Guía mineralógica óptica para estudiantes de ciencias de la Tierra

1
PRESENTACIÓN
A diferencia de lo que ocurre en otras carreras universitarias, el mercado nacional
no ofrece libros suficientes para las profesiones de Ciencias de la Tierra (geología,
geotecnia, minería, petróleo, etc.). En todo el mundo los estudiantes de estas
especialidades son pocos. Ante una demanda muy limitada los libros se editan en
pequeñas cantidades. Esto explica que sean más escasos y sus precios mucho más
altos que los de otras ciencias. Por otra parte todos los textos extranjeros en el
Ecuador son muy costosos, lo que restringe el acceso al conocimiento únicamente a
estudiantes de los estratos económicos más solventes. El anhelo de contribuir a
resolver tales problemas me motivó a escribir estos Elementos de Mineralogía
Optica, presentados a mediados de 1999 en su forma primaria.
El texto contiene los principios de óptica cristalina y las técnicas para identificar los
minerales con el microscopio de polarización estándar. Lejos de constituir un
tratado, es una iniciación en el reconocimiento óptico de los principales minerales
que forman las rocas, para cubrir las necesidades básicas de los estudiantes de
Ciencias de la Tierra a quienes la obra está destinada. Un especialista, en
mineralogía óptica o en petrografía, deberá disponer de muchos textos más
completos o de verdaderos tratados.
La estructura y algunos títulos del texto concuerdan con las de muchos libros sobre
la materia. No obstante, casi todos los temas de cristalografía han sido omitidos
pues se consideran asuntos conocidos. Tampoco se han incorporado ciertos
métodos particulares de estudio como análisis modal y usos de la platina universal
y del compensador de Berek, por considerarse materia de especialización.
La descripción de más de ciento sesenta minerales de la segunda parte del texto,
presentada en cuadros para facilitar su consulta, ha tenido como información
principal los libros DÉTERMINATION DES MINÉRAUX DES ROCHES
AU MICROSCOPE POLARIZANT de Marcel Roubault, y OPTISCHE

2
BESTIMMUNG DER GESTEINSBILDENDEN MINERALE de W. E.
Tröger.La actual presentación del libro contiene más de doscientas sesenta
fotografías a todo color, de los minerales principales que se han podido obtener de
la Colección Americana de Rocas WARD’S, y de la Colección de Rocas
Nacionales de la Facultad de Ciencias de la Tierra de la ESPOL. Las fotos son de la
mejor calidad que se puede lograr en una edición económica. La inclusión de este
importantísimo material didáctico constituye la diferencia substancial con la
presentación primaria del texto ocurrida hace ocho años. Otra diferencia es la
incorporación de minerales considerados importantes para una mejor descripción
de las rocas, como son las arcillas (grupos del caolín, de la montmorillonita y de la
hidromoscovita, a más de la glauconita), y de un grupo seleccionado de los
minerales opacos más frecuentes. Al mismo tiempo se ha reducido la descripción
de las ceolitas.
Los minerales han sido fotografiados en nícoles paralelos (Ns. ||) o sea con luz
polarizada no analizada (LPNA), en nícoles cruzados (Ns. X) esto es con luz
polarizada analizada (LPA), en posiciones de extinción y de máxima
birrefringencia y con adición de una de las láminas auxiliares de una o de ¼ de
onda. Si el pleocroismo del mineral es una característica especial, se han tomado
fotos en Ns. || en diferentes posiciones. Con todo lo cual las propiedades de más de
cincuenta (50) minerales quedan casi totalmente definidas en las fotografías.
Las tablas sistemáticas de identificación de minerales, que contienen la información
de unas doscientas (200) especies, conducen al usuario a seguir dos caminos: uno
por el color natural y otro por la birrefringencia del mineral. En ambos casos las
tablas ofrecen casi la misma información respecto a las demás propiedades que se
pueden determinar con el microscopio de polarización estándar. El Índice
Alfabético de Minerales de la III Parte del libro, a más de la composición química,
el sistema cristalográfico y el grupo o yacimiento, indica la birrefringencia máxima
y la página del texto donde está descrito el mineral. En ese Índice Alfabético, los
nombres de aquellos minerales cuya descripción aparece en el texto se presentan
con letra negrita, y las especies que constan en la “Elsevier’s Mineral and Rock
Table” compilada por P. Lof, llevan un asterisco, para quien prefiera aplicar sus
datos.
Guayaquil, agosto de 2007
Jorge O. Rengel Espinosa
Elementos de
Mineralogía Óptica
para estudiantes de Ciencias de la Tierra
__________________________
Por Jorge Rengel Espinosa

6
15. ANFIBOLES Pág.
15.1 Especies, composición y sistemas. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 130
15.2 Características comunes a los anfíboles ortorrómbicos . . . . . . . . . . . . “ 132
15.3 Antofilita, Gedrita (diferencias) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 132
15.4 Características comunes a los anfíboles monoclínicas. . . . . . . . . . . . . “ 133
15.5 Cummingtonita - Grunerita (serie) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 134
15.6 Actinolita - Tremolita (serie) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 134
Richterita, Pargasita. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 135
15.7 Hornblenda común. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 136
15.8 Lamprobolita, hornblenda basáltica u óxihornblenda . . . . . . . . . . . . . . “ 139
15.9 Barkeviquita - Hastingsita . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 140
15.10 Crossita o Glaucofano. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 140
15.11 Riebeckita. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 143
15.12 Arfvedsonita . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 144
15.13 Cataforita. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 144
15.14 Enigmatita (anfiboloide). . . . . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 148
16. PERIDOTOS, HUMITAS Y SERPENTINAS
16.2 Características comunes de los peridotos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 151
16.3 Diferenciación de los peridotos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 152
16.4 Yacimientos de los peridotos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 152
16.5 Características comunes a todas las humitas. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 155
16.6 Características distintivas de las humitas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 155
16.7 Antigorita. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 156
16.8 Crisotilo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 156
16.9 Iddingsita. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 159
17. MINERALES DEL METAMORFISMO
17.2 Andalucita . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 163
17.3 Sillimanita . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 166
17.4 Distena o Cianita . . . . . . . . . . . . . . . …. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 167
17.5 Cordierita (Dicroíta, Iolita). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 170
17.6 Estaurolita . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 172
17.7 Idocrasa |Ilvaíta|. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 173
17.8 Lawsonita . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 174
17.9 Zafirina . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 174
17.10 Escapolitas (serie isomorfa) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 175
17.11 Espinelas. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 177
3
Elementos de
MINERALOGÍA ÓPTICA
============================================
í n d i c e : Pág.
PRESENTACIÓN . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
ÍNDICE GENERAL. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
“ 1
“ 3
ÍNDICE DE FIGURAS . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 9
I Parte:
LA LUZ Y LOS CRISTALES
1. LA LUZ
1.1 La naturaleza de la luz . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 12
1.2 Las leyes de la refracción . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 14
1.3 Angulo crítico y reflexión total . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 16
2. LOS CRISTALES
2.1 Características generales . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 18
2.2 Los sistemas cristalográficos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 19
2.3 Estructura interna de los cristales . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 21
3. LOS CRISTALES Y LA LUZ
3.1 Los cuerpos. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 23
3.2 Los elipsoides de índices de refracción. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 24
3.3 Relaciones entre elipsoides y sistemas cristalográficos . . . . . . . . . . . . “ 27
3.4 Planos de polarización y doble refracción. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 29
4. EL MICROSCOPIO DE POLARIZACIÓN
4.1 Descripción del microscopio polarizante. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 31
4.2 Los polarizadores . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 32
4.3 Preparaciones para el estudio microscópico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 35

