UNIVERSIDAD NACIONAL MAYOR DE SAN MARCOSFACULTAD DE INGENIERIA GEOLOGICA, MINERA,

METALURGICA Y GEOGRAFICA

ESCUELA ACADEMICO PROFESIONAL DE INGENIERIA GEOLOGICA

MANUAL DE MINERALOGIA Y PETROLOGIA

Ing. Pedro Miguel Gagliuffi Espinoza

Ciudad Universitaria, 1999.

MANUAL DE MINERALOGIA Y PETROLOGIA

INDICE GENERAL

1. INTRODUCCION2. MINERALES

Silicatos Carbonatos Oxidos e Hidróxidos Sulfuros, Sulfatos, Cloruros y Fosfatos

3. ROCAS Igneas. Sedimentarias Metamórficas

4. PETROGRAFÍA MICROSCÓPICA5. BIBLIOGRAFÍA

INTRODUCCION

1. CARACTERÍSTICAS GENERALES

1. MINERALES Y ROCAS

1.1. Minerales

Un mineral es un sólido natural que posee una determinada composición química, o una escala definida de composiciones químicas, y propiedades físicas igualmente determinadas.

El número de minerales conocidos sobrepasa los 2.000, citando algunos autores cifras superiores a los 4.000, debiéndose esta diferencia a que estas últimos aplican con menor rigor las características anteriormente aludidas.

Los minerales poseen generalmente una estructura interna organizada como consecuencia de un ordenamiento sistemático de sus átomos constitutivos, es decir, son cristalinos. Algunos sólidos naturales carecen de esta propiedad de ordenación y son amorfas (vidrios volcánicos, ámbar, geles, carbones, asfaltos). Muchas de estas substancias amorfas, que algunos autores denominan mineraloides, no constituyen en realidad especies estables definitivas, sino fases intermedias de reestructuración, cuyo estado final son minerales perfectamente cristalinos.

1.2. Rocas

Las rocas son agregados naturales formados por uno a más minerales y/o mineraloides. No se trata en cada roca de una agrupación casual de minerales, sino que tales agrupaciones responden a unas condiciones de formación que se manifiestan con frecuencia y en extensiones importantes en la estructura de la corteza terrestre.

Dentro del conjunto de minerales que forman una roca determinada se distinguen los minerales esenciales y accidentales. Los primeros son los que se presentan de una manera constante en la composición de la roca y la ausencia de uno de ellos hace que la combinación de minerales se clasifique como una roca diferente a la anterior. Un mineral petrogénico es accidental cuando su presencia en una roca no es precisa para la existencia de la mísma.

Las rocas no constituyen por sí mismas asiento de vida, es necesario que se produzca una alteración en ellas para que den origen a un suelo que sea soporte de seres vivos.

2. ESTRUCTURA INTERNA DE LOS MINERALES

El estado cristalino de los minerales se traduce por la anisotropía de la mayor parte de sus características; es decir, no se mantienen constantes sus propiedades físicas en todas las direcciones. Existen seis tipos de mallas o redes tridimensionales a la que se ajustan todas

las posibles estructuras internas de los minerales cristalinos, dando origen a los conocidos sistemas de cristalización: regular, hexagonal, tetragonal, rómbico, monoclínico y triclínico.

La formación de los cristales es, pues, una ordenación de átomos o radicales que, sabemos por química, se mantienen unidos por una fuerza que, según su naturaleza, nos define cuatro tipos de enlace:

1. Iónico. Resultante de la atracción electrostática entre iones de cargas opuestas. Los cationes adquieren la configuración de un gas noble por medio de la pérdida de electrones, y los aniones por ganancia de éstos.

2. Covalente. Caracterizado por la integración de los orbitales de valencia compartiendo electrones.

3. Metálico. Asociaciones de iones positivos empaquetados estrechamente y penetrados por un continuo de electrones cargados negativamente.

4. De Van der Waals o enlace residual, muy débil y nacido de una distribución no uniforme de cargas.

Por conveniencia, en mineralogía se consideran iónicos a la mayoría de las estructuras internas, pero en realidad la unión es generalmente de carácter intermedio o mixto entre los varios tipos de enlace. Así, en sentido estricto, la sal común es iónica; el diamante, covalente; el cobre nativo, metálico; el grafito, en fin, dentro de cada hoja presenta enlaces covalentes mientras que entre hojas el enlace es de Van der Waals.

La formación de los cristales a partir de iones simples o de radicales más complejos se basa, entre otras, en las siguientes consideraciones descritas por Pauling:

-Alrededor de cada catión están dispuestos aniones que ocupan los vértices de un poliedro. Este poliedro se llama de coordinación y su naturaleza está determinada por la relación de radios iónicos.

-Cuando iones de cargas opuestas constituyen un cristal, los iones tienden, en efecto, a colocarse de la forma más compacta posible. Si imaginamos a estos iones como esferas de radio ra (radio del anión) y rc (radio del catión), se puede considerar que cada catión cae en el centro de un poliedro regular cuyas vértices están ocupados por un anión, de manera que la esfera del catión esté en contacto con las de todos los aniones situados en los vértices. El número de aniones, en el poliedro, es el número de coordinación del catión con relación a los aniones.

- Naturalmente, la geometría del poliedro de coordinación depende de los tamaños relativos de los iones. Así, por ejemplo, para que el poliedro sea un cubo es preciso que rc/ra sea mayor de 0,732 porque, si el radio del catión fuera menor, esta esfera catiónica no podría ser tangente a todas las aniónicas.

ln² = lm² + mn² (1 + x)²=1² +(2½)² 1 + x = 3½ = 1,732

x = 0,732

Por consideraciones geométricas similares podemos llegar al siguiente cuadro, no exhaustivo:

rc/ra Coordinación CatiónicaNúmero de

  Coordinación   

mayor de 0,155 3 aniones en los vértices de un triángulo 3

  mayor de 0,225      4 aniones en los vértices de un tetraedro    4

  mayor de 0,414      6 aniones en los vértices de un octaedro    6

mayor de 0,732 8 aniones en los vértices de un cubo 8

mayor de 1,012 aniones en los puntos medios

de las aristas de un cubo12

El oxígeno es el elemento más común en la corteza terrestre y su radio iónico es de 1,40 Å. El radical oxhidrilo, también muy abundante en los minerales, tiene radio iónico similar. Comparando este valor con los radios iónicos de los cationes más frecuentes en los minerales, aun teniendo en cuenta que el radio iónico de los elementos varía ligeramente con su coordinación, por deformación o polarización de la red de electrones al acoplarse a una cavidad mayor a menor, podemos deducir las posibles coordinaciones de los siguientes cationes:

  Catión      Coordinación      Catión      Coordinación   

Si+4 4 Fe+3 6

Al+3 4 a 6 Mn+2 6

Na+ 6 a 8 Mn+4 4

K+ 8 a 12 Zn+2 4 a 6

Mg+2 6 Ag+ 6

Ca+2 6 a 8 Ag+2 6

Ba+2 8 a 12 Pb+2 6 a 10

Fe+2 6  

Recordar estas posibles coordinaciones es fundamental para comprender la estructura de los minerales petrogénicos y, de manera precisa, los más abundantes de la corteza terrestre: los silicatos.

Terminamos este apartado con cuatro conceptos relacionados, también, con la estructura interna de los minerales:

a. Polimorfismo: Muchos cuerpos pueden tener una composición química idéntica y presentarse bajo formas cristalinas diferentes. De acuerdo con lo dicho anteriormente, su anisotropía será distinta en un caso que en otro, y, por tanto, forman minerales diferentes. Entre los ejemplos más corrientes tenemos:

  Composición química      Sistema de cristalización      Mineral   

Cregular

diamante

Chexagonal

grafito

CaCO3

hexagonalcalcita

CaCO3

rómbicoaragonito

FeS2

regularpirita

FeS2

rómbicomarcasita

b. Isomorfismo: Recíprocamente, muchos cuerpos son mineralógicamente próximos entre sí porque:

Cristalizan en el mismo sistema Cristalizan simultáneamente Tienen similares propiedades físicas y químicas.

Estos cuerpos se denominan isomorfos y pueden tener todas las composiciones intermedias entre las de dos constituyentes puros, A y B, presentando propiedades que varían de una manera continua de un compuesto a otro. Los olivinos y las plagioclasas son ejemplos de lo anterior, según se verá en apartados posteriores.

c. Cristalización y criptocristalización: La estructura interna organizada de los minerales puede, en muchos casos y bajo circunstancias favorables, manifestarse por la adopción de una forma poliédrica apreciable a simple vista. En otros casos, nunca se manifiesta la estructura interna en forma macroscópica. Cuando esto último ocurre se dice que el mineral es criptocristalino o microcristalino. Algunos autores consideran minerales diferentes a aquéllos que, dentro del mismo sistema de cristalización y con composición química idéntica, son criptocristalinos o no. Otros,

por el contrario, consideran a estos últimos como variedades criptocristalinas de los anteriores.

d. Pseudomorfísmo: Se dan casos en que una sustancia mineral que ocupa la forma cristalográfica que le es propia, es sustituida por otra que adopta aparentemente una forma que no le corresponde. Este fenómeno se denomina pseudomorfismo.

3. PROPIEDADES MENSURABLES DE LOS MINERALES

3.1 Cohesión

Es la resistencia que ofrecen todas las partículas de todo cuerpo, sólido o líquido, a variar la distancia entre ellas.

La cohesión en los líquidos y en los sólidos amorfos es igual en todas las direcciones, mientras que en los sólidos cristalinos presentan una marcada anisotropía.

La cohesión varía de unos minerales a otros haciendo que sus comportamientos frente a distintos tipos de esfuerzos sean diferentes. Así, se clasifican los minerales de acuerdo con su comportamiento en:

Flexibles, cuando pueden deformarse sin rotura. Elásticos, cuando recobran su forma primitiva al cesar la causa deformante. Quebradizos, cuando poseen un límite de elasticidad bajo y por lo tanto son

incapaces de sufrir deformaciones sin que se produzca rotura. Dúctiles, cuando son susceptibles de ser estirados en hilos delgados. Maleables, cuando permiten preparar láminas de fino espesor por aplastamiento.

Cuando la cohesión presenta diferencias considerables según las direcciones, no sólo el desmoronamiento por acción mecánica es mucho más fácil en unas que en otras, sino que, en la dirección perpendicular al mínimo de cohesión, la separación se efectúa según superficies planas, constituyendo los llamados planos de exfoliación.

Las direcciones de los planos de exfoliación guardan relación íntima con la forma cristalina del mineral. La perfección de la exfoliación es una propiedad característica y constante del mineral, distinguiéndose los siguientes grados de exfoliación: muy perfecta, perfecta, media (apreciable), e imperfecta.

A una exfoliación muy perfecta corresponden superficies muy planas de brillo nacarado o vítreo y se separan placas de escaso espesor, mientras que a una exfoliación imperfecta corresponden superficies irregulares, escalonadas a concoideas, carentes de brillo y únicamente se separan placas gruesas.

Si en un mineral la cohesión no presenta marcadas diferencias según las direcciones, o el esfuerzo que se aplica no es perpendicular a la dirección de cohesión mínima, al tratar de

partirlo se producen superficies de fractura de diversa naturaleza, irregulares, en vez de los planos de exfoliación. Se distinguen diversos tipos de fractura según sea la superficie de rompimiento: concoide o en forma de concha; plana; ganchuda o con superficie cubierta de pequeños "ganchitos"; terrosa, con superficie rugosa y mate, y astillosa, cuando la superficie se encuentra cubierta de delgadas fibras rotas.

3.2. Dureza

Se llama dureza de un mineral a la mayor a menor resistencia que opone a ser rayado.

La dureza es una característica importante en la determinación de minerales, siendo constante en minerales idénticos. Puede medirse directamente con un aparato denominado esclerómetro, que consiste en una palanca de brazos iguales en uno de cuyas extremos va sujeto un estilete de acero o diamante sobre el que se colocan pesas. La placa de mineral se desliza horizontalmente por debajo del estilete y se va aumentando la carga sobre éste hasta que se produce una raya fina. El peso utilizado expresa la dureza. Más corrientemente se recurre a hacer una media comparativa, probando a rayar el mineral con una serie de minerales de creciente dureza que constituyen la llamada escala de dureza de Mohs.

  Mineral      Dureza      Mineral      Dureza   

Talco 1 Feldespato 6

Yeso 2 Cuarzo 7

Calcita 3 Topacio 8

Fluorita 4 Corindón 9

Apatito 5 Diamante 10

La dureza de un mineral hay que determinarla sobre una superficie pulida del mísmo.

Los minerales de dureza 1 y 2 se rayan con la uña, la navaja raya a la fluorita y al apatito. El cuarzo y los minerales de mayor dureza rayan al vidrio con facilidad.

3.3. Propiedades ópticas

De todas las propiedades físicas, las ópticas son las más importantes para la determinación práctica de los minerales. Su importancia teórica es también grande en la que respecta al estado cristalino.

El brillo de un mineral se presenta con la reflexión de la luz y depende de la naturaleza de su superficie, del valor del índice de refracción, de la absorción y de otras cualidades. Así, un mineral puede tener brillo metálico cuando es opaco y de gran absorción, brillo adamantino cuando es transparente y tiene el índice de refracción elevado, brillo vítreo

cuando es transparente y su índice de refracción es medio, siendo este tipo de brillo el de la mayoría de los minerales, o brillo anacarado cuando se produce reflexión total en las finas capas de aire intercaladas entre las hojas de exfoliación.

