de la nefelina, pero también es mineral pnma-rio en algunas rocas sódicas infrasaturadas como es esteejemplo. No debe confundírsela con algunos términos de laserie de la escapolita que son, también, uniáxicos (-) y conorientación largo-rápido, si bien existen diferencias en labirrefringencia y el ambiente de formación no es coinci-dente [503].
La cancrinita es frecuente, junto a otros feldespatoides(nefelina, sodalita o noseana) en rocas ígneas infrasatura-das y alcalinas (sienitas nefelínicas, etc.). A veces es se-cundario sustituyendo a la nefelina [506].
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o Sienita con nefelina, localidad descottocida; aumenlo: x72
Escapolita
Escapolita (Scp)La serie es marialita (polo sódico)-meionita (polocálcico): 3 (NaAlS i.O-)NaCl-3 (CaAl,Si,O,).CaCO. o,más simplifi cada: Na,(Al,S i,O.*)Cl{a*(AloS ioO,*)CO..Una composición global admitida es:(Na, Ca, K)r[Al.(Al, Si).Si.O:.,](Cl, CO,, SO.*).
Sistema cristalográfico
I R €
(l)
B irrcfi'ingencia
Ext inc ión
Elongación
Tetragonal. Unihxico (-)
1 ,531 (Ma) - 1 ,564 (Me)
1.539 (Ma)- 1,600 (Me)
0,004 (Ma)-0,03U (Me)
Recta
Negativa respecto a la tr¿rz¿rúnica de la exlbl iación
Er.r sccciones basales dos exfbl iaciones (f inas y netas)
La fbto-srafía superior ( luz plano-polarizada) muestraespecialmente la escapoli ta incolora y otros cristales ver-des de cl inopiroxeno junto a un cristal de biuita en el cen-tro de la fbto. Un cristal, en la parte inf 'er ior izquierda dela tbto. rruestra las dos cl irecciones de exfir l iación segúnun írngulo recto. La mayoría de los restantes cristales pre-sentan, al menos, una dirección de exfbl iación.
En la lbto inferior (nicoles cruzados), algunos cristalesmucstran colores de birrefr ingencia de 2." orden, pero loscristales con 2 direcciones de exfol iación muestran colo-res de débil birrefr ingencia y se cortan casi en ángulo rec-to pucs las exfol iaciones I l00i son paralelas al eje óptico.La cornposición de las series isomorfas de la escapoli ta(v. arr iba) desde el polo sódico (marial i ta) al cálcico(meionita) se obtiene midiendo el índice de ref iacción o labirrefringencia. Estos valores aumentan con el a/c en Ca; lameionita (80-100 7r) presenta valores más altos respecto ala mizzonita (50-80 7c Me), al dipiro (20-50 o/o Me) y lamarial i ta (0-20Vo Me) r ica en Na y pobre en Ca [507].
No debe confundírsela con el cuarzo (sin exfbliación y +),ni la cordieri ta (biáxica) ni la wollastonita o la andalucita(con rel ieve mayor y bi¿:rxicas -).
Son típicas del metamorfismo de contacto y skams. Enmetamorfismo regional (desde esquistos verdes a facies degranulitas). También en pegmatitas. Minerales asociadosfrecuentes son diópsido, grosularia, esfena, actinolita. Aveces susti tuye a la plagioclasa en gabros alterados [513].
Muestra del borde tle una pegmatita con .flogopita, cercade Mafilefh, Madagascar; oumento: x20.
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AnalcimaNaIAlSi,Ou]H.O
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Sistema cristalográfico = Cúbico. Puede ser biáxico (-)
I R n ' = |.479-1.493
La fbtografía superior (luz plano-polarizada) muestrauna fonna tr iangular de analcima rel lenando el espacio l i -bre dejado por las plagioclasas. El índice de refiacción esmuy débil aunque con el diafragma de la subplat ina cerra-do el mineral tiene un relieve óptico negativo respecto a losminerales vecinos.
La fotografía inferior (nicoles cruzados) muestra el ca-rácter isótropo de la analcirna. A veces, la analcima pre-senta un color de birref i ingencia gris oscuro y una maclacompleja que, en este caso, faci l i ta su confusión con la leu-cita. En algunas rocas, la leucita puede estar completa-mente reemplazada por la analcima y rara vez ambos mi-nerales aparecen juntos. En resumen: la fbnna, el relieve,la birrefringencia anómala, la presencia de maclas comple-jas y, sobre todo, el ambiente de fbrmación similar hacenmuy dif íci l dist inguir ópticamente la analcima de la leuci-ta y es necesario medir sus índices de refracción para sudist inción. En casos de duda se debe acudir a anál isis ouí-micos [5 l5 ] .