4
5. OBSERVACIONES EN NICOLES PARALELOS Pág.
5.1 Color natural . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 38
5.2 Forma y hábito. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 41
5.3 La exfoliación o clivaje. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 42
5.4
5.5
El índice de refracción relativo. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
El relieve
“ 42
“ 47
6. OBSERVACIONES EN NICOLES CRUZADOS
6.1 Comportamiento de los cuerpos. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 48
6.2 Extinción. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 51
6.3 Birrefringencia. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 51
6.4 Alargamiento. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 51
7 OBSERVACIONES CON LUZ CONVERGENTE
7.1 Carácter óptico de los minerales uniáxicos. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 58
7.2 Determinación del signo óptico de los cristales uniáxicos. . . . . . . . . . . “ 62
7.3 Formación de las figuras de interferencia de los cristales biáxicos . . . . “ 63
7.4 Determinación del signo óptico de los minerales . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 66
II Parte:
DESCRIPCION DE LOS MINERALES
8. SILICE
.
8.1 Especies, composición y sistemas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 68
8.2 Cuarzo. . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 68
8.3 Calcedonia. . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 70
Tridimita. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 70
Cristobalita, Ópalo. . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 71
9. FELDESPATOS
9.1 Especies, composición y sistemas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 72
9.2 Microclina . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 79
9.3 Ortosa u Ortoclasa…………………. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 80
9.4 Sanidina. . .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 80
9.5 Anortosa u Anortoclasa ... . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 81
9.6 Plagioclasas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 82
5
10. FELDESPATOIDES Pág.
10.2 Leucita. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 91
10.3 Nefelina . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 91
10.4 Haüyna, Sodalita, Noseana. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 92
10.5 Otros feldespatoides: grupo Cancrinita, Caliofilita, Melilita. . . . . . . . . “ 95
11. MICAS
11.2 Características comunes de las micas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 98
11.3 Biotita. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 98
11.4 Flogopita. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 99
11.5 Lepidomelano. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 102
11.6 Moscovita | Fengita. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 103
11.7 Lepidolita, Zinwaldita . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 106
12. MICÁCEOS METAMÓRFICOS
12.2 Talco, Pirofilita. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 107
12.3 Cloritoide. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 110
12.4 Margarita, Clintonita. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 111
13. CLORITAS
13.2 Características comunes a las cloritas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 115
13.3 Diferenciación óptica de las principales cloritas . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 116
Pennina, Clinicloro, Proclorita, Chamosita. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
14. PIROXENOS
14.2 Características comunes a los piroxenos ortorrómbicos . . . . . . . . . . . . “ 124
14.3 Enstatita, Broncita, Hipersteno (diferencias) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 125
14.4 Características comunes a los piroxenos monoclínicos. . . . . . . . . . . . . “ 125
14.5 Diferenciación óptica de los principales clinopiroxenos . . . . . . . . . . . . “ 128
14.6 Confusiones posibles de la Augita. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 128
14.7 Yacimientos de los principales clinopiroxenos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 128
14.8 Piroxenoides (Px triclínicos): Wollastonita, Espodumena. . . . . . . . . . “ 129

10
ÍNDICE DE FIGURAS (continuación)
DENOMINACIÓN Pág.
7.3.b Figuras de interferencia de un cristal biáxico excéntrico al girar 360º “ 65
7.4.a Figuras de interferencia de cristales uniáxicos centrados
(eje óptico normal a la platina) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 66
7.4.b Figuras de interferencia de cristales uniáxicos excéntricos
(eje óptico inclinado respecto a la platina) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 66
7.4.c Identificación de las figuras de interferencia de cristales biáxicos. . . “ 67
CARTA DE COLORES DE MICHEL LEVI
8.2 Características ópticas del cuarzo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 68
9.1.a Composición de los feldespatos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 75
9.1.b Elementos cristalográficos de los feldespatos . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 75
9.1.c Maclas de Carlsbad y de Albita . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 76
9.5.a Corte longitudinal de la Anortosa . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 81
9.6.b Ángulo de extinción de las plagioclasas: macla de albita . . . . . . . . . “ 84
9.6.1 Diagrama para la aplicación del método de Michel Leví . . . . . . . . . “ 87
9.6.2 Ángulo de extinción de las plagioclasas con doble macla. . . . . . .. . “ 88
9.6.3 Variación del ángulo de extinción de las plagioclasas (doble macla). “ 89
10.2 Trapezoédro de leucita. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 90
11.2 Características ópticas de las micas. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 98
14.1a Características ópticas de los ortopiroxenos. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 117
14.1b Características ópticas de los clinopiroxenos. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 120
14.1c Composición de los piroxenos cálcicos y ferromagnesianos. . . . . . . . “ 121
15.1 Características ópticas de los clinoanfíboles. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 130
15.4 Diagrama de ángulos de extinción de los principales clinoanfíboles. . “ 133
16.2 Características ópticas de los peridotos. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 151
17.2 Características ópticas de la andalucita. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 162
17.3 Características ópticas de la sillimanita. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 166
17.4 Características ópticas de la distena. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 167
17.5 Características ópticas de la cordierita. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 170
17.6 Características ópticas de la estaurolita. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 172
17.10 Características cristalográficas del dipiro. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 175
17.10b Diagrama de las principales propiedades ópticas de las escapolitas. . “ 176
18.2 Características cristalográficas de las apatitas. . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 182
18.3 Características ópticas del circón. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 183
18.4 Características ópticas de la titanita. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 186
18.5 Formas de las turmalinas. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 190
18.6 Características ópticas de las epidotas. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 194
7
18. MINERALES ACCESORIOS
18.1 Especies, composición y sistemas. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 179
18.2 Las Apatitas. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 182
18.3 Circón. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 183
18.4 Titanita o Esfena. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 186
18.5 Turmalinas. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 187
18.6 Epidotas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 190
18.7 Granates . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 194
19. MINERALES ACCIDENTALES
19.2 Berilo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 197
19.3 Topacio. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 197
19.4 Monacita . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 198
19.5 Xenotima. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 198
19.6 Fluorita. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 199
19.7 Astrofilita. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 199
19.8 Eudialita-Eucolita . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 200
19.9 Corindón . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 200
19.10 Rutilo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 201
19.11 Perowskita . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 202
20 CARBONATOS, SULFATOS, HIDRÓXIDOS
20.2 Carbonatos romboédricos: Calcita y Dolomita. . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 206
20.3 Aragonita. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 210
20.4 Yeso. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 210
20.5 Sulfatos ortorómbicos (Anhidrita y Baritina). . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 214
20.6 Gibsita y Brucita . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 214
20.7 Diáspora. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 215
20.8 Goetita. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 216
21 MINERALES OPACOS, ARCILLAS Y CEOLITAS
21.2
21.3
Propiedades generales de los minerales opacos . . . . . . . . . . . . . . . . .
Propiedades de
“ 218
“ 219
21.4 Propiedades de las ceolitas. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 224
21.5 Propiedades de las arcillas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 227
_____________________=0=____________________

8
III Parte:
TABLAS PARA IDENTIFICACION
DE LOS MINERALES
22 MINERALES ORDENADOS POR COLORES
22.1 Minerales incoloros . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 230
22.2 Minerales coloreados (incluye Opacos). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 235
23 MINERALES ORDENADOS POR
BIRRERINGENCIA CRECIENTE
23.1 Minerales con birrefringencia entre 0,000 y 0,001 . . . . . . . . . . . . . . “ 250
24 ÍNDICE ALFABÉTICO DE MINERALES . . . . . . . . . . . . “ 258
ÍNDICE DE FOTOGRAFÍAS. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 266
BIBLIOGRAFIA. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 271
ÍNDICE ALFABÉTICO . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 273
_____________________=0=____________________
9
ÍNDICE DE FIGURAS
DENOMINACIÓN Pág.
1.1.a Propagación de la luz . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 12
1.1.b Puntos de igual fase, longitud de onda . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 13
1.1.c Naturaleza de las ondas electromagnéticas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 13
1.1.d Interferencia de ondas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 14
1.2 Paso de la luz de un medio a otro de diferente índice de refracción “ 15
1.3 Ángulo crítico y reflexión total. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 17
2.1 Ejes cristalográficos y los parámetros de las caras. . . . . . . . . . . . . . “ 19
2.2 Celdas unitarias de los sistemas cristalográficos . . . . . . . . . . . . . . . “ 20
2.3 Estructuras de los silicatos. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 22
3.1 Cuerpo isotrópico. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 23
3.2 Elipsoides de índices de refracción. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 25
3.3.a Orientación óptica de los cristales ortorrómbicos . . . . . . . . . . . . . . . “ 27
3.3.b Orientación óptica de los cristales monoclínicos . . . . . . . . . . . . . . . “ 28
3.3.c Orientación óptica de los cristales triclínicos . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 28
3.4 Rayos o y e en los cristales uniáxicos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 30
4.1 El microscopio polarizante . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 31
4.2.a Polarización por absorción . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 32
Birrefringencia con Espato de Islandia . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 33
4.2.c Prisma de Nícol . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 34
4.2.d Otros prismas de Espato de Islandia . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 35
5.4.a Formación de la Línea de Becke . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 41
5.4.b Comparación de los índices de refracción de dos minerales . . . . . . “ 42
5.4.c Comparación de los índices de refracción: tres minerales . . . . . . . . “ 42
6.1.a Diferentes cuerpos en el microscopio con nícoles cruzados . “ 44
6.1.b Color de interferencia por desfasamiento de los rayos . . . . . . . . . . . “ 45
6.1.c Desfasamientos por variaciones del espesor y de (N1 – N2 ) . . . . . . “ 46
6.1.d Diferentes cortes al elipsoide uniáxico positivo . . . . . . . . . . . . . . . . “ 46
6.4.a Determinación del ángulo de extinción . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 48
6.4.b Determinación de la birrefringencia y signo del alargamiento . . . . “ 49
7.1.a Formación de la figura de interferencia uniáxica positiva . . . . . . . . “ 58
7.1.b Formación de la figura de interferencia uniáxica negativa . . . . . . . “ 61
7.2.c Figuras de interferencia uniáxicas positiva y negativa, con lámina
Auxiliar. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 62
7.2.d Figuras de interferencia de un cristal uniáxico excéntrico
al girar 360° . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 63
7.3.a Formación de las isocromas de interferencia de un cristal B (+). . . . “ 64