El color natural de un cuerpo cualquiera depende de su capacidad de absorber o reflejar la luz de una u otra tonalidad. Esta capacidad puede ser alterada por la presencia de impurezas orgánicas o inorgánicas en los minerales, pudiéndose encontrar un mismo mineral con coloraciones diversas.

Aparte de la variación que introduce el factor antes mencionado, la apreciación de la coloración de un mineral depende del observador, de la naturaleza de la luz y de fenómenos de reflexión y difracción de la luz sobre la superficie, por lo que el tratar de determinar un mineral por su color es, frecuentemente, erróneo e inexacto. En este sentido, muchas veces es más constante el color del polvo del mineral que puede apreciarse por la raya obtenida al frotarla sobre una superficie áspera y más dura que él.

En los cristales anisótropos transparentes, la absorción es distinta según las direcciones, tanto en cualidad como en intensidad. En el caso de que la cualidad sea muy diferente, el color que veremos en las diversas direcciones no será el mísmo. Esta propiedad se denomina pleocroísmo y su observación es un medio excelente de distinguir entre sí algunos minerales petrográficos.

Otra propiedad de los minerales extraordinariamente importante es la birrefracción. Consiste en que, a través de ciertos cristales, se pueden ver dos imágenes distintas de un solo objeto, por desdoblamiento de la luz al cambiar de medio.

3.4. Propiedades térmicas

Existe una perfecta analogía con las propiedades ópticas, lo cual se comprende considerando la naturaleza de las radiaciones caloríficas. Los cristales se dividen en térmicamente isótropos y térmicamente anisótropos en los que la dilatación no es igual en todas las direcciones.

La conductividad térmica puede ser, en ocasiones, un medio eficaz en la determinación de minerales, ya que sus valores difieren bastante de unos a otras y es fácilmente apreciable al tacto.

3.5. Propiedades magnéticas y eléctricas

La propiedad de la atracción magnética activa se presenta en muy pocos minerales. Este magnetismo ha sido producido por inducción en el campo magnético terrestre. No obstante, el diferente comportamiento de los minerales situados en un campo magnético potente puede utilizarse en la separación y determinación de minerales.

En cuanto a su comportamiento eléctrico, hay cristales conductores, semiconductores y no conductores. En los minerales no conductores hay fenómenos en los cuales la energía de un

excitante se transforma en electricidad, apareciendo zonas con carga positiva y otras con carga negativa. Entre estos fenómenos se dan la piroelectricidad, por calentamiento, y la piezoelectricidad, por presión unilateral.

3.6. Densidad

La densidad de un cuerpo es el cociente entre su peso y volumen. La densidad varía considerablemente de unos minerales a otros y, para medirla, se suelen utilizar uno de los métodos siguientes:

Aparato de Le Chatelier. Se pesa el cuerpo y, a continuación, se le introduce en un recipiente graduado lleno de agua, determinándose así su volumen.

Consiste en tomar un líquido de gran densidad e ir rebajando ésta mediante dilución hasta que el mineral queda sin caer y sin flotar superficialmente. En este momento se mide la densidad del líquido con un densímetro. Este método se utiliza corrientemente para medir la densidad de minerales no muy pesados. Se parte del bromoformo, de densidad 2,9 gr/cm³, y se va añadiendo benceno rebajando así la densidad.

De una manera más grosera puede estimarse la densidad tomando al peso la muestra de mineral, comparándola con otra de densidad conocida y volumen semejante.

3.7. Sabor

Esta propiedad sólo es apreciable en los escasos minerales solubles en agua. Es útil en la diferenciación de ciertas sales.

4. ORIGEN DE LOS MINERALES Y ROCAS

Las substancias naturales que anteriormente se han definido pueden tener uno o varios de los siguientes orígenes:

1. Enfriamiento, separación y consolidación de un material fundido que denominamos magma

2. Alteración de otro material preexistente a grandes presiones y/o a grandes temperaturas sin que exista cambio del estado primitivo.

3. Alteración de otro material preexistente en condiciones de presión y temperatura próximas a las de la superficie terrestre.

Los minerales formados por el primer sistema se denominan minerales magmáticos; los causados por el segundo fenómeno se conocen generalmente como minerales de metamorfismo. A aquéllos que tienen su origen en los fenómenos apuntados en último lugar, se les conoce como minerales de alteración.

5. MINERALES PETROGÉNICOS MÁS IMPORTANTES

Del gran conjunto de minerales conocidos en la Naturaleza sólo un grupo reducido de unos cincuenta, los denominados petrogénicos o petrográficos, desempeñan un papel esencial en la formación de rocas.

En el presente capítulo se incluyen, únicamente, los minerales comprendidos en este pequeño grupo, anotándose de cada uno de ellos la composición química, la estructura interna, alguna de sus características mensurables, el origen y, por fin, si su presencia en las rocas tiene carácter esencial o accidental.

Se utiliza un sistema de clasificación esencialmente químico aceptado por la mayor parte de los autores y que tiene la ventaja de su fácil desarrollo. Los diversos grupos de minerales se numeran en orden decreciente de su importancia petrogénica, separando para el estudio, a los silicatos, grupo de gran importancia petrogénica, del resto de los minerales asilicatados.

5.1. SILICATOS

Los silicatos son los componentes más importantes de las rocas y, por consiguiente, de la corteza terrestre, integrando el 95 por ciento de ésta. Es, además, el grupo de minerales más rico en especies.

Son silicatos todos los minerales en los cuales el silicio y el oxígeno se coordinan en estructura tetraédrica, formando los denominados tetraedros (SiO4). (Fig. 1).

En general, los silicatos se caracterizan por no tener aspecto metálico y por su elevada dureza. Su división se establece en varios conjuntos atendiendo a su estructura que está determinada, en cada caso, por la forma de agrupación de los tetraedros (SiO4). En cualquier tipo de silicatos, el silicio puede ser sustituido parcialmente por el aluminio (y en algunos casos, el boro), obteniéndose así los aluminosilicatos, minerales que se describen junto a los silicatos.Por lo tanto, el grupo funcional de todos los silicatos puede expresarse así:

(Sia-kAlkOb)-(2b+k-4a)

Los cinco conjuntos de silicatos más importantes son:

GRUPO A. NESOSILICATOS

Tetraedros (SiO4) aislados o independientes unidos por puentes de cationes metálicos (Fig. 2). Su grupo funcional es:

(SiO4)-4 (Si4-kAlkO16) -(16+k)

GRUPO B. CICLOSILICATOS

Tetraedros (SiO4) en anillos triples, cuádruples o séxtuples. En este último caso, (Fig. 3), su grupo funcional es:

(Si6O18)-12 (Si6-kAlkO18)-(12+k)

GRUPO C. INOSILICATOS

Tetraedros (SiO4) en cadenas o en cintas (dobles cadenas).

PIROXENOS: Tetraedros (SiO4) en cadenas sencillas. Su grupo funcional es:

(SiO3)-2 (Si4-kAlkO12)-(8+k)

ANFIBOLES: Tetraedros (SiO4) en cadenas dobles. Su grupo funcional es:

(Si4O11)-6 (Si4-kAlkO11)-(6+k)

GRUPO D. FILOSILICATOS

Tetraedros (SiO4) dispuestos en redes planas. Su grupo funcional es:

(Si2O5)- (Si4-kAlkO10)-(4+k)

GRUPO E. TECTOSILICATOS

Tetraedros (SiO4) dispuestos en redes tridimensionales. Su grupo funcional es:

(SiO2)(Si4-kAlkO8)-k

NESOSILICATOS

1. Introducción

Los nesosilicatos, caracterizados por su estructura de tetraedros aislados se dividen, a su vez, en:

a. Nesosilicatos Verdaderos b. Subnesosilicatos, donde existen, además, iones oxígenos no ligados al silicio 0, si

se prefiere, poliedros aniónicos distintos de la coordinación tetraédrica. c. Nesosilicatos-Sorosilicatos, donde existen, además de tetraedros aislados, pares de

tetraedros unidos por el vértice (Si2O7)

Los minerales petrogénicos más importantes de cada uno de estos grupos se ven a continuación.

2. Nesosilicatos verdaderos

Olivino

También denominado Peridoto, es un silicato ferromagnesiano de fórmula SiO4(Fe,Mg)2. La proporción relativa de hierro y magnesio es variable formándose así una serie isomorfa continua de minerales que, genéricamente, se llaman Olivino, pero que cuando hay ausencia de hierro se conoce por Forsterita y cuando no hay magnesio se denomina Fayalita.

Sistema de cristalización: rómbico. Dureza: de 6,5 a 7. Es un mineral frágil. Densidad: de 3,2 a 4,2 g/cm³ cm según su riqueza en hierro. Color: de verde oliva a verde amarillento (a veces parduzco por oxidación del

hierro). En general se presenta en fragmentos pequeños, equidimensionales, de brillo vítreo, transparentes o traslúcidos.

Exfoliación: imperfecta y poco visible, presentando fractura concoidea. Origen fundamental: magmático. Presencia: es un mineral esencial en una serie de rocas ígneas: Peridotita, Gabro

olivínico, Dolerita olivínica y Basalto olivínico.

Granate

Los granates son minerales de composición química muy variable, definiéndose como silicatos dobles de fórmula genérica (SiO4)3D3T2 donde D es un catión divalente (calcio, hierro, magnesio, manganeso) y T uno trivalente (aluminio, hierro, cromo, titanio).

Sistema de cristalización: regular. Dureza: de 6,5 a 7,5. Densidad: de 3,4 a 4,3 g/cm³. Color: variable; generalmente rojo, pardo, amarillo o verde, de transparente a

opaco. Brillo vítreo y resinoso. Exfoliación: muy imperfecta, con fractura concoidea. Origen: fundamentalmente, de metamorfismo, aunque también puede tener origen

magmático. Presencia: es un mineral accidental, muy común en rocas metamórficas y, menos,

en rocas ígneas, presentándose en cristales equidimensionales, frecuentemente rombododecaedros. Las variedades más corrientes son Grosularia (Ca y Al), Almandina (Fe y Al) y Piropo (Mg y Al).

Circón

Silicato de zirconio, de fórmula SiO4Zr.

Sistema de cristalización: tetragonal. Dureza: 7,5. Densidad: 4,6 g/cm³.

Color: incoloro en estado puro, pero presenta tintes amarillos o parduzcos por impurezas de hierro. Brillo vítreo diamantino. La variedad roja es el verdadero Jacinto.

Exfoliación: imperfecta y fractura concoidea. Origen fundamental: magmático. Presencia es mineral accidental en muchas rocas ígneas, aunque también aparece en

metamórficas y en sedimentarias debido a su inalterabilidad. Se suele presentar en cristales equidimensionales, con aspecto de granate, formando, a veces, prismas tetragonales apuntados por dos pirámides.

Es muy normal que exista en el circón una substitución isomórfica parcial por Torio o Uranio, lo cual le convierte en mineral radioactivo.

3. Subnesosilicatos

Silicatos de aluminio

Existen tres minerales petrogénicos, todos ellos con origen fundamental de metamorfismo, accidentales en este tipo de rocas y con la misma fórmula estequiométrica (SiO4)Al2O: Andalucita, Sillimanita y Distena.

Los tres poseen cadenas de octaedros de aluminio, (AlO6), unidas entre sí por tetraedros aislados de silicio (SiO4), pero se diferencian entre sí en que en la distena estas cadenas se unen, también, por octaedros (AlO6), en la Andalucita por grupos AlO5 y en la Sillimanita por tetraedros de aluminio, AlO4, con lo que este mineral es, en realidad, un aluminosilicato de aluminio.

Es decir, la escritura estructural de estos tres minerales puede significarse así:

Andalucita

Sistema de cristalización: rómbico, presentándose siempre en cristales muy sencillos, prismas de sección cuadrada.

Dureza: 7,5. Densidad: 3,1 a 3,2 g/cm³. Color: gris rojizo. Frecuentemente los cristales se recubren de muscovita formada

por alteración de la andalucita. Raya blanca. Fractura: variable. Exfoliación: imperfecta. La andalucita tiene una variedad: la Quiastolita, que se presenta en prismas

redondeados impregnados de sustancias carbonosas que ofrecen en sección transversal un núcleo oscuro con figura de cruz.

Distena o Cianita Sistema de cristalización: triclínico, presentándose en prismas alargados, rayados

transversalmente y ligeramente ondulados en su superficie. Dureza: en dirección vertical, de 4 a 4,5, y en dirección transversal de 6 a 7 siendo

esta anisotropía lo que le da el nombre de distena.

Densidad: de 3,6 a 3,7 g/cm³. Color: generalmente azul de diferentes tonos en manchas irregulares. También

blanco, rosa y otros colores. Exfoliación: perfecta, con brillo nacarado en los planos de exfoliación.

Sillimanita o Fibrolita Sistema de cristalización: rómbico, presentándose en agregados finamente fibrosos

algo aplanados y redondeados, no formando nunca cristales aislados. Dureza: 6 a 7. Densidad: 3,2 g/cm³ Color: gris amarillento, verde grisáceo y parduzco. Brillo: sedoso o nacarado. Exfoliación: perfecta.

Estaurolita

La estructura de la estaurolita puede concebirse intercalando entre los planos de una estructura de distena, láminas de Fe(OH)2. Su fórmula, pues, es ((SiO4)Al2O)2Fe(OH)2. Se presenta corrientemente en cristales prismáticos, formando frecuentemente maclas de penetración en ángulo recto o en ángulo de 60º aproximadamente.