Se puede presentar en basaltos con feldespatoides. A ve-ces susti tuye a la leucita e, incluso, a la sodali ta y la nefe-lina. Es frecuente como mineral hidrotermal rellenando fi-suras y cavidades en basaltos y rocas análogas. También sepresenta en tobas bien como mineral primario o por altera-ción de vidrios en tobas.
Gabro con olivíno, augita, labradorita y cantidades redu-cidas de analcima (nontbre antiguo y local: crinanita),Howford Bridge, Ayrshü'e, Escocia (GB): auntento: x62.
Analcima
Corindón
Corindón (Crn)Al.o.
Sistemacristalográfico = Romboédrico(hexagonal)Uniáxico (-)
fl
I R T
0)
Birrefr ingencia
Extinción
Elongación
= t .160-1,764
= |,168-1,772
= 0,00tt-0,009
= Recta
= Negat iva
fF
*
La fbtografía superior (luz plano-polarizada) muestr¿Icristales nurlerosos de corindón, de diverso tamaño, in-cluidos en un feldespato. Es característ ico su rel ieve alto ytambién su color l igeramente azulado ( la variedad azul delcorindón es el zafiro). De hecho, es incoloro y a veces t ie-ne un pleocroísmo l igeramente azulado. El material queengloba a los cristales descri tos (en negro) es un vidrio conmuchas inclusiones.
En la fotografía inf'erior (nicoles cruzados), los coloresde birref i ingencia más altos observados son el amari l lo deprimer orden. Debido a su gran dureza, los cristales de co-rindón pueden presentar un espesor más alto a los minera-les contiguos, lo que implica unos colores de birrefr ingen-cia ligeramente más elevados. El corindón presenta, demodo frecuente, una macla compleja que no se observa eneste ejemplo. Es frecuente en pegmatitrs y en rocas alcal i-nas e hiperalumínicas con cierto défici t de sí l ice (sienitrnefelínica, etc.) aunque también se presenta en algunos es-quistos [536].
ffi
Buchita, Rudh'a' Cromaín(GB); aLtntentr¡; x52.
I.,t
ItfI¡
Rutilo (Rt)Tio,
Sistema cristalográfico
IR ú)
c
Birrefringencia
Extinción
Elongación
t.:t::+. i '
, . . t - - t ,
Tetragonal. Uniáxico (+)
2,60s-2,6t3
2,899-2,901
0,286-0,296
Recta
Posi t iva
Las fotografías superior (luz plano-polarizada) y central(nicoles cruzados) en igual roca muestran cristales de grantamaño de rutilo en una asociación de feldespato y plagiocla-sa alterada. Uno de los cristales (el más inferior) muestrados buenas exfoliaciones con un ángulo de 60". El colorpardo oscuro es característico del rutilo. En la foto centralse pueden ver planos de maclas paralelas a las trazas de lasdos exfol iaciones que son, probablemente, l0l l ] . Este cris-tal ha sido girado próxirno a su posición de extinción paramostrar las maclas. Debido al fuerte color de absorción nose puede estimar Ia birrefringencia que es muy elevada niestimar los índices de refracción que son muy altos. El otrocristal (ángulo superior izquierdo), sin macla visible, tieneigual color en luz plano-polarizada y en nicoles cruzados.
La fotografía inferior (luz plano-polarizada) muestraagujas de rutilo incluidas en una biotita. La presencia derutilo en forma de agujas en la biotita y el cuarzo es bas-tante frecuente, pero cuando las agujas son tan finas comolas que presenta la fotografía inferior, apenas se puede de-mostrar, ópticamente la identificación del rutilo [548].
La muestra de las fotografías superior y central es unaanortosita alterada,Vü'ginia, EE. UU.; aumento: x20. Lamuestra de la.fotografía inferior procede de una localidaddesconocida; aumento ; x 72.