11
ÍNDICE DE FIGURAS (continuación)
19.3 Características ópticas del topacio. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 197
20.4 Secciones de yeso y de anhidrita. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 213
18.5 Características ópticas de la Baritina. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 213
21.2.1 Formas frecuentes de los minerales opacos. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . “ 218
21.4.1 Características ópticas y secciones de las ceolitas. . . . . . . . . . . . . . . . “ 224
________________=0=________________

I Parte
LA LUZ Y LOS CRISTALES

15
tiempo t, el rayo 2 también entra en el medio “2” y por lo tanto, al igual que el rayo
1 recorrerá el espacio e2 . De esta manera el nuevo frente de onda V resulta otra
vez una línea recta. De allí en adelante los tres rayos se desplazan en el mismo
medio y generan cada nuevo tiempo t otro frente de onda paralelo (caso del frente
de onda VI) con una separación e2.
3
2
e1
1
e1
I III
e1
II
e1
e2
IV
e2
V
e2
VI A
e1 a
M a O
b
e2 b
B
Fig. 1.2 Paso de la luz de un medio a otro de diferente índice de refracción
Si analizamos los triángulos, que de la figura inicial han sido ampliados (en el
círculo de puntos), encontramos que los rayos antes de pasar al nuevo medio
forman un ángulo a (de incidencia) con la línea normal a la superficie que
separa los dos medios y, ya en el medio “2”, forman un ángulo b (de refracción)
con la misma normal. También observamos que los ángulos a y b se repiten dentro
de los triángulos, debido a que los frentes de onda MA y BO son perpendiculares a
los rayos que forman los triángulos.
12
1. LA LUZ
1.1 La naturaleza de la luz
Según Boldierev, la luz es una de las formas de la energía radiante. No existe una
teoría que explique por si sola todos los fenómenos conocidos de la luz. Sin
embargo, y para su aplicación en mineralogía óptica, podemos asumir la teoría
ondulatoria electromagnética. Según esta teoría, la luz se transmite por ondas
electromagnéticas en dos planos perpendiculares entre sí que corresponden a los
vectores eléctrico y magnético, en cuya línea de intersección se ubica el rayo
luminoso. Los vectores eléctrico y magnético, y en consecuencia las ondas, crecen
y decrecen en los campos positivo y negativo, y avanzan girando en la dirección
del rayo; pero en todo instante los vectores eléctrico y magnético y el rayo
mantienen su perpendicularidad. Por lo anterior, la luz natural vibra en todas las
direcciones, a diferencia de la luz polarizada que vibra en un solo plano.
Fig. 1.1.a Propagación de la luz
E E
-M -M
Amplitud
de onda
M M
-E -E
Longitud de onda
La amplitud de onda A, es el máximo desplazamiento de los vectores (eléctrico o
magnético) y determina la intensidad de la luz.
Luz natural Luz polarizada
En la onda luminosa dos puntos están en igual fase si tienen: idéntico valor, igual
signo y la misma tendencia. La distancia entre dos puntos de igual fase es la

13
longitud de onda. El gráfico que sigue muestra pares de puntos de igual fase entre
los cuales se ha señalado la longitud de onda. Ésta define la naturaleza de la
energía radiante. La luz blanca visible está comprendida entre 390 y 710
milimicras. La luz monocromática tiene una sola longitud de onda, por ejemplo
560 milimicras que corresponde a la luz amarilla que emite al quemar gas de sodio.
Fig. 1.1.b Puntos de igual fase, longitud de onda
Si se conoce la velocidad (300.000 km/seg) de la energía radiante, ésta también
puede identificarse por el número de ciclos por segundo (o frecuencia) que recorre
una longitud de onda. Las ondas electromagnéticas tienen una inmensa variación
de su frecuencia. Las ondas luminosas son una muy pequeña parte. En el gráfico
siguiente puede observarse la diferente naturaleza de las ondas electromagnéticas.
FRECUENCIA: CICLOS/seg.
10 1.000 105
1010
1015
1020
1025
Ondas herzianas de Rayos Ultra- R. ganma Rayos
radio infra- vio-
Calefacc. por inducción rojos letas Rayos equis cósmicos
Límites de la visión humana
Ultravio-
Infrarojo Neón Rojo Anar.AmarVerdeAzul Añil Viol. Irón Hg letas
Fig. 1.1.c Naturaleza de las ondas electromagnéticas
Cuando dos ondas luminosas mantienen una misma trayectoria, se produce la
interferencia que da una resultante, como se observa en el gráfico siguiente.
14
Ondas 1 y 2 Resultante
Fig. 1.1.d Interferencia de ondas
1.2 Las leyes de la refracción
La refracción es una magnitud inversa a la velocidad de la luz: N = 1/V. El índice
de refracción N, es la relación existente entre la refracción de un medio dado y la
del aire, que es la unidad. Por ejemplo: si un vidrio tiene un índice de refracción
1,546 significa que su refracción es 1,546 veces mayor que la del aire. Los índices
de refracción de los minerales varían entre menos de 1,3 y un poco más de 2,0.
Si consideramos un frente de onda compuesto por varios rayos, éstos en un tiempo
t avanzan un espacio e igual en todos los sentidos, puesto que la refracción es la
misma. Pero si el medio en el que avanza la luz cambia, su velocidad también
cambiará, porque pasa a un medio de distinto índice de refracción. En el gráfico de
la página siguiente observemos el comportamiento de un haz de luz que pasa de un
medio menos refringente a otro más refringente.
Desde el frente de onda o superficie iluminada I, los rayos 1, 2 y 3 que forman el
haz de luz, se propagan en un tiempo t el espacio e1, generando el nuevo frente de
onda II. De esa manera y mientras los rayos de luz se encuentran en el medio “1”
con índice de refracción N1, los frentes de onda serán paralelos y equidistantes (e1),
hasta el frente III. Pero cuando el rayo 1 incide en la superficie que separa los
medios “1” y “2”, su velocidad disminuye porque el medio “2” tiene un índice de
refracción N2, superior a N1. En el medio “2” el espacio que recorrerá la luz será
e2, inferior a e1. Así, el rayo 1 que es el primero en entrar en el medio “2”,
determina que el frente de onda IV se quiebre, es decir, ya no es una línea recta
como en los frentes I, II y III (los rayos 2 y 3 que siguen en el medio “1”,
mantienen la misma velocidad y recorren el mismo espacio e1). Luego de otro