Sistema de cristalización: monoclínico. Dureza: 7 a 7,5 Densidad: 3,7 g/cm³ Color: pardo rojizo o pardo negruzco, con brillo vítreo a mate y raya blanca. Exfoliación: media, dando normalmente fractura concoide. Origen fundamental: de metamorfismo. Presencia: es mineral accidental en rocas metamórficas.

Esfena

La Esfena o Titanita posee tetraedros independientes (SiO4) y octaedros de titanio (TiO6) unidos entre ellos por iones calcio. Su fórmula es (SiO4)TiCaO.

Sistema de cristalización: monoclínico. Dureza: 5 a 5,5.

Densidad: 3,5 g/cm³. Color: verde amarillento a pardo rojizo, con brillo resinoso intenso a adamantino. Exfoliación: media, con fractura concoide, siendo muy frágil. Origen fundamental: magmático. Presencia: es un mineral accidental en rocas ígneas y, a veces, en metamórficas,

presentándose en cristales tabulares.

4. Nesosilicatos-Sorosilicatos

Epidota

La epidota o pistacita tiene tetraedros aislados (SiO4) y dobles tetraedros (Si2O7) que se unen con octaedros de aluminio, hierro y calcio rodeados por iones de oxígeno y oxhidrilo. Su fórmula es (SiO4)3(Al,Fe)3Ca2(OH).

Sistema de cristalización: monoclínico. Dureza: 6 a 7. Densidad: 3,3 a 5,5 g/cm³. Color: cristales de color verde, con brillo vítreo, que dan raya gris. Exfoliación: perfecta, con fractura concoide, desigual y astillosa. Origen fundamental: de metamorfismo. Presencia: es un mineral accidental en rocas metamórficas, que se presenta en

cristales prismáticos o grupos radiados de cristales.

CICLOSILICATOS

Berilo

El berilo tiene como fórmula (Si6O18)Al2Be3 y su estructura responde a la de anillos de seis tetraedros Si-O unidos entre sí por tetraedros en el centro de los cuales hay iones de berilio o aluminio.

Sistema de cristalización: hexagonal. Dureza: 7,5 a 8. Densidad: 2,6 a 2,8 g/cm³. Color: el berilo es incoloro aunque alguna de sus variedades coloreadas como la

esmeralda (verde intenso) y el aguamarina (azul) constituyen piedras preciosas. Exfoliación: ninguna, fractura concoidea. Origen fundamental: aunque el origen fundamental es magmático y como tal es un

mineral accidental en muchas rocas ígneas, el berilo y, concretamente, sus variedades preciosas, aparecen por metasomatismo en esquistos metamórficos y por metasomatosis en algunas rocas sedimentarias.

Turmalina

La turmalina, tiene una estructura similar a la del berilo pero bastante más complicada ya que el tamaño tan reducido del catión boro obliga a éste a una coordinación no tetraédríca sino triangular.

El grupo de la turmalina engloba a minerales con gran variación en su composición química, que forman una serie isomorfa con todos los términos de la transición. Se pueden referir a la fórmula aproximada:

(Si6O27B3)(OH)4Al6Y3Na

en la que Y puede ser, normalmente, magnesio, hierro o manganeso.

Sistema de cristalización: hexagonal. Dureza: 7. Densidad: 3 a 3,5 g/cm³ Color: transparente, en diversos grados, a opaco, con brillo vítreo. Las turmalinas

férricas son negras y forman el mineral chorlo; las pobres en hierro o sin él son de color pardo, azul, verde, rojo o incoloras. No deja raya.

Exfoliación: no tiene, presenta fractura concoidea. Origen fundamental: magmático. Presencia: es un mineral accidental en rocas ígneas, generalmente plutónicas,

presentándose en forma de prismas alargados, esbeltos, de sección trigonal o hexagonal.

INOSILICATOS

1. Piroxenos.

La estructura general de los piroxenos está formada por cadenas simples de tetraedros Si-0. Cada uno de los oxígenos no puente está unido a otros cationes metálicos. Si éstos son de tamaño mediano (Mg++, Fe++) en coordinación 6 (octaédrica) y sí son de tamaño grande (Ca++, Na+) en coordinación 8 (cúbica).

La fórmula general de los piroxenos es XY(SiO3)2. Si tanto X como Y son cationes de tamaño mediano, tenemos los Ortopiroxenos que cristalizan en el sistema rómbico. Si los cationes X son de tamaño mediano y los Y grandes, tenemos los Clinopiroxenos que cristalizan en el sistema monoclínico.

Por lo general, esta cristalización es una forma de cristales cortos, prismáticos. Las excelentes exfoliaciones se intersecan en ángulos casi rectos.

Los piroxenos más comunes son la Augita y la Hiperstena.

Augita

La augita tiene como fórmula genérica (SiO3)2Ca(Mg,Fe). La proporción relativa de hierro y magnesio es variable formando así una serie isomorfa que va desde el Diópsido totalmente carente de hierro, hasta la Hedenbergita carente de magnesio. También algo de silicio puede ser sustituido por el aluminio en coordinación tetraédrica.

Sistema de cristalización: monoclínico. Dureza: 5,5 a 6. Densidad: 3,2 a 3,5 g/cm³. Color: variable según la proporción de hierro y magnesio, normalmente verdoso a

negruzco. Raya gris verdosa. Brillo vítreo o mate. Exfoliación: de facilidad variable. Origen fundamental: magmátíco. Presencia: es un mineral esencial en muchas rocas ígneas, sobre todo en las pobres

en sílice, presentándose en general en cristales cortos, prismáticos, de ocho caras, corrientemente maclados y también en masas compactas y granos diseminados.

Hiperstena

La hiperstena tiene como fórmula genérica (SiO3)(Mg,Fe). Análogamente a como ocurre en la augita, la proporción relativa de hierro y magnesio es variable, definiéndose una serie isomorfa que va desde la Enstatita, sin hierro, hasta la Ferrosilita, sin magnesio.

Sistema de cristalización: rómbico. Dureza: 5 a 6. Densidad: 3,4 a 3,8 g/cm³. Color: negro a verde negruzco, a veces con reflejos cobrizos. Raya gris. Origen fundamental: magmático. Presencia: es un mineral esencial en la piroxenita y accidental en otras rocas

básicas, sobre todo en medios pobres en calcio.

2. Anfíboles

Los anfíboles, al igual que los piroxenos, pueden ser: Ortoanfíboles, cristalizando en el sistema rómbico, y Clinoanfíboles, con el sistema monoclínico de cristalización, porque, también como aquéllos, pueden poseer sólo cationes medianos en coordinación 6 o, además, cationes mayores en coordinación 8. Pero, en adición, la presencia de un gran hueco hexagonal en el centro del anillo de la doble cadena va a originar dos nuevas posiciones estructurales: un lugar aniónico monovalente a nivel de los vértices no puentes de los tetraedros, ocupado usualmente por OH-, y un lugar catiónico en coordinación décuple a duodécuple sólo capaz de ser ocupado por un ión monovalente de gran tamaño, que puede faltar.

Es decir, la fórmula general de los anfíboles es:

WX2Y5(Z4O11)2(OH)2

donde Z es siempre Si en los silicatos, y Si y Al en los aluminosilicatos; Y, los cationes medianos en coordinación 6; X, los cationes que son medianos y de coordinación 6 en los Ortoanfíboles, y grandes en coordinación 8 en los Clinoanfíboles; W, el catión monovalente de gran tamaño cuando existe.

Los anfíboles forman cristales prismáticos, hexagonales y largos. Los planos de exfoliación se cortan en ángulos de 124º. Estas dos propiedades los distinguen bien de los piroxenos. Los anfíboles más comunes son la actinota y la hornblenda.

Actinota

La actinota o actinolita es un anfíbol muy sencillo de fórmula Ca2(Mg, Fe)5(Si4O11)2(OH)2

con proporciones variables de hierro y de magnesio, que se conoce como tremolita cuando hay ausencia total de hierro.

Sistema de cristalización: monoclínico. Dureza: 5,5 a 6. Densidad: 2,9 a 3,1 g/cm³. Color: casi blanco cuando hay poco hierro a verde brillante cuando abunda este

elemento. Raya blanca. Exfoliación: perfecta. Origen fundamental: de metamorfismo. Presencia: es un mineral accidental, pero muy común, en rocas metamórficas

presentándose en cristales prismáticos largos, aciculares, constituyendo en esta forma la actinota propiamente dicha.

Variedades: Cuando se presenta en forma de fibras flexibles recibe el nombre de Amianto y si lo hace en forma de fibras rígidas constituye una variedad conocida con el nombre de Asbesto. En masas afieltradas informes y algo flexibles se denomina Cartón de montaña.

Hornblenda

La hornblenda tiene una fórmula genérica algo más complicada: NaCa2(Mg,Fe)4(Al,Fe)(Si3AlO11)2(OH)2 Se trata, pues, de un aluminosilicato en el que la substitución tetraédrica permite la presencia de un trívalente dentro de Y y de un catión de sodio en el gran hueco hexagonal.

Sistema de cristalización: monoclínico. Dureza: 5 a 6. Densidad: 2,9 a 3,3 g/cm³. Color: negro verdoso a negro, dando raya verde o pardo grisácea. Generalmente

brillo vítreo intenso. Exfoliación: perfecta. Origen fundamental: magmático.

Presencia: es un mineral esencial en muchas rocas ígneas, presentándose en agregados finamente fibrosos o escamosos o en cristales laminares.

FILOSILICATOS

1. Introducción

El cuarto grupo de silicatos, los filosilicatos, recordemos que se caracterizaban porque los tetraedros Si-O se disponen formando redes planas.

Antes de repasar su grupo funcional y profundizar con más detalle sobre su estructura, es necesario resaltar la importancia, tanto petrogénica como edafológica que presentan muchos minerales incluidos en este grupo. Concretamente, un conjunto de ellos que, por sus características especiales, se los engloba bajo la denominación de minerales arcillosos o simplemente, arcillas.

Las arcillas se caracterizan por estar formadas por partículas muy finas, de forma aplanada y, por tanto, con una superficie especifica muy elevada. Ello implica, en mayor a menor grado, los siguientes caracteres específicos:

Plasticidad Propiedades coloidales Propiedades absorbentes con respecto al agua y a cationes Comportamiento frente a calentamiento

Las arcillas son minerales de alteración y se forman a partir de otras minerales silicatados mediante un proceso de alteración química que estudia la edafología. Estas arcillas formadas pueden entrar en el ciclo sedimentarlo y, así, formar parte como minerales esenciales o accidentales en varias rocas sedimentarias.

Otros filosilicatos no son minerales arcillosos, tienen origen ígneo o metamórfico y entran en la composición de estos últimos grupos de rocas.

2. Estructura

Sabemos ya que en los filosilicatos, los tetraedros Si-0 forman redes planas, que, por ello, todos los oxígenos situados en dicha red están eléctricamente neutralizados al pertenecer a 2 tetraedros, y que su grupo funcional es:

(Si4O10)IV-

O, de forma más general,

(Si4-xAlxO10)(4-x)-

Planteemos el problema desde otro punto de vista.

Supongamos una capa de iones oxígeno o/y (OH) agrupados de la forma que indica la figura 9. Naturalmente, los centros de estos iones están sobre líneas paralelas y los centros de tres esferas contiguas definen un triángulo equilátero.

A esta distribución la denominamos "capa compacta".

Si, partiendo de una capa compacta, retiramos una esfera sí y otra no de filas alternas, se obtiene ahora una distribución de la forma que indica la siguiente figura.

Cada cavidad está limitada por seis esferas y por ello a esta capa la vamos a denominar, "capa hexagonal" o "no compacta".

El apilamiento de dos capas compactas, como se indica en la siguiente figura, define agrupaciones de 6 esferas cuyos vértices forman un octaedro. Es la coordinación octaédrica o de 6 aniones que hemos visto anteriormente.

El apilamiento de una capa hexagonal y de una capa compacta, define una serie de agrupaciones de 4 esferas cuyos vértices forman un tetraedro. Es la coordinación tetraédrica o de 4 aniones.

En todos los filosilicatos, el silicio y el aluminio pueden ocupar los puestos de coordinación tetraédrica (léase entre una capa hexagonal y una capa compacta), y el aluminio, magnesio y hierro son los que normalmente ocupan los puestos de coordinación octaédrica. (Léase entre dos capas compactas).

En definitiva, los filosilicatos están formados por apilamientos de capas hexagonales y de capas compactas, presentando los principales grupos de minerales un número constante de estas capas cuyo conjunto se denomina "hoja". El espesor de dicha hoja es, por consiguiente, una de las características del mineral.

Las capas hexagonales están formadas por átomos de oxígeno; las capas compactas por O y (OH) o por (OH) exclusivamente. La estabilidad de la hoja queda asegurada por las cargas positivas de los iones alojados en las cavidades citadas.

También es preciso pensar que la substitución de un catión por otro podrá originar un desequilibrio de cargas y, así, veremos que algunos minerales tienen sus hojas intrínsecamente negativas.