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Perovskita
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Perovskita (Prv)CaTiO,Los análisis químicos actuales dan una composiciónmás detallada: (Ca, Na, Fe'*, Ce, Sr) 1Ti, Nb) O,
Sistema cristalográfico = Monoclínico (seudocúbico)
I R n = 2,26-2,40
La fotografía superior (luz plano-polarizada) muestracristales pardo-oscuros de perovskita cristalizada con meli-lita (incolora) y un mineral de Fe (negro). Se puede adver-tir una zonación (del centro al borde) en el cristal que esuna propiedad frecuente. El relieve es muy elevado, pero elfuerto color de absorción tiende a oscurecerlo. La exfolia-ción es imperfecta y no es patente en lámina delgada.
En la fotografía inferior (nicoles cruzados), los cristalesde perovskita son birrefringentes y muestran maclas múlti-ples complejas. Está asociada, de modo frecuente, a la me-l i l i ta (v. este mineral) e incluso a leucita o nefel ina, en ba-saltos con melilita, en tefritas, etc. También se presenta encalizas metamórficas (metamorfismo de contacto), talcoes-quistos, etc. Se ha citado en meteoritos condríticos [556].
q
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\
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if{¡ti r * . 1 Roca con melilita, Scawt Hill, condado de Antrim, Irlanda;aumento: x43.
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i
Espinela (Spl)(Fe, Mg) Al.O.En realidad, hay tres series según que el ióntrivalente sea Al (espinela alumínica-espinela,hercinita, etc.), Fe (o serie de la magnetita) oCr (espinela cromífera -cromita-)
Sistema cristalosráfico = Cúbico
I R r - | '7 tq-) '74
El grupo de las espinelas comprende una amplia gamade composición química cuyas variedades más frecuentesson las alumínicas con sustituciones de Fe y M-e (arriba sedan las tres series admitidas). Los valores del índice de re-fiacción cambian con la composición (Fe, Cr). Los coloresmás característicos son el verde oscuro (fotografía supe-rior, luz plano-paralela) o el marrón oscuro (fotografía in-ferior. nicoles cruzados) e i lustran dos rocas dist intas. Esfrecuente la denominación de pleonasto para referirse a lavariedad r ica en Mg (espinela común) y el de picoti ta parala variedad de hercinita (alto contenido en Fe) rica, ade-más, en Cr mientras que la magnetita responde a la com-posición Fe,O. (Fe'-, Fe'., O.).
La fbtografía superior muestra una espinela verde oscu-ro y ol ivino. Los cristales de espinela son hipidiomorfos ysu color está zonado aunque algunos cristales presentan uncolor pardusco en su centro.
La fotografía inf'erior muestra una espinela de color ver-de oliva todavía más oscuro. La morfología de los cristalesestá determinada por las plagioclasas cálcicas entre las queellos cristal izan. Algunos sectores oscuros de la fbto co-rresponden a vidrio volcánico rico en inclusiones y el re-lieve elevado de la espinela permite su distinción. El am-biente de formación es amplio: esquistos, calizas meta-mórficas (ricas en pleonasto o variedad con Mg y Fe) conflogopita y hurnitas. La variedad hercinita -rica en Al yFe- es frecuente en rocas metamórficas arcillosas ricas enFe aunque también se encuentra en rocas básicas y ultra-básicas. En general, la variedad picotita (rica en Cr) es fre-cuente en rocas ultrabásicas (peridotitas, dunitas, etc). Lavariedad gahnita (rica en Zn) es frecuente en pegmatitasgraníticas o en rocas con metasomatismo [558].
Muestra superior: enclave con forsterita y- espinela; Vesu-bio, Italia; oumento: x43. Muestra inferior: buthita,Rudh'a' Chrontain Si//, Ro.ss of Mull, Escocia (GB); au-mento: x 20.
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II
t
Espinela
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87
I Brucita
ilIj
Brucita (Brc)Mg(OH),
Sistemacristalográfico = Romboédrico(trigonal).Uniáxico (+). Débilbiaxicidad en variedadesfibrosas
IR O)
e
Birrefringencia
Extinción
Elongación
= 1,560- 1,590
= I,580- 1,600
= 0,012-0,020
= Recta
= Negativa
La fotografía superior (luz plano-polarizada) muestra labrucita (zonas claras, pues es incolora) cristalizada entredolomita (zonas oscuras). La brucita procede, probable-mente, de la seudomorfosis de la periclasa (MgO).
En la equivalente foto inferior (nicoles cruzados), labrucita se presenta en agregados de fibras con débil bine-fringencia. Algunas áreas, con color azul excepcional, es-tán formadas de serpentina (v. en la parte inferior).