19
Ley de la racionalidad de los cocientes paramétricos: Los parámetros
correspondientes de las caras de un cristal son, unos con respecto a otros, múltiplos
racionales. Esta ley es consecuencia de la regularidad del conjunto reticular
atómico que constituye la estructura de los cristales.
+c
C
-a
B A
-b +b B
C O
+a A
-c
Fig. 2.1 Ejes cristalográficos y los parámetros de las caras
2.2 Los sistemas cristalográficos
Las relaciones de longitud y ángulos entre los ejes de las celdas unitarias
caracterizan a los sistemas cristalográficos. Por lo tanto, en base a la longitud y a
la dirección relativa de los ejes cristalográficos, se han establecido los siguientes
sistemas:
S I S T E M A S: Longitud y dirección relativa de los ejes cristalográficos
CUBICO Tres ejes iguales y perpendiculares entre sí
TETRAGONAL Dos ejes iguales y uno diferente con direcciones normales
entre sí
HEXAGONAL Tres ejes iguales con ángulos de 120°, otro eje diferente y
normal a los otros
ORTORROMBICO Tres ejes de diferente longitud y direcciones perpendiculares
entre sí
MONOCLÍNICO Tres ejes de diferente longitud con dos intersecciones a 90° y
otra oblicua
TRICLINICO Tres ejes de diferente longitud y direcciones oblicuas entre sí
Celda unitaria.- Se denomina así a la unidad menor de la agrupación de átomos en
un cristal, en base de la cual se forma un mineral por agregación.
16
Establecemos que: sen a = AO / MO (i) y que sen b = MB / MO (ii). Despejando
de las ecuaciones (i) y (ii) los parámetros MO, que son comunes, e igualando sus
valores se tiene la siguiente ecuación:
AO / sen a = MB / sen b (iii)
que también puede tener la forma ....
AO / MB = sen a / sen b.
Como el valor AO corresponde al espacio e1 y el valor MB corresponde al
espacio e2 , que son respectivamente proporcionales a las velocidades que los rayos
tienen en los medios 1 y 2, la ecuación puede escribirse de la siguiente forma:
V1 / V2 = sen a / sen b.
Pero como se ha dicho, que las velocidades V1 y V2 son inversamente
proporcionales a sus índices de refracción, la ecuación anterior puede también
escribirse:
(v) N2 / N1 = sen a / sen b, que corresponde a la Ley de Snell.
1.3 Angulo crítico y reflexión total
En determinadas circunstancias, cuando la luz avanza desde un medio más
refringente hacia otro menos refringente, se puede producir el fenómeno de la
reflexión total (a la derecha del gráfico de la página siguiente). Los rayos 1, 2, 3 y
4 que pasan al medio “2” desde medio “1”, con un índice de refracción N1 mayor a
N2 , se desvían de su trayectoria inicial separándose de la normal (1’, 2’, 3’ y 4’).
Pero a partir de un cierto ángulo (“crítico”), los rayos como el 5, ya no pasan al
otro medio sino que se reflejan totalmente (5’’).
El ángulo crítico (de incidencia) es aquel cuyo rayo en el medio “2”, forma un
ángulo de 90° (de refracción) con la normal. Por lo tanto su valor se lo puede
calcular con la fórmula (v), en función de los índices de refracción de los dos
medios. En la fórmula N2 / N1 = sen a / sen b, el ángulo b es 90° y el ángulo
crítico es a:
sen ángulo crítico = sen a = sen 90° x N2 / N1 = 1 x N2 / N1
(VER GRÁFICO DE LA PÁGINA SIGUIENTE)………………>………………………..>

17
Fig. 1.3 Ángulo crítico y reflexión total
________0_______
18
2. LOS CRISTALES
2.1 Características generales
Mineral es una sustancia inorgánica natural de composición química y estructura
definidas. La composición química de una especie mineral es constante pudiendo
haber ligeras variaciones. La estructura la da el ordenamiento o disposición interna
de los átomos. Así, la apariencia externa de un mineral bien cristalizado
corresponde a su estructura atómica. Cristal es un cuerpo limitado por superficies,
generalmente planas, distribuidas y ordenadas por leyes definidas, que son la
expresión externa del orden interno de agregación de los átomos. El proceso de
formación de los cristales se denomina cristalización.
Sin considerar la simetría de los cristales, que no será objeto de estudio en este
libro, los elementos de un cristal son los siguientes: caras, o superficies planas
externas; aristas, que son las líneas de intersección de dos caras adyacentes;
ángulos interfaciales, los formados entre dos caras de un cristal; zonas, que son las
series de caras cuyas aristas son paralelas entre sí.
Ley de la constancia de los ángulos interfaciales: Los ángulos interfaciales
correspondientes son constantes en todos los cristales de un mismo mineral,
siempre que los cristales mantengan la misma composición.
Ejes cristalográficos.- Al igual que en la geometría del espacio, en la cual la
posición de un plano se fija por las longitudes de los segmentos que determina al
cortar a rectas perpendiculares entre sí (ejes: X, Y y Z), en el estudio de los
cristales también se aplica el concepto para definir sus caras. Tenemos entonces los
ejes cristalográficos que se denominan “a”, “b” y “c”, siendo, como se indica en
el siguiente gráfico: a al eje antero-posterior, b al que va de derecha a izquierda y c
al vertical. Cada eje tiene un sentido positivo y otro negativo. Los ángulos que
forman entre sí son A (b+ con c+), B (a+ con c+) y C (a+ con b+).
Los segmentos que una cara determina sobre los tres ejes cristalográficos se
denominan parámetros.
1’
N2
2’
3’
Medio “2” 4’
Medio “1”
5 5’’
4 ÁNGULO
3 CRÍTICO
2
1
N1

20
Fig. 2.2 Celdas unitarias de los sistemas cristalográficos
c c
c A
B b
C
A A a
B b B b Tetragonal
C C
a a
Cúbica Tetragonal
c c
A b
c
B A A B C
b B b a
a C a C
Rómbico
Ortorómbico Ortorrómbico
c c
A B
B b A
C b
C
a a
Monoclínico
Triclínico
.
Se llaman índices, los números racionales que resultan en los cocientes
paramétricos de un cristal. Las caras o facetas de los cristales se definen por los
índices de Miller. Así la cara que corta al eje “c” y es paralela a los otros dos ejes
tiene como notación (001). La cara que tiene la notación (110) corta los ejes
“a” y “b” y es paralela a “c”.

21
2.3 Estructura interna de los cristales
El estudio con rayos X de los silicatos ha determinado que todos poseen como
elemento básico un tetraedro, cuyos vértices están ocupados por el O y en el
interior por el Si. Los tetraedros fundamentales pueden mantenerse aislados o
unirse con otros por un vértice, una arista o una cara. Uno o más O de los vértices
pueden compartirse con tetraedros vecinos, con lo cual varía la relación Si /O de
los radicales. Existen los siguientes grupos de silicatos, según su estructura:
NESOSILICATOS
Constituidos por tetraedros aislados con radical Si O4. Los oxígenos se unen por
una de sus valencias al silicio y por otra a los cationes, de lo que resultan
complejos, con 4 valencias disponibles. En este grupo están los granates, olivinos,
circón, etc.
SOROSILICATOS
Que derivan de la unión por un vértice de 2, 3, 4 ó 6 tetraedros (los últimos 3 en
forma de anillos). Entre los de 6 tetraedros están las turmalinas y el berilio cuya
fórmula es Si6 O18 Be3 Al2
INOSILICATOS
Constituidos por cadenas abiertas de tetraedros unidos por los vértices, lo cual
confiere a los minerales de este grupo hábitos cristalinos alargados, aciculares o
fibrosos. Entre los constituidos por cadenas simples Si O3 están los piroxenos.
Entre los formados por cadenas dobles Si4 O11, los anfíboles.
FILOSILICATOS
Con armazón bidimensional de tetraedros (estratos), con estructura de hojas. En
este grupo se encuentran las micas, cloritas y arcillas. Su radical Si4 O10.
TECTOSILICATOS
Que tienen una estructura tridimensional de tetraedros de Si O2, donde cada
tetraedro comparte los 4 O de sus vértices con 4 tetraedros vecinos. En este grupo
a más del cuarzo están los feldespatos y feldespatoides, debido a una sustitución
parcial del Si por el Al.
En la página siguiente aparecen las estructuras de los silicatos.
22
Fig. 2.3 Estructuras de los silicatos
Nesosilicatos Sorosilicatos
Ciclosilicatos
Cadena
Cadena
Cadena doble Filosilicatos