De acuerdo con estas ideas, la malla de un filosilicato (el menor volumen que presenta todas las características del cristal eléctricamente neutro), será, por ejemplo y para un mineral típico, la caolinita, de acuerdo con las figuras y esquemas siguientes:

Capa ÁtomosValencia

+ -

hexagonal 6 O     12

4 Si 16    

compacta 4O-2OH     8 + 2

4 Al 12    

compacta 6 OH     6

Esto forma una malla equilibrada como es la de otro mineral parecido, la serpentina, exactamente igual al anterior pero en el que cada elemento de las capas compactas en vez de pertenecer a 2 octaedros pertenece a 3, es decir: en la malla, entre las dos capas compactas existen 6 átomos de magnesio.

3. División

La división de los filosilicatos se basa en tres criterios:

1. Iones que ocupan la coordinación octaédrica.

Dioctaédricos: con iones trivalentes, generalmente aluminio Trioctaédricos: con iones divalentes, por ejemplo magnesio

2. La existencia, o no, de sustituciones en las coordinaciones tetraédricas o/y octaédricas y, en el caso de existencia de las mismas, la forma de compensación de este déficit de carga.

3. El espesor de las hojas y las fuerzas de ligazón entre las mismas.

Con respecto a espesor, se distinguen tres tipos distintos:

Tipo de 7Å (Te-Oc): Hoja formada por tres capas, una hexagonal de 0 y dos compactas, una de 0 y (OH) y otra de (OH). Recordemos los dos ejemplos citados.

Caolinita Serpentina

6 O 6 O

4 Si 4 Si

4O - 2OH 4O - 2OH

4 Al 6 Mg

6 OH 6 OH

    Si4O10Al4(OH)8         Si4O10Mg6(OH)8    

Tipo de 1OÅ (Te-Oc-Te): Hoja formada por cuatro capas, 2 compactas de O y (OH) encerradas, a modo de bocadillo, entre dos capas hexagonales de 0.

Pirofillita Muscovita

    K

6 O 6 O

4 Si 3Si - 1Al

4O - 2OH 4O - 2OH

4 Al 4 Al

4 Si 3Si - 1Al

6 O 6 O

    K

    Si4O10Al2(OH)2         Si3AlO10Al2(OH)2K    

Tipo de 14Å (Te-De-Te-Oc-Oc): Hoja doble, una presenta la estructura anterior y otra (llamada hoja brucítica) está formada por dos capas compactas de (OH).

Clorita

6 O

3Si - 1Al

4O - 2OH

4 Al

4O - 2OH

3Si - 1Al

6 O

6 OH

4Mg - 4Al

6 OH

Por último y con respecto a la ligazón entre las hojas, apuntaremos las siguientes normas generales:

a. Cuando las hojas están ordenadamente apiladas (sistema monoclínico de cristalización), y no ha habido substitución o, si ésta ha tenido lugar, se encuentra compensada totalmente por cationes no hidratados incorporados a la red cristalina, la ligazón entre hojas llega a ser bastante fuerte. Si son minerales cuyo origen es magmático o metamórfico, la consistencia de las mismas es apreciable o alta: filosilicatos no arcillosos. Si son minerales cuyo origen es de alteración, tienen una consistencia terrosa o pulverulenta y se comportan como arcillas poco o nada expansibles cuyas propiedades coloidales y capacidad de absorber agua y cationes hidratados está limitada a la superficie de la partícula (perimicelar) y basada exclusivamente en el aparente déficit superficial de cargas. Si se trata de hojas Te-Oc-Te estas propiedades son algo más notables ya que la ligazón entre hojas se debe, exclusivamente, a fuerzas de cohesión.

b. Cuando ha existido substitución no compensada en su totalidad, y más aún si las hojas no están ordenadamente apiladas, los minerales resultantes tienen una ligazón entre hojas casi nula y tenemos las arcillas expansionables. Las no substituidas presentarán alguna ligazón mayor y no será muy elevada la posibilidad de adsorber cationes hidratados. Las substituidas no compensadas y desordenadas representan los ejemplos más notables de arcillas expansionables con gran adsorción perimicelar e intramicelar de agua y con capacidad para atraer a su superficie elevada cantidad de cationes hidratados.

4. Minerales más importantes

4.1. Familia de la caolinita

Características generales:

Tipo 7Å (Te-Oc) Apilamiento ordenado de hojas

Caolinita Si4O10Al4(OH)2. Dioctaédrico, sin ninguna substitución tetraédrica. Mineral arcilloso de color blanco o blanco grisáceo, terroso, untuoso con

apegamiento a los labios. Su origen es de alteración y procede, generalmente, de la halloysita por reordenación interna. Es una de los componentes esenciales en varias rocas sedimentarias.

Serpentina Si4O10Mg6(OH)2. Trioctaédrico, sin ninguna substitución tetraédrica. Mineral no arcilloso, verde veteado, a veces de estructura fibrosa, susceptible de

pulimento y suave al tacto. Su origen fundamental es de metamorfismo, procedente del olivino, y es esencial en la roca serpentina metamórfica. Las variedades fibrosas se conocen también con el nombre de amianto o asbesto como ocurre con las de actinota.

4.2. Familia de las micas y de las arcillas micáceas

Características generales:

Tipo lOÅ (Te-Oc-Te) Apilamiento ordenado de hojas.

Pirofillita

Si4O10Al2(OH)2. Diactaédrico, sin ninguna substitución tetraédrica. Mineral arcilloso de escasa importancia petrogénica y, únicamente, citado como

representante típico de la familia. Su origen es de alteración y procede, generalmente, de algunas esmectitas por reordenación interna.

Talco Si4O10Mg3(OH)2.

Triactaédrico, sin ninguna substitución tetraédrica. Mineral arcilloso que se presenta en agregados compactos escamosos, de tacto

suave y untuoso y coloraciones blanquecinas, amarillentas o verdosas. Algunas veces aparece en forma de cristales verdosos alargados. Su origen es de alteración de otros minerales presentes en rocas antiguas metamórficas.

Muscovita Si3AlO10Al2(OH)2K. Dioctaédríco, con substitución tetraédrica (un Si de cada 4, por Al) compensada por

cationes de potasio alojados en las cavidades hexagonales. Mineral no arcilloso, de exfoliación muy perfecta en láminas flexibles y elásticas,

incoloras o de colores claros y de brillo nacarado. Puede ser de origen magmático y de origen metamórfico. Es componente esencial de las micacitas y, muy frecuente, como accidental, en esquistos, pegmatitas, gneises, granitos e, incluso, en rocas sedimentarias.

Se conoce, también, con el nombre de mica blanca y de mica potásica aunque este segundo apelativo es muy poco afortunado.

Illita

De estructura idéntica a la muscovita pero en la que la substitución tetraédrica no ha sido totalmente compensada y su déficit intrínseco de carga es cubierto por iones hidratados adsorbidos, por ejemplo, H3O+

Es, pues, la versión arcillosa de la mica blanca y procede, muchas veces, de ésta en una primera fase de alteración química.

Biotita Si3AlO10(Mg,Fe)3(OH)2K. Trioctaédríco. La substitución en la capa tetraédrica es de aluminio mientras que,

además, en la capa octaédrica parte del magnesio ha sido substituido por hierro ferroso.

Esta mica negra es un mineral ferromagnesiano, no arcilloso, de origen magmático y de aspecto parecido a la muscovita sólo que de color pardo, verde o negro. Componente esencial de muchas rocas ígneas y metamórficas.

Vermiculita

De estructura similar a la biotita pero, generalmente, con substituciones más complejas y no totalmente compensadas. Tenemos aquí, pues, la versión arcillosa de la mica negra y procede de ella como primer producto de alteración.

4.3. Familia de las cloritas

Características generales:

Tipo 14Å (Te-Oc-Te-Oc-Oc) Apilamiento ordenado de hojas.

Constituyen un grupo muy semejante a la familia anterior pero donde la substitución tetraédrica está compensada por la capa brucítica. Son relativamente frecuentes en rocas metamórficas como esquistos y pizarras.

Las formas arcillosas son menos importantes pero, en cualquier caso, muy semejantes y relacionadas con las illitas.

4.4. Familia de la sepiolita

Los minerales de esta familia se caracterizan porque las capas tipo Te-Oc-Te no son indefinidas sino que forman bandas dispuestas alternativamente por encima y por debajo de una capa hexagonal de 0. La estructura presenta, en corte, el aspecto de un ladrillo hueco. A este grupo de minerales se le suele denominar "en capas discontinuas".

La Sepiolita es el mineral característico que está formado por una serie de bandas de "talco" de la forma anteriormente explicada. Es un silicato de magnesio hidratado, de apariencia amorfa, aunque su red es rómbica, que se presenta en masas nodulares o finamente terrosas, ligeras, porosas, con apegamiento a los labios y de tonos blancos, grises o amarillentos. Se conoce, también, con el nombre de espuma de mar.

Es un mineral de alteración, presente en algunas terrenos sedimentarios modernos cuya autigénesis está frecuentemente ligada a la del sílex y el ópalo.

4.5. Familia de las arcillas desordenadas

Características generales:

Hojas desordenadas. Minerales alófanos.

Halloysitas

Este nombre genérico corresponde a todos los filosilicatos de tipo Te-Oc cuyas hojas no están ordenadamente apiladas. La importancia de estos minerales es esencialmente edáfica y se forman en el suelo por alteración hidrolítica de muchos silicatos cuando las

condiciones del medio favorecen la aparición de estas arcillas con relación SiO2/Al2O3 aún próxima a 2. La diagénesis de las halloysitas conduce a minerales ordenados de la familia de la caolinita.

Esmectitas

Análogamente se incluyen en este concepto todos los filosilicatos de tipo Te-Oc-Te desordenados. Su formación es, también, esencialmente edáfica y aparecen o por transformación de illitas y de vermiculitas o por alteración hidrolítica de muchos silicatos cuando las condiciones del medio favorecen la aparición de estas arcillas con relación SiO2/Al2O3 muy superior a 2 (incluso 4). La diagénesis de las esmectitas conduce a minerales ordenados de la familia de las micas y arcillas micáceas.

Una de las esmectitas más típicas es la montmorillonita, con silicio en coordinación tetraédrica, aluminio y magnesio en coordinación octaédrica en substitución no compensada cuya consecuencia total es que esta arcilla sea altamente hinchable con una muy elevada capacidad de adsorción de cationes hidratados.

5. Final

El problema de identificación de los minerales arcillosos es, normalmente, muy complicado, sobre todo en los suelos. Podría pensarse que la determinación de la relación Si02/Al2O3, sería una técnica válida, al menos para la distinción entre minerales Te-Oc y Te-Oc-Te. (En la caolinita esta relación es igual a 2, en la pirofillita vale 4, en otras arcillas es más variable según las substituciones que hayan tenido lugar).

Pero el resultado de estos análisis puede estar falseado si la muestra contiene impurezas de otros minerales, por lo que los análisis para la determinación de arcillas de mayor garantía son los análisis térmicos diferenciales, que determinan las temperaturas para las que las diferentes arcillas pierden el agua absorbida y el agua de constitución, o los análisis por difracción de rayos X.

TECTOSILICATOS

1. Introducción

La estructura que caracteriza a los tectosilicatos es un armazón tridimensional de tetraedros. Todos los vértices de los tetraedros son oxígenos puente o sea, que la carga negativa del armazón no existe si es sólo el silicio quien ocupa la coordinación tetraédrica, o es igual al número de iones trivalentes que ocupan esta coordinación.

El equilibrio electrostático se mantiene por la presencia de igual número de cationes alcalinos o de la mitad de cationes alcalino-térreos ubicados en los huecos intersticiales al armazón, en coordinación, generalmente, de 8 a 10.

Si no existe substitución alguna se tienen los minerales de sílice. Si existe una gran substitución de silicio por aluminio se presenta el grupo de los feldespatoides y, si esa substitución es escasa, el grupo de los feldespatos.

2. Minerales de Sílice

Cuarzo

El cuarzo es el principal mineral de fórmula SiO2, anhídrido-silícico o bióxido de silicio, y cristaliza en el sistema hexagonal presentando variedades cristalizadas y variedades criptocristalinas. Las variedades cristalizadas se presentan, muchas veces, en forma de prismas hexagonales apuntados por pirámides y sus características son:

Dureza: 7. Densidad: 2,65 gr/cm³. Color: de acuerdo con el color se distinguen diferentes variedades dentro del cuarzo

cristalizado, así, el cristal de roca es transparente e incolora; el cuarzo lechoso de colores claras, blanco a rosado, bastante frecuente; el cuarzo ahumado que presenta impurezas carbonosas y es de color negruzco; la amatista con óxidos de hierro muy dispersos, de color violeta, que es escasa; el falso topacio con alguna impureza arcillosa, de color amarillo y también escaso; el jacinto de compostela de color rojo, opaca, con óxidos de hierro y que se suele presentar en terrenos sedimentarlos asociado al yeso rojo y al aragonito; la venturina, iriscente, amarilla o amarilla rojiza con hojitas de mica u oligisto; el Ojo de gato, verdoso-parduzco, opalescente, con fibras de amianto, etc.

Exfoliación: raras veces definida, con fractura concoidea. Origen fundamental: magmático. Presencia: el cuarzo, en sus variedades más corrientes, es un mineral

abundantísimo y esencial en muchas rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias.

Las variedades criptocristalinas son, fundamentalmente, la Calcedonia, que se presenta en forma de concreciones esferoidales de superficie arriñonada y a la que pertenecen el Ágata, el Ónice y la Carneola, y el Silex o Pedernal, siempre opaco y de fractura concoidea muy marcada.