Este mineral es frecuente en calizas y dolomías meta-mórficas (por alteración de la periclasa), en serpentinitas yen esquistos cloríticos.
Mármol con brucita,aumento: x72.
Ledbeg, Assynt, Escocia (GB);
Calcita (Cal)CaCO.
Sistema cl istalográfico
I R e
(D
B irrcl'ringenc ia
= Rornboédrico (tr igonal).Uniáxico (-)
= l ,¿lt t6 (calcita pura)-( 1.550)
= I ,65 t i - ( 1 ,740)
= 0 . 1 7 2 - ( 0 , 1 9 0 )
En bastanles casos presenta lnaclas mec¿.uticas (dclbnración)
La mayor parte de la superf icie de las fbtografías (supe-rior y central) -cn luz plano-polarizada- muestran un¿rvariación en el rel ieve óptico, según el giro de 90" de unafoto a otra. Debido a la exfbliación rornboédrica perf'ecta,la mayor parte de los cristales muestran, al menos. unabuena exfbl iación.
En la fbtografía ir-rf'erior (nicoles cruzados), los coloresde birrefr ingencia (blanco-gl isáceos) indican un orde¡tmuy elevado que, en gran parte, dependen del espesor dela láni ina y destacan las ir isaciones rnult icolores (sobretodo rosáceas y verdosas). Se pueden observar maclas enalgunos cristales, lo que permite dist inguir la calcita de ladolomita (v. este mineral). Aparte las medidas precisas deíndices, birref i ingencia y posición del plano de macla,existen métodos de coloración selectiva oue. de lbrma rá-pida, faci l i tan su identi f icación respecto a orlos carbonatos.EI amplio ambiente de fbrmación, así como el estudio desu carácter primario o secundario y las part iculares asocla-ciones minerales que adopta en los diversos medios deformación requieren un estudio complemenrario [623]. (Entinción selectiva, v. el método de Warne, 1962. expuestoen Hutchinson. 1974.)
Mórntcl con forsterita v ,lió¡tsido;(GB); aumento: x11.
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Dolomita
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:.l i Dolomita (Dol): : .
CaMg(CO.).
Sistema cristalogr/rf ico
I R e
0)
B irlefrin-uencia
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= Romboédrico (tr igonal).Uni¿ixico (-)
= 1.500 (en dolomita pura)-( 1..520)
= 1 . 6 1 9 - ( t , 1 0 3 )
= 0. r 79-(0, I t t5 )
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Esta roca contiene calcita y dolomita. y se ha teñidopara faci l i tal su identi f icación. La rnayoría de las Iócnrcasdc t inción parten del hecho que la calcita es fáci lmente so-luble en CIH mientras quc csto no sucede en la dolotnita;cl r-nineral coloreado en ro. jo (en la lbtografía) es la calci-ta. En las fbtografías superior y central ( luz plano-polari-zada) se pueden ver lamelas de dolorr i ta incluidas en lacalcita teñida. La variación del rel ieve de la dolornita (se-gún rotaci(rn ile 90" del polarizador) entre l¿ls dos fbtos esclaramente visible.
La fotogral ' ía inf 'er ior (nicoles cruzaclos) muestra la bi-rref i ingencia clevada dc la dolomita. El cr istal de coloramarillo, en la parte inf'erior derecha cle la fbto, es una fors-teri ta.
Este ejemplo constata la importancia cle real izar t incio-nes previas al estudio microscópico y con una selectividadmuy úti l para los diversos carbonatos (v. método de War-ne, 1962. cxpuesto en Hutchinson, lL) ' l4) 164l).
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\ l i . .rí'1 ,!.'
Márntol con lorsteri ta. Sri Lanka; aunrctúo: x13
Dolomita
Dolomita (Dol)CaMg(CO.),
Sistema cristalográfico
I R e
ú)
Birrefringencia
Romboédrico (trigonal).Uniáxico (-)
I ,500 (dolomita pura)-( 1,520)
r ,679-( r ,703)
0 , r79- (0 , r8s)
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Las dos fotografías son de una lámina no teñida de igualroca a la empleada en las fotografías previas de dolomita.En la fotografía superior (luz plano-polarizada) se puedenver dos direcciones de exfoliación a 120" en el cristal si-tuado en la parte superior de la foto.