26
En cada elipsoide, en el plano del dibujo que corresponde al plano que contiene a
los ejes Ng y Np, se pueden encontrar distancias iguales a Nm que pasen por el
centro del elipsoide (K1 K’1 y K2 K’2). Son dos en cada caso y son simétricas a los
ejes Ng y Np. En el elipsoide positivo esas distancias están próximas a Np.
Mientras que en el negativo, están próximas a Ng.
Si se cortan los elipsoides por planos perpendiculares al plano del dibujo,
siguiendo las líneas K1 K’1 y K2 K’2 de dimensión igual a Nm, obtendremos dos
secciones cíclicas en cada elipsoide, cuyos diámetros son Nm.
Los ejes ópticos, A1 y A2 (siempre en el plano de Ng y Np), son las direcciones de
las líneas que cruzan perpendicularmente a las secciones cíclicas, por el centro de
las mismas. Cada elipsoide tiene entonces dos ejes ópticos por cuya razón se
denominan biáxicos. El ángulo que forman los ejes ópticos es 2V.
En el caso del elipsoide de la izquierda, el ángulo 2V tiene como bisectriz el eje
Ng y se lo denomina positivo. En el caso del elipsoide de la derecha, el ángulo 2V
tiene de bisectriz al eje Np y se lo denomina negativo.
3.2.2 Elipsoides uniáxicos.
Si en vez de que Nm sea próximo a Np, se hace Nm = Np en el caso del elipsoide
del lado izquierdo, y que, en vez de que Nm sea próximo a Ng se hace Nm = Ng,
en el elipsoide del lado derecho, se tendrán las nuevas dimensiones relativas de los
ejes de índices de refracción que aparecen en la parte inferior del dibujo, extremos
izquierda y derecha.
Los tres ejes siguen siendo perpendiculares entre sí y el dibujo de los elipsoides es
también ortogonal como los anteriores.
En los nuevos elipsoides ya no hay dos distancias iguales a Nm, sino una sola en
cada elipsoide. En el elipsoide de la izquierda Nm coincide con Np y, en el caso
del elipsoide del lado derecho Nm coincide con Ng.
Como consecuencia de lo anterior, cada elipsoide (de revolución) sólo tiene una
superficie cíclica y también un sólo eje óptico, por lo cual estos son elipsoides
uniáxicos. El ángulo 2V será nulo (0º) en los dos casos.
23
3 LOS CRISTALES Y LA LUZ
3.1 Los cuerpos
Según su comportamiento con la luz, los cuerpos pueden ser opacos, translúcidos o
transparentes. Los cuerpos opacos no permiten el paso de la luz. Los translúcidos
permiten el paso de la luz. Las imágenes situadas al otro lado de un cuerpo
translúcido pueden o no ser visibles. Si las imágenes son visibles los cuerpos se
denominan transparentes. En las láminas delgadas de rocas cuyo espesor estándar
para el estudio en el microscopio es de 0,03 milímetros, los minerales y otros
componentes no minerales que en dimensiones normales son opacos, se vuelven
transparentes. No obstante algunos minerales y substancias no minerales de las
rocas se mantienen opacos. Y, muy pocos pueden ser transparentes, sin que esta
propiedad sea indispensable para su estudio bajo las técnicas de la mineralogía
óptica.
Los minerales, que como ya se ha
indicado son cuerpos cristalinos,
pueden ser isotrópicos (o monorre-
fringentes), o anisotrópicos (o
birrefringentes). Las substancias
amorfas también son isotrópicas o
monorrefringentes. En los cuerpos
isotrópicos la luz se desplaza con
igual velocidad en cualquier
dirección, debido a que tienen un sólo
índice de refracción (figura de la
izquierda).
En cambio en las substancias anisotrópicas (que también pueden no ser minerales
como en el caso de los cristales no naturales que se obtienen en los laboratorios o
en la industria), la luz cambia de velocidad de acuerdo a la dirección de
propagación.
Fig. 3.1 Cuerpo isotrópico

24
Si un foco luminoso se encuentra en medio de una substancia isotrópica, la luz se
propaga en todas las direcciones con igual velocidad, de tal manera que si fuese
posible observar el avance de la luz se vería que ésta llega en un momento dado, a
igual distancia respecto del foco luminoso. La superficie de avance de la luz o sea
la superficie iluminada se denomina frente de onda. El volumen iluminado
corresponde al de una esfera, que es el volumen que tiene la misma distancia desde
la superficie hasta el centro (su radio).
En cambio, si el medio en el cual se encuentra el foco luminoso es un cuerpo
birrefringente, el volumen iluminado será un elipsoide de tres ejes.
3.2 Los elipsoides de índices de refracción
Dado que el índice de refracción es una magnitud inversa a la velocidad de la luz, a
una esfera iluminada, que es directamente proporcional a la velocidad de la luz,
corresponde una esfera inversa de índices de refracción. Y al elipsoide iluminado
de tres ejes, consecuencia de las diferentes velocidades de propagación de la luz,
corresponde un elipsoide de índices de refracción inverso al anterior. Cada cristal
de una substancia translúcida tiene un elipsoide de índices de refracción, del cual
provienen la mayoría de sus características ópticas. La mineralogía óptica se
fundamenta en la caracterización óptica de los respectivos cristales de cada
mineral. Por ello es importante conocer la teoría de los elipsoides de índices de
refracción y su relación con los diferentes sistemas cristalográficos antes definidos.
3.2.1 Elipsoides biáxicos.
En el gráfico de la página siguiente, Ng, Nm y Np, son los índices de refracción,
grande, mediano y pequeño, respectivamente. Se cumple siempre que Ng > Nm >
Np. Las direcciones de estos índices son perpendiculares entre sí. En la parte
superior, en el lado izquierdo y en el derecho del gráfico, se representan las
dimensiones relativas de los tres índices. Nótese que en el caso del elipsoide
positivo (izquierda) Nm se aproxima a Np; y que, en el caso del elipsoide negativo
(derecha) Nm se aproxima a Ng.
Los elipsoides se han dibujado ortogonalmente, es decir su proyección en el plano
del dibujo. Por ello el eje Nm aparece sólo como un punto por cuanto es
perpendicular a los otros ejes (Ng y Np) que si aparecen en el plano del dibujo.
25
Fig. 3.2 ELIPSOIDES DE INDICES DE REFRACCION
POSITIVOS 2V NEGATIVOS
A1 Ng A2 Ng
Ng K2 K1 Ng
Nm
Nm Np K2 K1 A1 Np
Np 2V Np
Nm Nm
K’1 K’2 A2
K’1 K’2
Biáxico (+) Biáxico (-)
2 SECCIONES CICLICAS DE DIAMETRO Nm
EN CADA ELIPSOIDE
Nm Nm
A
Ng Ng Ng Ng=Nm
Np=Nm Np
A Np
1 SECCION
CICLICA EN
CADA ELIPSOIDE
Uniáxico (+) Uniáxico (-)

30
Fig. 3.4 Rayos ordinario y extraordinaria en los cristales uniáxicos
Arriba: cristal uniáxico positivo (índice del rayo ordinario, Np; índice del rayo
extraordinario, n’, mayor que Np).
Abajo: cristal uniáxico negativo (índice del rayo ordinario, Ng; índice del rayo
extraordinario, n’, menor que Ng).
27
En el elipsoide de la izquierda el eje óptico coincidirá con Ng y se denomina
positivo; en el del lado derecho coincidirá con el eje Np y se denomina negativo.
3.2.3 La esfera:
Si hacemos Ng, Nm y Np iguales entre sí e iguales a N, se tendrá en vez de
elipsoides una esfera. Como cualquier corte que se haga a una esfera será una
superficie cíclica, habrá infinito número de secciones cíclicas y también infinito
número de ejes ópticos. En otras palabras: una línea que con cualquier dirección
cruce una esfera (un sólo índice de refracción) será eje óptico.
3.3 Relaciones entre elipsoides y sistemas cristalográficos
Es fácil entender que la esfera es el único “elipsoide” que puede encajar en la
celda unitaria del sistema cúbico. También que los cristales uniáxicos sólo pueden
acoplarse a los sistemas tetragonal y hexagonal que tienen una sección isométrica
que coincide con su única sección cíclica. Los otros casos se explican como sigue:
3.3.1 Sistema ortorrómbico
Los cristales ortorrómbicos poseen 3 ejes de simetría de orden 2. Los tres índices
principales Ng, Nm y Np, se orientan paralelamente a esos ejes: los tres planos de
simetría del elipsoide se confunden con los tres planos de simetría del cristal.
Ng
R
n’
Np I
Np n’
Np
R
n’
Ng I
Ng
n’
Fig. 3.3.a Orientación óptica de cristales ortorrómbicos
Ng Ng Nm
Np
Nm Np
Np Nm Ng
Np Nm Np
Nm
Ng Ng
Ng Np Nm