Dureza: 7 en el silex y de 6 a 6,5 en la calcedonia. Densidad: 2,6 gr/cm³ ,3 en el silex y 2,59 en la calcedonia. Color: muy variable; gris claro, amarillo, rojizo o negro en el silex; los mismos más

azul, celeste, rosa, verde, rojizo y marrón en la calcedonia. Exfoliación: no tiene; fractura concoidea. Origen fundamental: de alteración. Presencia: siendo minerales accidentales, ambas variedades son frecuentes en

terrenos sedimentarios modernos.

Ópalo

El ópalo es un andamiaje discontinuo de tetraedros SiO4, con interposición de agua. Su fórmula es, pues, SiO2·nH2O y puede considerarse como amorfo.

Dureza: de 5 a 6,5. Densidad: de 1,9 a 2,3 gr/cm³. Color: brillo vítreo, transparente o traslúcido. Según la coloración se distinguen

variedades: ópalo noble, de color claro, rosado, azulado, gris o verdoso; ópalo de fuego, de color rojo; ópalo común, de color amarillento y frecuentemente opaco perteneciendo a esta variedad el ópalo leñoso que es el resultado de la fosilización de la madera, conservándose la estructura leñosa, y geiserita que son concreciones arriñonadas de ópalo que se forman en fuentes termales y tienen cierta semejanza con la calcedonia.

Exfoliación: ninguna, fractura concoidea. Origen fundamental: de alteración.

3. Feldespatos

Los feldespatos son los silicatos más abundantes en la corteza terrestre. Caracteriza a este grupo el ser aluminosilicatos de metales alcalinos y alcalinotérreos con escasa substitución del silicio por el aluminio, ser esenciales en muchas rocas ígneas y en algunas sedimentarias y metamórficas, tener colores claros porque, al no poseer huecos de coordinación octaédrica, no puede asentarse el hierro, y poseer un origen fundamental magmático.

En los feldespatos pueden distinguirse dos tipos estructurales:

a. Monoclínicos u ortoclasas, con cationes muy grandes, (K+, y Ba2+). b. Triclínicos o plagioclasas, con cationes algo menores, (Na+ y Ca2+).

Ortosa

La ortoclasa más común es la ortosa, aluminosilícato potásico de fórmula (Si3AlO8)K.

Sistema de cristalización: monoclínico. Dureza: 6. Densidad: 2,6 gr/cm³. Color: blanco, crema, rosado y gris. Raya blanca. Exfoliación: perfecta, con ángulo de 90º. Origen fundamental: magmático. Presencia: es un mineral esencial en muchas rocas ígneas: granitos, sienitas,

pegmatitas, etc. Se presenta en cristales de forma columnar o prismática, siendo frecuente la macla de Karlsbad.

Las plagioclasas son conocidas, genéricamente, como feldespatos calco-sódicos y forman una serie isomorfa que varía desde la Albita: (Si3O8Al)Na, a la Anortita: (Si2O8Al2)Ca, aunque en la práctica no existen realmente extremos puras sino que cada uno incluye hasta un 10 por ciento del otro, según la serie que se refleja en el siguiente cuadro donde, también se indica la densidad correspondiente.

     Mineral           Proporción de           Densidad     

gr/cm³     Anortita           Albita     

Albita < 10 > 90 2,61

Oligoclasa 10 - 33 67 - 90 2,65

Andesita 33 - 50 50 - 67 2,69

Labradorita 50 - 67 33 - 50 2,70

Bitownita 67 - 90 10 - 33 2,75

Anortita > 90 < 10 2,77

Sistema de cristalización: triclínico Dureza: de 6 a 6,5. Densidad: de 2,61 a 2,77 gr/cm³ Color: blanco, rosado y gris. Exfoliación: perfecta, con ángulo de 86º. Origen fundamental: magmático. Presencia: son minerales esenciales en muchas rocas ígneas presentándose en

forma de cristales prismáticos o laminares, formando frecuentemente maclas polisintéticas, lo que les da una estriación peculiar en la superficie de rotura, siendo siempre apreciables estas maclas en microscopio petrográfico.

Puede observarse que en la anortita la substitución de silicio por aluminio es mayor que en la albita. Esto quiere decir que, a igualdad de otras circunstancias, las plagioclasas cálcicas abundan más en los medios más pobres en sílice que las sódicas y que las ortoclasas.

4. Feldespatoides

Cuando tenemos un medio relativamente pobre en sílice y rico en alcalinos pueden formarse los minerales de este grupo que son fundamentalmente, dos: Nefelina,: (SiAlO4)4Na3K, y Leucita: (Si2AlO6)K.

La nefelina cristaliza en el sistema hexagonal y la leucita en el sistema tetragonal; ambas tienen de 5,5 a 6 de dureza, una densidad de 2,5 a 2,6 gr/cm³, coloración blanco grisácea, exfoliación imperfecta presentando fractura concoidea, y alta fragilidad. Su origen fundamental es magmático.

Generalmente se presentan diseminadas en las rocas volcánicas, algunas veces la leucita aparece en cristales bien desarrollados en forma de icositetraedros y son componentes fundamentales de la fonolita y de la tefrita.

PETROGRAFÍA

Anteriormente se han definido las rocas como agregados naturales formados por una o más minerales o/y mineraloides, y se ha significado que tales agrupaciones responden a unas condiciones de formación que se manifiestan con frecuencia y en extensiones importantes de la estructura de la corteza terrestre.

Las rocas se dividen en tres grandes grupos: ígneas, sedimentarias y metamórficas.

Son ígneas las rocas que se originaron como resultado del enfriamiento y consolidación de un magma a material natural fundido, por lo que también se conocen como magmátitas.

Las rocas sedimentarias o sedimentitas proceden de fenómenos de alteración, transporte, sedimentación y consolidación de cualquier otro tipo de roca.

Las rocas metamórficas o metamorfitas se han formado en el interior de la corteza como resultado de una profunda modificación de rocas preexistentes, bajo la acción de elevadas presiones o/y temperaturas pero sin pérdida del estado sólido del material.

ROCAS IGNEAS

1. Introducción

El lugar en que se ha producido la consolidación del magma que origina las rocas ígneas, determina la división de éstas, según su origen en:

a. Plutónicas: Formadas a grandes profundidades en condiciones de alta presión y alta temperatura, con lento descenso de ésta y sin pérdida de gases magmáticos.

b. Hipabisales (o filonianas): Formadas a profundidades intermedias gracias al desplazamiento parcial (sin llegar a aflorar) de masas de magma, y con enfriamiento más rápido de éste por las dimensiones limitadas de los filones en que se inyecta.

c. Volcánicas (o extrusivas): Formadas por consolidación rápida del magma a nivel superficial o subsuperficial, bajo condiciones atmosféricas o cuasi-atmosféricas.

Las rocas ígneas pueden presentar un diferente grado de cristalización: son holocristalinas, cuando se encuentran totalmente cristalizadas; hipocristalinas, cuando se encuentran parcialmente cristalizadas, y vítreas o hialinas, cuando toda la masa es amorfa.

Asimismo, el tamaño de los cristales puede presentar grandes diferencias: se denominan fenocristales a aquéllos que poseen tamaño relativamente grande, siendo fácilmente apreciables a simple vista; se denominan microcristales a los de pequeño tamaño que sólo pueden ser apreciados con la ayuda de un microscopio. Con frecuencia, estos últimos presentan una forma alargada o astillosa y se denominan microlitos.

La textura de las rocas ígneas hace referencia al tamaño, la forma, los modos de agrupación de los cristales, etc. Una forma de clasificarla es atendiendo a los tiempos y etapas de consolidación del magma:

Cuando la consolidación se realiza en una sola etapa de larga duración, la textura se llama granular y se caracteriza por poseer fenocristales de tamaños más o menos equidimensionales. Un caso particular de ésta es la textura pegmatítica, en la cual los fenocristales son de tamaño desproporcionadamente grandes.

Si la consolidación se efectúa en dos etapas, la primera de larga y la segunda de corta duración, la textura se llama porfídica y se caracteriza por tener fenocristales englobados por una masa de microcristales o/y de pasta vítrea que, en ocasiones, cuando los fenocristales son muy abundantes, aparece rellenando simplemente los huecos o intersticios que dejan entre sí dichos fenocristales.

Si la consolidación se efectúa, fundamentalmente, en una sola etapa de corta duración, se obtiene la textura vítrea que se caracteriza porque toda la masa está constituida por pasta vítrea, aunque ocasionalmente se presenten inmersos en ella algunos microlitos y fenocristales.

Otra forma de clasificar la textura es atendiendo a la forma de los cristales:

Textura idiomorfa es aquélla en la que dominan los cristales euhedrales (cristales que han desarrollado sus formas libremente al haberse formado en un magma fluido sin impedimentos laterales de espacio).

Textura hipidiomorfa es aquélla en la que dominan los cristales anhedrales (formas cristalinas imperfectas porque han tenido que acomodarse a los espacios disponibles que quedaban en el magma ya repleto de cristales).

Otras texturas particulares que se presentan frecuentemente son:

Textura en corona: cuando aparecen cercos o aureolas de cristales de posterior génesis alrededor de núcleos de anterior cristalización.

Textura fluidal: cuando los cristales se presentan alineados como consecuencia de haber sido transportados por un magma móvil.

Textura poiquilítica: cuando aparecen grandes cristales que engloban multitud de otros, más pequeños de anterior formación, dando un aspecto. moteado o salpicado a los fenocristales. Un caso particular es la textura ofítica que consiste en grandes cristales de piroxeno incluyendo plagioclasas tabulares.

Textura gráfica: cuando se presentan intrusiones cuneiformes de un mineral en otro al producirse una consolidación simultánea.

De forma general y aproximada puede decirse que las rocas plutónicas poseen texturas granulares e hipidiomorfas; las rocas hipabisales, texturas porfídicas e idiomorfas, y las rocas volcánicas, texturas porfídicas, vítreas e idiomorfas.

1.2. Clasificación

La clasificación de las rocas ígneas es compleja. En general, se conjugan criterios como son el contenido en minerales máficos (minerales coloreados, principalmente los ferromagnesianos) y félsicos (minerales poco o nada coloreados, como son el cuarzo, feldespatos y feldespatoides). Cuando dominan los minerales máficos y ultramáficos, las rocas correspondientes reciben el nombre de melanócratas, y cuando dominan los minerales félsicos, se las llama leucócratas.

Los conceptos anteriores tienen relación con el contenido de SiO2 en los distintos minerales de la roca (recuérdese que el cuarzo y los feldespatos tienen mayor proporción de SiO2 que los ferromagnesianos, neso, ciclo, ino y filosilicatos); por ella y de forma genérica, las rocas ígneas pueden agruparse en cuatro categorías de quimismo: ácido, intermedio, básico y ultrabásico en orden decreciente de contenido en sílice.

MINERALESPLUTÓNICAS HIPABISALES

VOLCÁNICAS QUIMISMOCuarzoFerromag Feldesp Holo e hipoc Vítreas

Abund

AusenteO»

   PEGMATITA   

O L P

Ácido

No oliv

GRANITO

PÓRFIDOS

RIOLITA

O=Ps GRANODIORITA RIODACITA

Ps» TONALITA DACITA

Escaso o nulo

O SIENITA TRAQUITA Fo no li ta Fd»

Inter-medio

O=Ps MONZONITA LATITA

Ps» DIORITA ANDESITA Te fri ta Fd»Pc»

GABRODOLERITA (Diabasa)

BASALTO

Básico

Escaso o nulo

Olivin GABRO OLIV.DOLERITA OLIVINICA

BASALTO OLIVINICO

No oliv.O=P    LAMPROFIDO

  Ausente

PERKNITA  

Ultra-básicoOlivin PERIDOTITA

O: Ortoclasas.  Ps: Plagioclasas sódicas. Pc: Plagioclasas cálcicas.  Fd: Feldespatoides »: Predominante

1.3 Descripción de algunas rocas ígneas

Granito

Los minerales esenciales del granito son el cuarzo, que puede llegar a ocupar el 40 por ciento de la masa de la roca, feldespatos ortoclasas y silicatos ferromagnesianos no olivínicos, frecuentemente biotita y, a veces, hornblenda y augita.

Los granitos, asociados con otras rocas que le siguen en la serie, como son la granodiorita y la tonalita, son característicos de la actividad geológica constructora de montañas. La mayoría de las grandes cordilleras de los tiempos actuales y las cadenas montañosas desgastadas de tiempos geológicos pasados, muestran núcleos de tipo granítico.

Frecuentemente contiene como mineral accidental a la muscovita. En el granito se aprecia macroscópicamente la textura granular. Tiene colores claros, generalmente gris y, a veces, rosado, según el color de la ortoclasa. Densidad de 2,6 a 2,7 g/cm³. Es una roca dura y resistente por lo que se usa frecuentemente en construcción.

Las mayores extensiones de granito en el Perú se encuentran en el Batolito Andino, en la Cordillera Blanca, en el Batolito de Pataz, en la Cordillera Oriental (Cordillera de Huaytapallana), etc.

Pórfidos

Los pórfidos son rocas de textura porfídica, de consolidación en dos etapas. En esta roca, la masa de microcristales está formada fundamentalmente por ferromagnesianos no olivínicos, la que le da un color oscuro sobre el que destacan los fenocristales de feldespato y cuarzo de color claro.