En la fotografía inferior (nicoles cruzados), las lamelasde macla son visibles en el plano bisectriz del ángulo ob-tuso formado por las exfoliaciones, es decir, paralelarnen-te a la diagonal corta de rombo formado por las exfolia-ciones. La dolomita y la calcita pueden tener lamelas demaclas paralelas a la diagonal mayor y paralelas a las mis-mas exfoliaciones; pero, la dolomita tiene sólo lamelas demacla dispuestas solamente en la posición aquí considera-da l '6411.
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=@ Mármol con forsterita, Sri Lanka; aumento: x22
Apatito
Apatito (Ap)Ca-(PO,).(OH, F, Cl)
Sistenra cristalográfico
I R €
ú)
B irrel r ingenc ia
Ext inc ión
Elongación
Hexa-r¡onal. Uniirx ico (-)
1.624- t ,666
t.629-1.667
0,00l -0.007
Rccta
Negat iva
En la fbtografía sr"rperior ( luz plano-polarizacla) se dis-t in-uuerr con claridad a-tujas de cristales pequeños hexago-nales de apati to pof su rel ieve fuerte respecto a mineralesconti-euos de nef 'el ina (sección clara) y el mineral opaco(i lmenita) que t iene una franja de esf 'ena asociada.
La fbtografía inf 'er ior (nicoles cruzados) muestra que labirrefr ingencia clel apati to es casi igual a la de la nef 'el inay este dato,. junto al fuerte índice de ref iacción, es út i l parala identi f icación con la net 'el ina que t iene un valor menor.Se dist ingue de la zoisita porque ésta t iene un índice de re-lracción algo rnayor y es bi irxica (+).
Interesa record¿rr que el apatito fbrma una serie isomor-fa con diversos términos enriquecidos en F, Cl, hidroxi los(OH) o c¿lrbonato. El f lúor-apati to es el término m¿is co-mún. Es un accesolio fl'ecuente en rocas ígneas metarnór-f icas y, tarr 'bién, en algunas sedimentarias; su estudio com-posicional, en cada caso, requiere una inforrr-ración especí-f ica -v. bibl iografía complementaria- 16631.
Rot'a con nefelina )' ap(ltito, Lr¡t'ozero, Kola, CEI; aLrmen-t t ¡ : x10.
Fluorita
Fluorita (Flt)CaF.
Sistema cristalográfico
I R n
Cúb ico
1,433- 1 .43-5
Las dos fbtoglafías se han hecho con luz plar-ro-polari-zada. La fbtografía supeliol tnucstr¿l cristales numerosos,de color malva. de f luori ta cristal izados entre cristales deweberita (rr irreral raro: aluminol luoruro de Na y M-e, decolor bl¿rnco o gris). Al-qunos cristales en la parle alta de lafoto muestran exfbl iación perf 'ecta en , l I l l , lo que es f le-cuente en este mineral. La f luori ta t iene el índice de re-fracción más bajo de todos los minerales comunes y ¿t suvez, un rel ieve fuerte rregativo respecto a la rnayoría deotros minerales. En este caso. el color violeta-malva es uncri terio út i l para su identi f icación.
La fotografía inf'elior muestra la fluorita en la fbrma degranos pequeños alotr iomorfbs cristal izados entre la mos-covita. Incluso aquí, el color malva pál ido, irregulanneltterepartido, es útil pala su identificación: su caráctel isótro-po y su índice de ref iacción muy débil penniten, también,confirmar su identificación
Además de su presencia en filoncs hidroterrrales. sepuede encontrar -accesorio- en grrnitos. sicnitas, peg-matitas, greisen y, a veces, en rocas metamórficas. En ve-nas hidrotemales es de gran ayuda considerar los mineru-les asociados [6721.
Muestra superior: yat:iaiento de criolita, Iúgtuf , oeste deGroenlandia; aumento: x32. Muestra inferior: gratito,Rostowrack, Cornualles, Inglaterra (GB); nuntento: x44.
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Deerita
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DeeritaFeljFel'Si,.Oou(OH),0
Sistemacristalográfico = Monoclínico
I R p = 1 , 8 5
Birrefringencia = 0,03 (aproximadamente)
La fotografía superior (luz plano-polarizada) muestracristales aciculares de deerita cristalizados entre cuarzo. Elmineral pardo, en un ángulo de la foto, es estilpnomelana.Los cristales de deerita son casi negros, pero los bordesadelgazados de algunos cristales son ligeramente transpa-rentes y muestran un color pardo.