28
Se dan seis posiciones posibles por el ensamble de los ejes cristalográficos y los
ejes de índices de refracción.
3.3.2 Sistema monoclínico
Los minerales monoclínicos poseen un sólo eje de orden 2 y (ver la figura anterior)
un plano simetría perpendicular a ese eje. Uno de los índices principales Ng, Nm o
Np es paralelo al único eje de simetría. Esta condición produce dos posiciones
posibles para el plano de los ejes ópticos.
3.3.3 Sistema Triclínico
El único elemento de simetría que
poseen los cristales triclínicos es
un centro. El elipsoide de índices
y los tres índices principales se
orientan de cualquier manera con
respecto al cristal.
Fig. 3.3. c Orientación
óptica de los cristales
triclínicos
29
3.4 Planos de polarización y doble refracción
Los ejes ópticos son direcciones perpendiculares a secciones cíclicas. Un rayo con
diferente dirección, atravesará una sección elíptica del elipsoide de índices de
refracción. Los ejes del elipse y el rayo de luz marcan la dirección de los planos de
polarización, por los cuales van los rayos polarizados de la birrefringencia. A
continuación constan las particularidades que existen en los diferentes cristales.
3.4.1 Cristales uniáxicos.
En los positivos, el eje Np es común a todas elipses perpendiculares a los rayos
[como RI, Fig.3.4] que no siguen la dirección del eje óptico (Ng). El otro eje de las
elipses [n’-n’] siempre tendrá un valor mayor a Np, y máximo igual a Ng.
Al revés, en los negativos el eje Ng es común a todas las elipses normales a los
rayos [como RI] que no siguen la dirección del eje óptico (Np). El otro eje de las
elipses [n’- n’] siempre tendrá un valor menor a Ng, con un mínimo igual a Np.
El rayo ordinario (o) polarizado, en ambos casos es el que sigue el plano que
forma el rayo RI con el eje común a todas las elipses posibles, que es constante. A
diferencia el rayo extraordinario (e) sigue el plano que forma RI con el eje
variable de las elipses posibles.
Si el cristal es positivo (Fig. 3.4 arriba), el rayo extraordinario es más desviado que
el ordinario, cuyo índice constante es Np (se denominan cristales atractivos). Si el
cristal es negativo, todo es a la inversa (se denominan cristales repulsivos).
3.4.2 Cristales biáxicos.
La elipse es siempre cualquiera y sus ejes varían en longitud de acuerdo con la
dirección del rayo incidente; ella contiene entonces siempre los dos rayos
refractados extraordinarios, salvo, bien claro, en los casos de rayos incidentes con
dirección igual a uno u otro de los dos ejes ópticos (dirección unirefringente).
______0_____
Fig. 3.3.b Orientación óptica de los cristales monoclínicos
Nm
Ng
Np

34
Al colocar un polaroide, sobre el cristal de calcita, se puede observar como al girar
el polaroide hay posiciones (cada 90°) en las cuales sólo se ve uno de los puntos.
Esto se debe a que son rayos polarizados y que cuando el plano de polarización de
uno de ellos coincide con el plano perpendicular al plano de polarización del
polaroide, la luz no pasa.
En conclusión, la birre-
fringencia implica:
1. la producción de dos
rayos;
2. que esos rayos son
polarizados; y,
3. que sus planos de
polarización son per-
pendiculares entre si.
Conocido el fenómeno
antes descrito, Nícol cons-
truyó un prisma combi-
nando adecuadamente dos
cristales de calcita trans-
parente, cuyo funciona-
miento para obtener luz
polarizada se puede
observar en la Fig. 4.2. c.
El rayo de luz natural que
ingresa por la parte in-
ferior del nícol, se divide
en dos rayos refractados
(polarizados). Uno se des-
vía a la izquierda e incide en la superficie de contacto entre los cristales de calcita
con un ángulo mayor que el crítico, por lo que no pasa al cristal superior y se
refleja totalmente dirigiéndose a la pared interna del dispositivo que lo absorbe. El
otro rayo pasa al cristal superior y emerge del prisma con luz polarizada.
Actualmente, con el mismo principio, se diseñan y construyen otros prismas de
calcita transparente como los que se ilustran en la página siguiente, utilizados en
los microscopios petrográficos de superior calidad. Los prismas de calcita son más
caros: requieren material especial y más trabajo técnico manual en su construcción.
31
4. EL MICROSCOPIO DE POLARIZACION
4.1 Descripción del microscopio polarizante
Es el utilizado en mineralogía óptica. Se deriva del microscopio ordinario del cual
se diferencia por tener dos dispositivos que polarizan la luz o polarizadores. El
primero, llamado polarizador, está colocado entre la fuente de luz y la platina
porta-objeto y puede rotar alrededor del eje óptico del microscopio; el
segundo, llamado analizador, está ubicado entre el objetivo y el ocular del
microscopio, no puede rotar pero se lo puede “sacar” del sistema, es decir,
desplazarlo para que no intervenga en las observaciones. Normalmente a los
polarizadores se los llama nícoles, lo cual se debe al nombre del inventor de ciertos
prismas de calcita utilizados para polarizar la luz.
Fig. 4.1 El Microscopio Polarizante
.
Ocular
Lente de Amisi Bertrand Tubo
Pol. ANALIZADOR
Revolver
Estativo porta-objetivos
Objetivos
Objeto
Platina rotatoria
Botón de POLARIZADOR
enfoque
Base Fuente de luz
Luz polarizada
Rayo e,
absorbido
en la pared
interna del
dispositivo Cemento de
“Bálsamo
Rayo e de Canadá”
Rayo o
Luz natural
Fig. 4.2. c Prisma de Nícol

32
Cuando el microscopio está trabajando únicamente con el polarizador, se dice que
está en “nícoles paralelos”. Si también está operando en analizador, se dice que
está en “nícoles cruzados”. El primer nombre no se justifica puesto que sólo actúa
un polarizador. En cambio el segundo nombre está justificado por cuanto actúan
los dos polarizadores y el plano de polarización del analizador es siempre
perpendicular al del polarizador. Las trazas de los planos de polarización de los
polarizadores del microscopio coinciden con la dirección de los hilos (horizontal y
vertical) del retículo del microscopio. Es necesario conocer con cual de los planos
de polarización de los polarizadores está “alineado” cada hilo del retículo, y esto,
que puede cambiar en otro equipo, debe averiguarse antes de iniciar la utilización
de un microscopio. Otra diferencia con los microscopios ordinarios es la platina
rotatoria, de forma circular y graduada (de 0 a 360°); lo cual se requiere para
determinar ángulos de giro entre posiciones importantes de un mineral en estudio.
4.2 Los polarizadores
Sirven para obtener luz polarizada a
partir de la luz natural que emiten las
fuentes luminosas. Se obtiene luz
polarizada utilizable en el
microscopio de dos maneras:
4.2.1 Por absorción.
La luz que incide en un cuerpo
translúcido se divide en tres partes:
1) la que se refleja en el cuerpo;
2) la que lo atraviesa; y,
3) la que es absorbida por el cuerpo
De tal manera que la suma de las tres
partes es igual a la cantidad de luz
recibida.
Hay cuerpos cristalinos que a más de
absorber fuertemente la luz -como el
es el caso del mineral turmalina -, en
ellos la luz que cruza el cristal queda
polarizada. Es decir, recibe luz que
vibra en todos los planos (natural) y
emite luz que vibra en un sólo plano
(polarizada). La dirección de máxima
absorción es la perpendicular al eje c del cristal de turmalina. (ver Fig. 4.2.a)
33
La luz polarizada que sale de una turmalina no puede atravesar otra turmalina
dispuesta transversalmente, como se observa en el gráfico. Esto se debe a que los
planos de polarización están perpendiculares entre si. En cambio si los cristales
están paralelos, la luz si pasa, manteniendo su calidad polarizada. Esto se debe a
que los planos de polarización están paralelos.
Desafortunadamente el uso de turmalina para los polarizadores del microscopio
exige encontrar cristales suficientemente grandes (unos 2 centímetros por ambos
sentidos) y sin fracturas.
Sir William Bird Heraphath descubrió que los cristales de sulfato de
yodocinconidina tienen la misma característica de la turmalina. Posteriormente se
han descubierto otros compuestos cuyos cristales ofrecen igual característica. Pero
los cristales así obtenidos son muy pequeños, por lo cual fue necesario encontrar
una manera de colocarlos paralelamente para que sirvan como polarizadores. Esto
se logra haciendo que fluyan en un líquido en donde, por ofrecer menor resistencia,
los cristales alargados adoptan la dirección del flujo. Así se obtienen los llamados
polaroides que son los elementos polarizantes más utilizados en los microscopios
petrográficos.
4.2.2 Por birrefringencia.
Ya se dijo que los minera-
les tenían hasta tres
índices de refracción
principales. En algunos
la diferencia entre sus
índices es tan grande que
el fenómeno de la bi-
rrefringencia (producción
de dos rayos a partir de
uno) se la puede ver fá-
cilmente. Un mineral muy
común con tal caracterís-
tica es la calcita, que en
su variedad denominada
“Espato de Islandia” es
transparente, lo cual
constituye otra ventaja. Si sobre un papel en el que se ha dibujado un punto, se
coloca un cristal de Espato de Islandia, se verán dos puntos. Si se hace girar el
cristal, uno de los puntos (e, extraordinario) gira al rededor del otro (o, ordinario).
eje c
Dirección de máxima
absorción
Turmalinas paralelas y cruzadas
Fig. 4.2.a Polarización por absorción
o
e