Las características físicas y mecánicas son similares a las del granito por lo que se emplea en los mismos usos. Los pórfidos se encuentran, en general, en la periferia de los núcleos graníticos, en los que emite frecuentemente filones y apófisis, por la que su distribución en el Perú es semejante a la del granito, siendo más frecuente en las intrusiones de tipo hipoabisal.

Pegmatita

Figura entre las rocas hipoabisales por su génesis a profundidades intermedias, presentando una textura muy característica a la que da su nombre, estructura pegmatítica. Se compone de cuarzo (45 a 55 por ciento) y feldespato ortoclasa (de 55 a 45 por ciento), presentando a veces como minerales accesorios biotita y muscovita.

Los grandes cristales de cuarzo y ortoclasa forman maclas de penetración.

Comúnmente las pegmatitas se presentan en diques que suelen incluir casiterita, micas, piedras preciosas y minerales radioactivos.

Es frecuente poder reconocer a simple vista la textura pegmatítica. El color es siempre claro, blanco, rosado o crema, según el color de la ortoclasa.

La pegmatita es poco abundante y se encuentra asociada al granito, por lo que su distribución en el Perú está relacionada al Batolito Andino, a la Cordillera de la Costa y a la Cordillera Oriental, donde hay intrusiones de diques, mayormente de feldespatos y de ferromagnesianos.

Sienita

La sienita está compuesta por ortosa y un silicato ferromagnesiano no olivínico, que puede ser hornblenda, augita o biotita.

Las sienitas puras, de acuerdo con la composición anterior, son muy raras, existiendo normalmente en pequeñas proporciones plagioclasas y cuarzo.

Es una roca de textura granular. La ortosa da a la sienita un color claro, blanco o rosado, sobre el que destaca el color oscuro del mineral ferromagnesiano.

De densidad 2,7 a 2,9 g/cm³, algo superior a la del granito, tiene unas propiedades mecánicas semejantes y, por la tanto, iguales usos.

Las sienitas son menos abundantes que el granito y se presentan en el Perú en Puno, denominada Sienita Nefelínica.

Riolita

Está constituida por una pasta vítrea generalmente salpicada de fenocristales de cuarzo y feldespato potásico.

Su color oscila ampliamente, pero el más común es el blanco a amarillo claro, pardo o rojo. Casi todas las riolitas presentan textura fluidal en bandas, con alineación de los fenocristales.

En el Perú se presentan en las afloramientos volcánicos, sobre todo, en Morococha, Cerro de Pasco, San Cristóbal, etc.

Traquita

El término traquita antiguamente se aplica a todas las lavas muy ásperas al tacto, pero ahora está limitado a los equivalentes volcánicos de las sienitas, es decir, lavas ricas en ortoclasa o en otros feldespatos alcalinos.

Son rocas de color gris, raramente amarillentas o rosadas. Puede presentar fenocristales de feldespatos. Su densidad es de 2,6 g/cm³.

En el Perú se conocen las traquitas Sacracancha que afloran en la región Central de Perú (Morococha).

Gabro

Es una roca granuda formada principalmente por plagioclasas cálcicas y piroxenos, de color gris oscuro. Sí el olivino sustituye al piroxeno, tiene color verde y se denomina gabro olivínico. Densidad elevada: de 2,9 a 3,1 g/cm³.

Existen manchas, no muy grandes, en la Cordillera Oriental, la región de San Luis y Chinchao en Huánuco, en la zona de Suytucancha en la región entre San Cristóbal y La Oroya; en el Batolito de la Costa (área de Rinconada del Lago La Molina) en ciertas áreas afloran leucogabros.

Peridotita

La peridotita es una roca ígnea ultrabásica, constituida casi exclusivamente por olivino. Es una roca bastante dura y muy densa (4 g/cm³).

El olivino es un mineral inestable, que se altera fácilmente, convirtiéndose en una mezcla de minerales hidratados de color verdoso. Las peridotitas así alteradas reciben el nombre de serpentinas.

En el Perú es conocida la zona de peridotitas de la región de Tapo en Tarma y posiblemente en las rocas que afloran en la Cordillera Oriental.

Basalto

Es una roca volcánica compuesta por plagioclasas cálcicas y ferromagnesiano no olivínico, de color oscuro y gran densidad. Los fenocristales de plagioclasas son muy raros y más frecuentemente aparecen los de augita. Es una roca básica, ya que tiene menos de un 50 por ciento de sílice. Es la roca volcánica más común.

Es corrientemente utilizada en adoquinados y construcción.

En el Perú se presenta en algunas zonas, caso del Domo de Yauli, igualmente en el Domo de la Providencia al este de Yauricocha, lugares donde se presenta en forma de anillos que rodean al domo.

Obsidiana y Liparita

Son las dos lavas más conocidas y extendidas. Tienen, las dos, textura vítrea y son anhidras.

La Obsidiana es un vidrio de color negro, fractura concoidea y elevada dureza. En sección delgada es casi transparente.

La Liparita o Tufo o Toba es una roca extremadamente ligera y porosa, de color blanco a gris, formada por vidrio volcánico que ha sufrido desgasificación simultánea a la solidificación.

En el Perú se hallan en gran parte de las áreas circundantes a los volcanes.

Todas las rocas básicas y ultrabásicas, si bien de color oscuro cuando no están alteradas, adquieren coloraciones pardas o rojizas como consecuencia de la alteración superficial de los minerales férricos.

ROCAS SEDIMENTARIAS

1. Introducción

Las rocas sedimentarlas son las que se han producido como consecuencia de fenómenos de alteración, transporte y sedimentación sobre cualquier tipo de roca anterior, por lo tanto los minerales que las componen pueden ser los mismos que existían en la roca anterior después de haber sufrido disgregación física, transporte y sedimentación, o bien pueden ser minerales formados por alteración química de otras preexistentes, que son los que se denominan minerales de alteración.

La división fundamental de las rocas sedimentarlas se hace teniendo en cuenta la forma predominante de producirse el depósito o sedimento:

Detríticas, en que la sedimentación se produce por disminución de energía del agente transportante. El sedimento se denomina detrítico o clástico.

Químicas, en que la sedimentación se produce o bien por concentración, como es el caso de la evaporación del disolvente o de una sobresaturación de la disolución, o bien por precipitación, lo cual ocurre cuando se produce una reacción química con formación de sustancias insolubles. En este caso el depósito se denomina químico.

Orgánicas, cuando en la sedimentación se acumulan restos vegetales o animales, produciéndose un depósito orgánico.

Sin embargo, es tan corriente la coexistencia de dos o más de las causas que producen sedimentación, que, desde el punto de vista práctico, haremos, exclusivamente, dos apartados:

Rocas Sedimentarias detríticas, cuando la sedimentación mecánica sea el proceso predominante en la formación del sedimento.

Rocas organoquímicas, cuando en la sedimentación jueguen papel determinante los procesos químicos o/y la acumulación de restos orgánicos.

2. Rocas sedimentarias detríticas

En el estudio de las rocas sedimentarias detríticas tiene gran importancia el tamaño y la forma de los granos que las componen y la composición mineral de éstos. Los minerales difícilmente alterables, de gran dureza y estabilidad química, son capaces de recorrer grandes distancias en el proceso de transporte sin destruirse, por lo que es frecuente encontrarlos en forma de granos pequeños y redondeados formando rocas sedimentarias a gran distancia del punto en que se produjo la disgregación física. Si se produce la sedimentación después de un corto recorrido, la forma de los granos será angulosa y su tamaño no habrá disminuido sensiblemente.

Por el contrario, los minerales fácilmente alterables únicamente aparecen formando rocas sedimentarias detríticas en puntos próximos al lugar de disgregación física y con granos angulosos, ya que los transportes largos que redondean las aristas los hacen desaparecer.

Una vez formado el depósito, los distintos grados de cohesión determinan diferentes rocas sedimentarias. La consolidación se produce por alguna de las siguientes causas: porque entre las partículas sedimentadas detríticamente haya minerales aglomerantes, como por ejemplo es la arcilla; o porque simultánea o posteriormente a la sedimentación, un precipitado químico, por ejemplo sílice o carbonato cálcico, actúe como cemento.

La división de las rocas sedimentarlas detríticas según su cohesión es la siguiente:

a. Rocas sedimentarias detríticas incoherentes o pastosas. b. Rocas sedimentarias detríticas coherentes.

2.1. Rocas sedimentarias detríticas incoherentes

Se consideran rocas incoherentes o pastosas aquellas en las que los granos que las forman son completamente independientes entre sí. En realidad más que de rocas debe hablarse de depósitos o sedimentos no diagenizados. La granulometría establece los diferentes tipos de sedimentos de acuerdo con la siguiente clave:

Más del 50 % de las partículas > 2 mm Gravas

Si las partículas son redondeadas:

Si las partículas son angulosas:

Gravas de canto rodadoCanchal 

Del 25 al 50 % de las partículas > 2 mm Gravas terrosa 

Del 10 al 25 % de las partículas > 2 mm Tierra gravosa 

  Menos del 10 % de las partículas > 2 mm    Tierra 

Este último se subdivide, según la granulometría, en Arena, Limo, Arcilla y Loam.

Tanto la arena, como el limo, la arcilla y el loam se subdividen atendiendo a la composición química de los granos. El origen de estos sedimentos puede ser el arrastre hídrico, el arrastre eólico o bien el depósito volcánico. Atendiendo a estos dos aspectos se determinan los diferentes sedimentos incluidos en el concepto genérico "tierra". Así, por ejemplo, el limo de arrastre eólico y de composición química más o menos caliza se denomina loess.

2.2. Rocas sedimentarias detríticas coherentes

Las rocas sedimentarlas detríticas coherentes se dividen atendiendo a la granulometría según la siguiente clave:

  Más de 10 % de partículas > 2 mm Psefitas

  Más del 25 % de partículas > 50 micras   Psammitas

  Menos de 25 % de part. > 50 micras    Pelitas o Fangolitas

Las Psefitas son, como se aprecia en la clave, las de mayores granos, aglomerados por un cemento cuya naturaleza sirve para posteriores subdivisiones.

Las psefitas de partículas redondeadas se denominan Conglomerados o Pudingas y las de partículas angulosas se llaman Brechas. El depósito de las psefitas, dado el gran tamaño de sus partículas, se produce en el seno de aguas torrenciales o de glaciares, ya que otro tipo de agente de transporte no posee la energía suficiente.

En las Psammitas se establece una primera división para separar aquellas rocas en las que los granos arenosos o/y el cemento que los aglutinan tienen abundancia de carbonato cálcico de forma que el porcentaje de este mineral, aun inferior al 50%, es lo suficientemente alto como para que la roca dé reacción clara al tratamiento con clorhídrico: Calcarenitas.

El resto de las psammitas se dividen en areniscas y grauvacas, según que el porcentaje de partículas menores de 50 micrómetros (matriz o cemento) sea menor o mayor del 15 por ciento.

Las Pelitas o Fangolitas, se dividen según su grado de consolidación. Las poco consolidadas se denominan lutitas y las que están más consolidadas, pizarras arcillosas o lutitas apizarradas.

2.3. Descripción de algunas rocas sedimentarias detríticas

Pudingas y Brechas

Los conglomerados o pudingas son gravas de canto rodado cementadas. Los cantos y gravas pueden proceder de una o varias rocas; muchas veces son de cuarcitas, pero otras lo son de granito, gneis, calizas, etc. Casi todos los conglomerados, especialmente los de origen fluvial, encierran gran cantidad de arena y demás materiales finos que rellenan los espacios entre los cantos. Algunos conglomerados costeros que han estado sometidos a intenso lavado contienen poca arena.

Las brechas se diferencian de las pudingas, únicamente, en que las gravas que las forman son angulosas, de lo que se deduce que estos fragmentos han tenido un transporte corto antes de su sedimentación definitiva (muchas veces de tipo glaciar).

Por su composición, los cementos de las brechas y pudingas pueden ser silíceos (cemento de sílice o de sílice hidratada), calcáreos (de carbonato cálcico), ferruginosos y arcillosos (cemento a base de arcilla).

Es decir, tanto las pudingas como las brechas se dividen de acuerdo con la naturaleza de los cantos rodados y del cemento. Por ejemplo, brecha de cuarcitas con cemento arcilloso, pudinga de cuarcitas y calizas con cemento calizo, etc.

Calcarenitas

Las calcarenitas, según se ha dicho, tienen un porcentaje de carbonato cálcico inferior a 50, pero suficiente para dar clara reacción con ácido clorhídrico en frío.

Se forman, frecuentemente, en aguas dulces o marinas (prefosas), normalmente en España en el Oligoceno superior y Mioceno.

El color depende de las impurezas en el cemento y en los granos, pudiendo variar desde colores claros a pardos o pardo rojizos.

En España se presentan en pequeñas masas en las grandes manchas miocenas de Castilla y Aragón, y en masas más extensas en el valle del Guadalquivir y provincia de Almería.

Areniscas

En las areniscas el cemento o matriz representa menos del 15 por ciento del total del material.

Atendiendo a la composición mineralógica de las partículas, mayores de 50 micrómetros, distinguiendo porcentajes de cuarzo, feldespato y otros minerales y fragmentos de roca, las areniscas se dividen de acuerdo con la siguiente clave:

Más de 95% de cuarzo   Cuarzoarenitas

Entre 75-95% de cuarzo Feldespatos más abundantes que fragmentos de roca

Fragmentos de roca más abundantes que feldespatos  

SubarcosasSublitoarenitas

Menos de 75% de cuarzo Feldespatos más abundantes que fragmentos de roca

Fragmentos de roca más abundantes que feldespatos

ArcosasLitoarenitas

La naturaleza del cemento permite otra división de las areniscas. Generalmente este cemento es ferruginoso, micáceo o arcilloso lo que permite distinguir las areniscas ferruginosas de coloración rojiza o parda, las areniscas micáceas con cemento de naturaleza micácea y las areniscas arcillosas con cierto olor a tierra mojada.