En nicoles cruzados (fotografía inferior) no se puedenver los colores de birrefringencia por la absorción intensa.
Mineral de hierro silíceo metamórfico, Laytonville, Cali-.fornia, EE. UU.; aumento: x43.
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Howieíta
HowieítaNa(Fe, Mn),u(Fe, Al).Si,,(O, OH)..,
ar*
Sistema cristalográfico
I R B
Birrefringencia
Triclínico. Biáxico (-)
1 ,720
0,033
¡.-lT.}
, t p .i ' t ; 3 '
La rnayor superficie de la fbtografía estii ocupada porcristales de howieíta cuyo pleocloísmo varía del amari l loal verde y al gris l i la, lo que es visible en cristales diversoscomparando las lbtoglafías superior y central (luz plano-polarizada). En la rnayoría de las orientaciones presenlesno se aprecia exfbl iación.
En la fotografía inf'erior (nicoles cruzados). los coloresde birrefringencia son de 2." orden, pero están en[lascara-dos por los colores de absorción. El mineral casi negrocristal iza entre la howieíta y la deerita.
La howieíta (en honor al rnineralo-qista estadounidenseR. A. Howie) es fiecuente en rocas metamórficas de la fbr-mación f ianciscana [32 I ] .
Mineral de hierro silíceo metamótfico, Laytont'ille, Cali-
fornia, EE. UU.; aumenfo: x24.
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Zussmanita-
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ZussmanitaK(Fe, Mg, Mn),.A1.Si,,(O, OH),.
Sistema cristalográfico = Romboédrico. Uniáxico (-)
IR ro = 1.623
r - 1 .643
Birrefr in-qencia = 0.020
La conrparación de las fbtografías superior y central (luzplano-polarizada) muestra el pleocroísmo amari l lo pál ido averde pri l ido de la zussmanita que cristal iza en la mayorsuperf icie de las fbtos. Se puede observar una buena exfo-l iación en algunos cristales y un rel ieve fuerte respecto alcu¿lrzo.
La fbtografía inf'erior (nicoles cruzados) rnuestra que loscristales con colores de birrefr ingencia más débiles no pre-sentan exfbl iación. L¿s secciones cortadas casi paralela-mente a la exfbl iación perf 'ecta presentan f iguras de inter-f 'erencia uniírxicas. El mineral pardo que acompaña a lazussmanita es la est i lpnomelana.
La zussr-nanita (en honor al mineralogista estadouniden-se J. Zussman) es fl'ecuente en rocas metamórficas de lafbrrración franciscana [32 l l .
Mineral de hierro silíceo metantó(ico, Laytonville, Californio. EE. UU.: aLtmento: x13.
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96
YoderitaAl.MgSi.O,(OH)
Sistema cristalogr' /r l ' ico
I R B
Bilrefiingencia
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Monoclú.r ico. Biáxico (-)
I . 6 9 I
0.026
EI pleocroísmo espectaculal de la yodeli ta, que var' ía delvioleta al pardusco, es visible cornparando las fbto-erafíascentral y superior ( luz plano-polarizada). El color violetaes análogo al de la glaucofana o la clossita dc las que scdiferencia bien por sus plopiedades ópticas.
En la fbtografía inf'erior (nicolcs cluzados). cl color dcla birrel i ingencia se asocia al color de absorci(rn, lo que daun color rojo próximo al prirrcr orden. Puesto que estecristal sólo presenta una ol ientaci(rn, no se puede ver lagama completa de los colores dc pleocroísrno o de brrrc-fringencia.
En esta roca, la yoderita cristal iza . lunto al cuarzo y altalco, y los cristales de yoderita muestran, de lbrma habi-tual, cr islales de distena en su parte central que no está pre-sente en esta lámina. (Este mineral. en honor al petr 'ólogoestadounidense H. S. Yoder. Jr.. cs f l 'ecucntc en talcoes-qulstos).
Esquisto con talco-distena-cuer:o, Mautia Hill, Tan:ania;aumento: x 32.
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I
Yoderita
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F
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Manuales especializados en grupos de mineralesEn la Mineralogical Society of America, dentro de la colección Re-
t'icv's itt Mineralogl:, se editan periódicamente volúmenes sobre gruposde minerales cuya selección, según volúmenes, tema y autores, es:
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