35
Prisma de Glazebrook
Prisma de Ahrens
Fig. 4.2.d Otros prismas de Espato de Islandia
4.3 Preparaciones para el estudio microscópico
Para que sea eficaz el microscopio requiere de láminas delgadas de roca cuyo
espesor debe ser de 0,03 milímetros. Las preparaciones se hacen a partir de las
muestras representativas de una roca, de por lo menos un kilo. El proceso es el
siguiente:
1. Cortar
Con una máquina cortadora que tiene sierra de dientes de diamante, una
esquirla de 1 x 2 pulgadas con un espesor de unos 5 a 6 milímetros.
2. Pulir una de las caras de la esquirla.
Para ello se utilizan agua, abrasivos de diferente tamaño y un vidrio plano
sobre el cual se frota la esquirla: se comienza con silicón carborundo N°
200 (que pasa por un tamiz de 200 mallas por pulgada lineal) a fin destruir
las asperezas mayores y obtener una superficie plana; se continúa con el
abrasivo del mismo material pero de tamaño más fino (N° 400) hasta
lograr una superficie con un pulido medio; finalmente se utiliza un
abrasivo (N° 600) de polvo de corindón de dureza 9 (escala de Mohs) con
el cual se concluye el pulido.

36
3. Pegar la esquirla al vidrio portaobjeto.
El portaobjeto es un vidrio resistente fabricado para estos fines. El
cemento clásico era el bálsamo de Canadá totalmente transparente (que
se obtiene a partir de una resina que sale del pino); luego fue sustituido
por un cemento termoplástico (Lackside-70) con propiedades ópticas
semejantes al bálsamo; actualmente se utilizan epóxicos líquidos que se
mezclan en la cantidad necesaria para unas 20 láminas. Al pegar debe
cuidarse de que las superficies de la roca y del vidrio queden paralelas y
el cemento sin burbujas. La roca quedará perfectamente pegada al
portaobjeto como para poder soportar el manipuleo que sigue.
4. Cortar parte de la esquirla sujeta al portaobjetos.
Para esto se utiliza una cortadora especial con sierra fija mientras el
vidrio con la roca pegada se desplaza sujeto en un brazo mecánico que
asegura el corte en un plano paralelo al del vidrio. El espesor de la roca
luego de este corte es de un medio milímetro.
5. Pulir la roca de lado expuesto.
Se sigue el mismo proceso descrito en el punto 2. anterior, pero con
mucho cuidado y un control permanente para definir la terminación del
pulido. El control se hace mediante observaciones en el microscopio,
considerando el color de interferencia de los minerales más frecuentes
como el cuarzo o los feldespatos. Mientras avanza el pulido los colores
de interferencia se van aproximando al color que deben tener cuando
alcancen el espesor estándar. El cuarzo es el mineral más utilizado y
debe llegar al color blanco amarillento como máximo; cuando esto
ocurre otros granos de cuarzo de la lámina en preparación tendrán
colores de interferencia blancos, grises y hasta negros.
6. Pegar el vidrio cubreobjeto.
Se trata de una laminilla de vidrio de menor espesor que se coloca sobre
la superficie últimamente pulida que debe estar perfectamente limpia. El
pegamento es generalmente el ya mencionado bálsamo de Canadá o
algún sustituto técnicamente aceptable. A diferencia con el primer
pegado de la roca con el vidrio portaobjeto, este pegado es con cemento
frío. Ya no puede utilizarse cementos termoplásticos.
7. Limpiar la lámina y dejar que se seque el cemento.
Antes de que se endurezca el cemento que puede quedar sobre
37
los vidrios, se procede a limpiar la superficie de los mismos con el mayor
cuidado para no afectar el pegado final que todavía está fresco y puede
despegarse o moverse. El secado dura unos dos días.
Si se sigue el procedimiento anterior en forma cuidadosa, la preparación debe
quedar con las siguientes características:
i) espesor de la lámina de roca constante y muy aproximado (en
menos) al estándar;
ii) las superficies de la lámina de roca pegadas al portaobjeto y al
cubreobjeto, deben quedar perfectamente pulidas;
iii) la preparación debe estar libre de todo material extraño a la roca.
_____________0____________

41
investigar una sección que contenga ese eje (que es perpendicular al plano
de los ejes anteriormente estudiados) sea perpendicular a una bisectriz, o
bien perpendicular a un eje óptico.
La observación del color y del pleocroismo debe hacerse cuidadosamente para no
errar en la apreciación.
5.2 Forma y hábito
Cada mineral pertenece a un sistema cristalino con el cual se relaciona la forma
que tiene. Las diferentes especies minerales tienden a presentar con mayor
frecuencia ciertas formas: es el hábito característico de cada mineral. Cuando un
mineral ha desarrollado perfectamente su forma habitual, se dice que es idiomorfo.
Al contrario si se presenta con una forma que no tiene relación con esa manera
habitual, se lo llama alotriomorfo. Entre las dos situaciones antes indicadas está la
hipidiomorfa, cuando el mineral tiene parte de sus formas propias. Aparte,
reconocemos en los minerales formas a las cuales se hace referencia por su
parecido, tales como: prismática (prisma), acicular (aguja), listonada (tabular
alargada), columnar (columna), etc. En la observación de la forma ha de tenerse
presente que lo que vemos en el microscopio son superficies (secciones) y no
volúmenes. Por lo tanto la forma observada dependerá del grado de perfección
desarrollado por el mineral y de la dirección del corte que se ha realizado.
En las rocas volcánicas los minerales pueden desarrollar a plenitud sus formas
habituales. En cambio en las rocas intrusivas varios minerales compiten
simultáneamente por el espacio disponible; de todas maneras algunas especies
tienden a cristalizar primero y en consecuencia logran formas idiomorfas, mientras
los últimos en cristalizar deben ocupar los espacios dejados por los demás
minerales, por lo cual generalmente presentan formas alotriomorfas. En el caso de
las rocas sedimentarias, los minerales detríticos han sufrido algún desgaste por
alteración química y por transporte, conservando pocos rasgos de sus formas
habituales y más bien, los más resistentes, tienden a redondearse.
En las rocas metamórficas se reconocen las series idioblásticas que definen la
tendencia de los minerales a desarrollar sus formas características.
En los casos de sustitución de un mineral por otro, dentro de los procesos de
intemperismo de las rocas, los minerales nuevos ocupan los espacios dejados por
los minerales originales de los cuales adoptan su forma, dando lugar a las formas
xenomorfas (xeno = extraño).
38
5. OBSERVACIONES EN NICOLES
PARALELOS
Se dice que el microscopio está en nícoles paralelos cuando en su sistema óptico
se encuentra solamente el polarizador. Entonces pueden observarse las siguientes
características de los minerales:
5.1 Color natural
Con el espesor estándar de una lámina delgada, los colores de los minerales se
tornan muy débiles. Muchos minerales son incoloros. Algunos presentan manchas
características de alteración. Otros presentan inclusiones. Aquí nos referimos sólo
al color.
Los minerales coloreados presentan colores en lámina delgada. Una misma especie
mineral puede presentar hasta cinco colores diferenciables. Por otra parte,
dependiendo de la orientación del corte al cristal, y debido a que la luz que
atraviesa los minerales es polarizada, los colores que presenta un mineral
coloreado en estudio, pueden cambiar de tono y aún de color al girar la platina.
Estos cambios se denominan pleocroismo y a los minerales que tienen esta
propiedad, pleocroicos.
La distribución de los tintes de pleocroismo en un mineral se debe a las mismas
leyes cristalográficas que los otros fenómenos ópticos, y a que las direcciones de
los índices principales Ng, Nm y Np, son direcciones privilegiadas. El pleocroismo
de un mineral queda enteramente definido por la naturaleza del tinte y la intensidad
de la coloración que presenta en las direcciones de los tres índices de refracción
principales. Para estudiar el pleocroismo de una sección, se procede de la siguiente
manera:
1°. Se determina en nícoles cruzados, como se explicará más adelante, la
posición de los índices Ng y Np.
2°. En nícoles paralelos, se examina sucesivamente esas dos direcciones en
coincidencia con el hilo del retículo situado en el plano de la sección
principal del polarizador y se establece los tintes correspondientes a los
índices extremos Ng y Np. Para precisar el tinte según Nm se debe