Menos corrientes son las areniscas calizas, con alguna proporción de carbonato cálcico que determina una ligera reacción clorhídrica menos patente que en las calcarenitas, las areniscas dolomíticas y las yesosas.

En las cuarzoarenitas es muy normal que la matriz sea escasa y esté formada por sílice secundaria con lo que la roca es blanquecina si no está muy cementada y aun conserva aire en sus poros, o gris si la cementación ha progresado más.

Las areniscas son rocas relativamente abundantes y que pueden formar series de gran espesor, areniscas Chimú, areniscas Goyllar,etc.

En general, las cuarzoarenitas proceden de sedimentación marina, mientras que las arcosas y las litoarenitas se localizan cerca de las rocas originales siendo, normalmente, procedentes de sedimentación continental, como ocurre en las manchas que rodean los núcleos de granito y gneis.

Grauvacas

La división de las grauvacas, según la composición mineralógica de las partículas mayores de 50 micrómetros, es parecida a la de las areniscas.

Más de 95% de cuarzo   Cuarzovacas

Menos de 95% de cuarzo Feldespatos más abundantes que fragmentos de roca

Fragmentos de roca más abundantes que feldespatos  

Grauvacas feldespáticasGrauvacas líticas

Como en las areniscas, el cemento o matriz suele ser arcilloso, micáceo o ferruginoso y la abundancia del mismo origina que su color sea gris, gris verdoso o gris rojizo.

Muchas veces, las grauvacas se presentan en zonas en las que ha habido movimientos tectónicos importantes con erosión activa y sedimentación casi inmediata que no ha permitido mejor separación del calibrado de los granos. Por ello, las partículas mayores de 50 micrómetros suelen ser angulosas y algunos autores denominan microbrechas a estas rocas.

En el Peru se hallan en las capas Rojas Casapalca y otros.

Lutitas

Las lutitas son pelitas poco consolidadas, de aspecto estratificado, untuosas, pulverulentas, muchas veces abigarradas por coloraciones irregulares de óxidos de hierro.

Las lutitas enteramente silíceas están constituidas fundamentalmente por arcilla mineralógica. Al estar esta roca poco consolidada, muchas veces se deshacen total o parcialmente con el agua por lo que es difícil establecer la separación entre éstas y las arcillas incoherentes.

Es muy normal que las lutitas presenten una cierta cantidad de carbonato cálcico (menor del 50%) con lo que el carácter aglomerante de éste les da una mayor estabilidad frente al agua. Si el contenido es bastante grande (generalmente superior al 20%) la roca se denomina marga o marga caliza y da clara reacción con clorhídrico en frío. Si el contenido en caliza es pequeño la reacción no es aparente y la roca se denomina lutita margosa o marga silícea aunque este último nombre no es muy apropiado.

Están ampliamente representadas las margas, tanto las de origen continental como las de origen marino. Frecuentemente entremezcladas con bancos de calizas, areniscas, yesos y sales. Atendiendo a estas dos últimas rocas también puede hablarse de margas yesosas y de margas salinas como tránsito a las rocas evaporitas de las que se hablará más adelante, cuando el porcentaje de yeso o sal es menor del 50% y predomina la arcilla detrítica.

Pizarras arcillosas

Bajo el nombre de pizarras arcillosas o lutitas apizarradas se incluyen todas las pelitas bastante consolidadas, de apreciable estratificación y dureza variable.

Son rocas que se han formado en gran variedad de ambientes lo que hace que su color sea muy variable. Los colores oscuros corresponden a pizarras que se han formado en ambiente reductor, por lo que contienen gran cantidad de materia orgánica rica en carbono. Los colores rojizos se presentan en pizarras formadas en ambiente oxidante. Las tinciones y recubrimientos superficiales enmascaran, frecuentemente, el color verdadero de estas rocas.

Según las diferentes inclusiones o impregnaciones que contienen, se distinguen las variedades: pizarras arcillosas calizas, cuando contienen cierta proporción de carbonato cálcico, siempre que ésta sea menor del 50 por ciento, dando reacción clorhídrico. Pizarras arcillosas filadios, si están muy consolidadas por fuertes presiones, lo que las aproxima a las rocas metamórficas. Pizarras arcillosas micáceas, cuando contienen muscovita. Pizarras arcillosas ferruginosas con gran riqueza en óxidos de hierro, muy frecuentemente recubiertas de limonita pardusca o amarillenta. Pizarras arcillosas sericíticas, caracterizadas por ser suaves al tacto. Pizarras arcillosas bituminosas, de color negro, con restos orgánicos y generalmente impregnadas de hidrocarburos (asfaltos o petróleo).

No es fácil diferenciar, muchas veces, las pizarras arcillosas de las pizarras metamórficas (filitas y micacitas) porque no se puede establecer, con claridad, un límite entre la diagénesís y el metamorfismo. Muchos autores califican a todas las pizarras como metamórficas.

En el Perú son innumerables las zonas donde se hallan afloramientos de lutitas, caso de las lutitas del Puente Inga en Puente de Piedra.

3. Rocas sedimentarias organo-químicas

La división de este tipo de rocas se hace atendiendo a la composición química de los sedimentos:

Sedimentos carbonatados: abundancia de CO32-

Sedimentos carbonosos: abundancia de C orgánico Sedimentos no carbonatados

3.1. Sedimentos carbonatados

El sedimento original está formado por un conjunto de núcleos, generalmente ricos en carbonato cálcico, (restos de fósiles, fragmentos de otras rocas carbonáticas preexistentes, detríticos, etc.) aglomerados por un cemento o matríz de CaCO3 que se denomina micrita y que precipita sobre los anteriores según la siguiente reacción química:

Ca2+ + 2(HCO3-) CaCO3 + CO2 + H2O

Esta reacción expresa claramente cómo al disminuir el contenido de CO2 de las aguas se produce dicha precipitación. La disminución de CO2 en el agua puede ser consecuencia de un calentamiento de ésta, de una disminución de presión, de la actividad fotosintética de las algas, de la evaporación, del cese de respiración de organismos vivos, o de una combinación de dos o más de estas causas.

Naturalmente, en todos los casos, la micrita puede presentar una serie de impurezas de arcilla, hidratos de hierro, etc.

Dentro de este grupo se distinguen las siguientes rocas:

Calizas concrecionadas Calizas orgánicas “sensu strictu” Calizas comunes Calizas espáticas Dolomías

Calizas concreccionadas

Se denominan así a las rocas en las que la precipitación del cemento ha tenido lugar sobre núcleos visibles, pueden ser:

Oolíticas: gránulos menores de 2 mm de diámetro formados por precipitación de carbonato cálcico alrededor de partículas de cuarzo o de otro mineral.

Pisolíticas: concepto análogo al anterior cuando los granos son de tamaño superior. Travertínicas: precipitación sobre núcleos no granulares, que se subdividen en:

Travertinos: depósitos superficiales en los cauces de ciertos ríos o en sus proximidades sobre material vegetal, o mineral.

Estalactitas y estalagmitas: depósitos calcáreos en grutas. Tobas: depósitos sobre ciertos vegetales subacuáticos que se recubren de una

película de caliza al favorecer la precipitación del carbonato cálcico mediante la absorción de CO2 para la fotosíntesis. Se forma, así, una roca esponjosa de aspecto muy característico.

Estas calizas concrecionadas no ocupan gran extensión en el Perú, aunque travertinos, estalactitas y estalagmitas son muy frecuentes como consecuencia del modelado kárstico de las calizas comunes y los travertinos aparecen, también muy corrientemente, en algunas capas de suelos como consecuencia de fenómenos edáficos que se estudiarán más adelante. Tenemos travertinos en la zona central, entre La Oroya y Huancayo, en la entrada a Tarma, en la zona de Yanacancha y San Miguel (Provincia de Huancayo).

Calizas orgánicas "sensu strictu"

En este apartado se incluyen las calizas en las que el cemento o micrita juega un papel secundario frente a unos núcleos orgánicos que, por su tamaño o por su abundancia, definen las características más notables de estas rocas. Se citan la lumaquela, la creta y el aragonito coralino.

La Lumaquela es una roca formada por valvas fósiles de moluscos aglomeradas por un cemento calizo. El carbonato cálcico está en forma de calcita y suele incluir muchas impurezas de naturaleza variable.

La Creta está formada por corazas de foraminíferos, especialmente globigerinas, por fragmentos de conchas y escípulas de esponjas, todo ello aglomerado por un cemento calizo-arcilloso. La calcita ocupa, aproximadamente, la mitad de la roca, siendo el resto impurezas.

El Aragonito coralino lo componen restos de corales en los que el carbonato cálcico está en forma de aragonito. El cemento que aglomera estos restos suele ser de calcita.

Calizas comunes o en masa

Se denominan así a aquellas rocas en las que los núcleos son microfósiles o/y de otra naturaleza pero de tamaño muy pequeño con lo que, a simple vista, no se distinguen núcleos y micrita, sobre todo si las impurezas no carbonatadas de arcilla, óxidos de hierro, partículas de cuarzo, etc. son relativamente abundantes.

Dentro de estas calizas, pueden distinguirse como variedades:

Caliza litográfica: de grano muy fino, criptocristalina y de fractura concoidea. Colores claros.

Caliza bituminosa: con impregnaciones de asfalto y otros hidrocarburos. Suele tener color negro.

Caliza arcillosa: con bastantes impurezas de arcilla, lo que le da menor dureza. Caliza ferruginosa: con óxidos de hierro. Color pardo o pardo rojizo con tinciones

más o menos irregulares.

La caliza común es muy abundante en el Perú, calizas Jumasha, Calizas Pucará, calizas Celendín, etc.

Calizas Espáticas

La caliza espática tiene cristales visibles de calcita que se han formado como consecuencia de un proceso diagenético de recristalización del primitivo sedimento carbonatado. No son muy abundantes y su presencia forma manchas o enclaves en las comarcas citadas anteriormente.

Dolomías

La dolomía es una roca compuesta por CaMg(CO3)2 aunque raramente se presenta la dolomita pura, conteniendo un cierto número de cristales de carbonato cálcico. Se forma como consecuencia de un proceso diagenético de metasomatosis (dolomitización) a partir de las calizas y en medios ricos en magnesio.

Se distinguen las siguientes variedades de dolomía:

Dolomía común: es la variedad más corriente y abundante. Tiene siempre un contenido más a menos elevado de arcillas, partículas de cuarzo, etc. Suelen

apreciarse frecuentemente zonas de descarbonatación formando fisuras más a menos entrecruzadas.

Calizas dolomíticas: son mezclas, en distintas proporciones, de caliza y dolomía.

En el Perú, las dolomías se encuentran principalmente asociadas a las calizas, caso de las dolomías en las calizas Pucará.

3.2. Sedimentos carbonosos

En esta sección se incluyen todos los depósitos modernos y antiguos en los cuales el constituyente más significativo es el carbono orgánico, procedente de despojos de seres vivos.

Prescindiendo de la coprolita, formada por acumulación de excrementos de animales, de petróleos y asfaltos, vamos a comentar, brevemente, los carbones turba, lignito, hulla y antracita.

La Turba es el término más moderno de la serie de los carbones, con formación incluso actual. Tiene color pardo o negro, textura normalmente fibrosa, baja densidad y presenta en su interior restos vegetales apreciables. La roca turba contiene menos de un 50 por ciento de carbono.

El Lignito es un carbón formado hace unas cuantas decenas de millones de años. Tiene color pardo o negro, con textura leñosa, terrosa o compacta. Es blando y suave, con densidad superior a la de la turba, pero inferior a la de la hulla. Contiene de un 55 a un 75 por ciento de carbono.

La Hulla se formó hace unas cientos de millones de años. De color negro y brillo graso, se aprecia en ella, al microscopio, la estructura orgánica. Tiene fractura concoidea y su contenido en carbono es de 75 a 90 por ciento.

La Antracita es más antigua que la hulla o, coetánea con ella, se formó a partir de los órganos más duros de los vegetales. Color negro, con brillo vítreo a veces. Tiene fractura concoidea y es la más densa de los carbones. Contiene más de un 90 por ciento de carbono.

3.3. Sedimentos no carbonatados

Dentro de este conjunto, se diferencian dos grupos: en el primero, evaporitas, la actividad orgánica es nula o prácticamente nula; en el segundo, es esencial.

Entre las evaporitas podemos citar las rocas Sal, Silvina, Carnalita, Calcedonia, Ópalo y, sobre todo, Yeso y Anhidrita. Todas ellas están formadas por los respectivos minerales del mismo nombre más impurezas, normalmente de arcillas, calizas y óxidos de hierro. Así, yesos y sales aparecen en las comúnmente llamadas margas yesíferas o salinas.

Estas evaporitas se encuentran, en el Perú en las pampas de Moquegua, Salinas de Puite entre Tacna y Moquegua, salinas de Pisco y de Nazca, etc.

En ciertos modos similares, aunque su proceso de formación es esencialmente edáfico y no deja de influir la materia orgánica del suelo, son los depósitos ferruginosos formando corazas limonititas muy corrientes bajo cierta tipo de climas tropicales.

Se incluyen en el segundo grupo, dos rocas: Trípoli y fosfato concrecionado.

El Trípoli se denomina, también, tierra de diatomeas, por estar constituido, principalmente, por los caparazones silíceos de estas algas. Es una roca gris clara o amarillenta, blanda al tacto, que fácilmente se convierte en polvo. Tiene un gran poder de absorción por lo que se emplea en la fabricación de explosivos.

El fosfato cálcico es utilizado por los peces, los crustáceos y algunos braquiópodos para formar sus esqueletos y exosqueletos que, al depositarse en el fondo del mar, pueden sufrir una redisolución, lo que da lugar a que los fosfatos se depositen alrededor de núcleos formando concreciones nodulares. Esto es el origen de la roca denominada Fosfato concrecionado.

ROCAS METAMÓRFICAS

1. Introducción

Las rocas metamórficas son el resultado de la transformación de cualquier otro tipo de rocas, ígneas, sedimentarias e, incluso, metamórficas, mediante fenómenos de metamorfismo.

Estos fenómenos debidos al cambio de las condiciones físico-químicas a que estaban sometidas las primitivas rocas, modifican en ellas no sólo su composición mineralógica, sino también la composición química, así como la estructura y la textura.

El grado de metamorfismo de las rocas puede ser distinto, por eso existen transiciones graduales a las rocas metamórficas desde las correspondientes ígneas y sedimentarias.

Los tipos de metamorfismo son: dinámico, cuando la causa de la transformación de las rocas son grandes presiones; de contacto, si la causa ha sido una alta temperatura por proximidad de un magma; y regional, cuando concurren las dos causas anteriores.

Estas especiales condiciones que inciden en la formación de las rocas metamórficas hacen que todas ellas se encuentren cristalizadas. Las presiones, que de una manera constante y con mayor o menor intensidad, siempre se producen en los fenómenos de metamorfismo, hacen que las rocas de este tipo, normalmente, presenten cierta pizarrosidad.

El tamaño de los cristales dependerá de los minerales existentes en la primitiva roca y de los procesos de neoformación y recristalización. Los minerales que componen las rocas metamórficas pueden formarse en el metamorfismo o bien ser los mismos existentes antes de la iniciación del proceso.

2. Clasificación de las rocas metamórficas

Las rocas metamórficas pueden dividirse, esencialmente, con arreglo a dos criterios:

Según las facies de aparición de minerales de metamorfismo, esto es, según las condiciones de presión y temperatura en las cuales, si el quimismo lo permite, van a formarse actinota, o sillimanita, o granates, etc.

Según las secuencias metamórficas o, lo que es lo mismo, según el tipo de roca que les da origen.

Nosotros vamos a utilizar este segundo criterio, menos interesante desde el punto de vista científico, pero más útil para su descripción e identificación macroscópica y, sobre todo, con vistas a considerar la roca como material a partir del cual va a desarrollarse el suelo.

Las rocas metamórficas más corrientes quedan especificadas en el siguiente cuadro.

Roca anterior SecuenciaRoca metamórfica resultante

Metamorfismo normal Metamorfismo intenso

Fangolitas clásticaFILITAMICACITA

GNEIS

Areniscas y Grauvacasclástica ESQUISTOS GNEIS

Psefitas

Cuarzoarenitas clástica CUARCITA

Caliza química MÁRMOL

Dolomía química MÁRMOL DOLOMÍTICO

Ígnea

ácida GNEIS

básica ECLOGITA

ultrabásicaPIROXENITA METAMÓRFICAANFIBOLITA METAMÓRFICASERPENTINA METAMÓRFICA

Interesa aclarar dos ideas importantes: 1. Tradicionalmente se han empleado los prefijos orto y para para significar la

procedencia ígnea o sedimentaria de la roca afectada por el metamorfismo. Así, un ortogneis es un gneis procedente, por ejemplo, del metamorfismo de un granito y un paragneis aquél consecuencia del metamorfismo de una arenisca. Sin embargo, el empleo del prefijo adecuado no siempre es fácil y tanto más cuanto que el metamorfismo, algunas veces, es muy complejo y una serpentina metamórfica de secuencia ultrabásica, en proceso de metamorfismo posterior puede dar lugar a un mármol dolomítico.

2. Cuando el metamorfismo no es muy intenso y actúa sobre rocas sedimentarias pueden quedar en la roca metamórfica resultante restos fosilíferos utilizables para la aplicación de los principios de cronología relativa en los estudios de geología histórica.

3. Descripción de algunas rocas metamórficas

Gneis

La composición mineralógica del gneis es la misma que la del granito o de la sienita: cuarzo más a menos abundante, feldespato no cálcico y ferromagnesiano no olivínico, pudiendo contener muscovita y otros minerales accidentales.

Suele ser de grano grueso y siempre se aprecia cierta esquistosidad.

Son bastantes las rocas que pueden dar origen al gneis, por lo que es una roca que presenta muchas variedades. Entre ellas, las más significativas son: gneis micáceo con abundancia de muscovita en láminas orientadas, y gneis glandular en el que se aprecian cristales nodulares de cuarzo o/y feldespato.

Filitas y Micacitas

Algunos autores denominan a estas rocas pizarras metamórficas, diferenciándose las micacitas por la abundancia de muscovita. A simple vista, sólo la mayor consistencia de estas rocas permite diferenciarlas de las pizarras arcillosas sedimentarias siendo la cristalización y la aparición de minerales de metamorfismo los criterios seguros para su identificación.

Esquistos y Cuarcitas

Procedentes ambas rocas del metamorfismo de psammitas y psefitas se diferencian entre ellas en que las cuarcitas tienen más del 90 por ciento de sílice, y unas y otras de sus orígenes respectivos, en la esquistosidad que presentan y por su consistencia.

Son ejemplares angulosos, esquistosos y que, al romperse, se fracturan sus cristales; las psammitas, sedimentarias, son redondeadas y, cuando son angulosas, se rompen por la matriz a cemento que une sus granos.

Mármol y Mármol dolomítico

Son rocas de grano fino a grueso, de aspecto sacaroideo y colores claros, presentando frecuentemente alteraciones en bandas.

Eclogita, Piroxenita metamórfica y Anfibolita metamórfica

Procedentes, respectivamente, de metamorfismo de gabros y perknitas tienen los mismos constituyentes que aquéllas y se presentan entremezcladas con las mismas.

Serpentina metamórfica

Es una roca procedente de la actuación de procesos de metamorfismo sobre rocas olivínicas. Está formada esencialmente por serpentina. Se emplea como piedra decorativa en construcción.

PETROGRAFÍA MICROSCOPICA

1. Generalidades

La observación microscópica de secciones delgadas de rocas es un instrumento muchas veces decisivo en petrografía. Unicamente cuando la roca sea de grano muy grueso y de composición mineralógica variable, este tipo de observación será incompleta.

En petrografía, el fin del examen microscópico de una roca es la determinación precisa de sus minerales constituyentes y de su estructura, es decir, la manera como estos elementos están asociados. Este examen necesita la apreciación de una serie de caracteres visibles, unos con luz ordinaria o natural, y otras con la ayuda de luz polarizada.

Los cuerpos transparentes, en los cuales puede propasarse la luz, se dividen en:

Cuerpos isótropos o monorrefringentes, en los cuales la luz se propaga con una velocidad independiente de la dirección. En ellos el índice de refracción es igual en todas las direcciones. Pertenecen a este grupo los minerales amorfos y los cristalizados en el sistema regular.

Cuerpos anisótropos o birrefrigentes, en los cuales la velocidad de la luz es función de su dirección de propagación y en ellos el índice de refracción varía según la dirección. Son birrefringentes los minerales cristalinos de todos los sistemas de cristalización, excepto los del sistema regular.

En petrografía microscópica se emplea el microscopio petrográfico polarizante cuyas características más importantes son el poseer una lente denominada polarizador, entre la fuente luminosa y la preparación, que permite realizar observaciones con luz polarizada; tener una platina giratoria con limbo graduado que permite girar la preparación y medir los ángulos que ésta va tomando; y tener intercalada en el tubo, entre el objetivo y el ocular, otra lente denominada analizador que tiene un plano de polarización perpendicular al del polarizador, y que puede interponerse, o no, a voluntad.

La acción del polarizador se puede resumir en el siguiente esquema:

Luz normal P Luz polarizada

Si se interpone el analizador al ser el plano de polarización de éste perpendicular al anterior, se obtiene:

Luz normal P Luz polarizada A Oscuridad

El mismo resultado se obtiene al intercalar un cristal monorrefringente, que no altera ni desdobla la luz polarizada:

L. normal P L. pol. C.M. L. Pol. A Oscur.

Si entre P y A se introduce un cristal birrefringente, la luz polarizada que incide sobre él se divide en dos rayos que vibran en planos perpendiculares con índices de refracción diferentes (no, ne). Dichos rayos, después de atravesar el cristal de espesor "e" se recombinan para formar un rayo polarizada, con dos componentes con un retraso relativo igual a (no-ne)·e, el cual, al atravesar A, en parte es absorbido y otra parte da una componente coloreada variable con el giro de la platina, existiendo dos direcciones de extinción total:

L. normal P L. pol. C.B. L. pol. A Color

La identificación de cristales en una preparación en lámina delgada de una roca, observando con luz polarizada, se basa en que, con el analizador intercalado, al girar la platina se pasa de luz a extinción. Como excepciones en este caso cabe citar la de los cristales de coloración negra, que se identificarán por el contorno poligonal marcado, como es el caso de la magnetita; o la de los cristales del sistema regular, que son muy escasos en las rocas.

La pasta vítrea se identificará porque, al observar sin analizador, se advierte la presencia de materia, y con analizador permanece de color negro o gris oscuro aunque se gire la platina, siempre sin variaciones de intensidad.

Los agujeros que puedan existir en la preparación se reconocen por la ausencia de materia al observar sin analizador y por permanecer siempre negro con analizador.

2. Los minerales petrográficos al microscopio

A continuación se indica la forma de reconocer algunos minerales petrográficos importantes observados microscópicamente con luz polarizada.

Cuarzo

Sin analizador: se observa incoloro, transparente o translúcido y con superficie no corroída aunque ocasionalmente pueda presentar grietas.

Con analizador: al girar la platina pasa de color claro a gris oscuro o negro, apreciándose, también, que la superficie no presenta corrosión.

Ortosa

Sin analizador: igual que en el caso del cuarzo, pero se advierte corrosión en la superficie.

Con analizador: la extinción es semejante a la del cuarzo, pero se sigue observando la corrosión superficial.

Plagioclasa

Sin analizador: igual que el cuarzo, pero con algo de corrosión superficial. Con analizador: se observan maclas polisintéticas que se manifiestan por la

presencia de bandas alternativamente claras y oscuras orientadas en una misma dirección.

Ferromagnesianos no olivínicos

Sin analizador: se aprecian coloraciones diversas. Con analizador: las mismas coloraciones que sin analizador que, al girar la platina,

pasan de tonos claros a algo más oscuros.

Olivino

Sin analizador: se presentan mallas coloreadas en tonos verdosos claros, que dejan huecos incoloros y transparentes.

Con analizador: se pueden localizar las divisiones de los cristales a la vez que continúa la presencia de las mallas anteriormente descritas. Puede suceder que cada cristal abarque más de un retículo de la malla.

Calcita

Sin analizador: es transparente a translúcida y blanca, pero con bandas o estrías en dos direcciones y a veces presenta irisaciones.

Con analizador: se siguen apreciando las bandas y, al girar la platina, pasa de claro a oscuro (extinción).

3. Propiedades de las rocas al microscopio.

La pasta vítrea, que en algunos casos forma parte integrante de las rocas, puede tener color negro, con la que recibe el nombre de pasta melanocrata o bien tener coloraciones de tonos claros o blancos, denominándose en este caso pasta leucocrata.

En las rocas sedimentarias se aprecia fácilmente la estructura homogénea de sedimentación en la que todos los cristales tienen un tamaño muy semejante, e incluso forma parecida. Dentro de este tipo de estructuras se distingue la estructura psammítica en la que todos los cristales tienen un diámetro casi idéntico y son de tamaño pequeño.

Los distintos tipos de textura de las rocas ígneas se hacen muy patentes en la observación microscópica: textura vítrea, en la que prácticamente toda la masa de la roca es pasta vítrea, excepto algún fenocristal aislado o algunos microlitos; textura porfídica, con ausencia de pasta vítrea y en la que cristales de pequeño tamaño engloban a fenocristales equidimensionales, o bien, cuando los fenocristales son muy abundantes, los microcristales aparecen simplemente rellenando huecos e intersticios; y textura granular, formada por fenocristales únicamente y que presenta como variedad la textura pegmatítica, en la que se aprecian cristales pequeños incluidos dentro de otros más grandes que forman el conjunto de la roca.

Las rocas metamórficas se identifican más que por la estructura, por la textura esquistosa que presentan de una forma constante. Este tipo de textura se reconoce porque, en ella, el ferromagnesiano está orientado en la misma dirección, lo que se aprecia fácilmente sin analizador.

La textura escoriácea propia de algunas rocas efusivas como y es la liparita, se caracteriza por la presencia de muchos agujeros en la masa de la roca.

4. Otras imágenes del microscopio con luz polarizada.

Andesita

Cuarcita

Marmól

Peridotita