39
Foto 5.1.a Cuarzo y apatitos incoloros Foto 5.1.b Plagioclasas incoloras
Foto 5.1.c.- Secuencia del
pleocroismo de tres
minerales coloreados:
hastingsita, arfvedsonita
y biotita.
Hastingsita, café predominante y
grande; arfvedsonita, verde; y,
biotita, café y dispersa. Otros
minerales son opacos e incoloros.
.
40
Fotos 5.1.d Secuencia del pleocroismo en una hornblenda verde-pardo maclada
Fotos 5.1.e Secuencia del pleocroismo en biotita café y clorita verde.

45
los rayos 1, 2, 3 y 4. Al entrar en los minerales los rayos se refractan
Fig. 5.4.a FORMACIÓN DE LA LÍNEA DE BECKE
1’ 2’ 3’ 4’ 1” 2”
Sección A
Sección B
MINERAL 1 MINERAL 2
N1 N2
Rayos 1 2 3 4
1 2 1 2
Visión en B Visión en A
en el microscopio
desviándose hacia la normal. La desviación es mucho mayor en el mineral 2 pues
tiene un índice de refracción más alto que el del mineral 1. Los rayos 1 y 2, al
llegar a la superficie de contacto entre los minerales, parte se reflejan
(componentes 1’ y 2’) y parte se refractan (componentes 1” y 2”). En cambio, los
rayos 3 y 4 no pueden pasar al mineral 1, por cuanto inciden en la superficie de
contacto entre los dos minerales con un ángulo mayor que el crítico, reflejándose
totalmente. Se produce una concentración de luz en el mineral 2 de mayor índice
de refracción. Si se observa con el microscopio a la altura del nivel B (visión en B),
se nota la presencia de la línea de Becke, como una franja fina brillante ubicada en
la frontera entre los dos minerales. Si se observa a la altura A (visión en A), se nota
que la línea brillante se ha desplazado al interior del mineral de mayor índice de
refracción.
42
En la segunda parte del texto, en la descripción de cada uno de los minerales más
importantes, para la mayoría de ellos se incorpora un dibujo del mineral con sus
clivajes y sus principales elementos óptico-cristalográficos.
5.3 La exfoliación o clivaje
Conocemos que los clivajes son planos por los cuales tienden a romperse con
facilidad los minerales. Ellos aparecen en el microscopio como líneas paralelas
más o menos nítidas. En la observación de los clivajes hay que calificar el grado de
perfección o nitidez, determinar el número (direcciones diferentes) y medir el
ángulo que forman entre ellos. Los clivajes tienen relación con el sistema cristalino
y con el hábito de los minerales y constituyen una característica muy importante,
generalmente observable. La presencia de los clivajes depende del corte que hayan
recibido los granos. Si un mineral tiene un sólo clivaje, como es el caso de las
micas, las líneas de clivajes serán visibles únicamente cuando el corte cruce los
planos de clivaje. Un corte paralelo a un clivaje no permitirá su observación. Los
minerales pueden presentar 1, 2, 3 y, excepcionalmente, hasta 4 clivajes. Así
mismo hay minerales como el cuarzo que no presentan clivajes.
Los clivajes se identifican por los índices de Miller (ver en la página 20).
Debe tenerse cuidado a fin de no confundir clivajes con fracturas. Estas
generalmente son irregulares y se presentan como característica de algunos
minerales. Pero también pueden presentarse en otros minerales que regularmente
no presentan clivaje lo cual ocurre cuando están al borde de las láminas; en este
caso las fracturas son muy finas.
5.4 El índice de refracción relativo
Es posible comparar los índices de refracción de los minerales que estén juntos en
una lámina. Si al menos uno de ellos es conocido, se logra una información
respecto al otro mineral. Para determinar el índice de refracción relativo se utiliza
la línea de Becke. Esta es una franja brillante situada al borde de los minerales que,
cuando se aleja la platina del objetivo (pasar a un plano focal más alto), se interna
en el mineral de mayor índice de refracción. En el gráfico siguiente aparece la
formación de la línea de Becke.
EXPLICACIÓN:
Los minerales 1 y 2 en contacto, reciben un haz de luz convergente formado por

43.
Fotos 5.2.1 y 5.3.1 Forma, hábito y clivajes
IZQUIERDA: Plagioclasa en Ns//. Presenta su forma habitual, tabular larga: idiomorfa.
Incolora y muy limpia, muestra sus dos clivajes: (001) y (010) casi a 90º.
DERECHA: Broncitas en Ns X. Formas habituales desarrolladas parcialmente. Los cortes
muestran uno, dos y hasta tres clivajes: (110) a 87º y un adicional.
Fotos 5.2.2 y 5.3.2 Forma, hábito y clivajes
IZQUIERDA: Cuarzo en Ns X. Ocupa el centro izquierda de la foto. Alotriomorfo: no
presenta clivaje ni su forma habitual. Ocupa los espacios dejados por otros minerales.
DERECHA: Hornblendas y esfena en Ns//. La hornblenda de la derecha y la esfena al
centro, presentan sus formas habituales: son idiomorfas. La esfena muestra sus fracturas.
.44
Fotos 5.2.3 Clivajes
IZQUIERDA: Anfíbol en Ns//. De color gris-pardo claro, idiomorfa, muestra dos clivajes
característicos de ese grupo de minerales: (110) con un ángulo aproximado de 56º.
DERECHA: En NsX ortopiroxeno: broncita con birrefringencia 0,013 aprox. Presenta tres
clivajes característicos del sub-grupo: (110) a 87º aprox. y el 3ro. a 45º de los otros.
Fotos 5.4. Índice refracción (N) relativo
IZQUIERDA: Ns//. Borde nítido de contacto entre el cuarzo (lado izquierdo) y la biotita
de color pardo muy oscuro y clivaje vertical, paralelo al lado en contacto con el cuarzo.
DERECHA: Igual en Ns// y luz convergente: el borde ya no es nítido pues se ha enfocado
la parte alta del corte (visión A): la línea brillante se ha internado en la biotita de mayor N.

49
1.- El objeto presenta una sección cíclica la cual puede corresponder a: i) una
sustancia amorfa, ii) un mineral del sistema cúbico, o, iii) un corte coincidente con
una sección cíclica de un elipsoide de índices de refracción. La sección cíclica
presenta infinito número de planos de polarización y la luz polarizada que sale del
polarizador, encuentra un plano por el que atraviesa el cuerpo sin ningún cambio;
en esta circunstancia llega al analizador que presenta un sólo plano de polarización
que no le permite el paso, produciéndose la extinción.
2 y 3.- El objeto presenta una elipse en posición ortogonal (vertical u horizontal).
Corresponde a un corte cualquiera de un elipsoide de índices de refracción. Esta
sección es propia de todas las sustancias anisotrópicas que cristalizan en los
diferentes sistemas, excepto el
cúbico. Las posiciones ortogo-
nales de la elipse ofrecen un plano
de polarización coincidente con el
de la luz que sale del polarizador
que le permite a ésta, cruzar el
cristal sin sufrir ningún cambio y,
al llegar al analizador no puede
pasar como en el caso 1, dando
lugar a la extinción de la luz.
4.- El objeto presenta una
elipse inclinada, que ocurre en
posiciones intermedias a las
ortogonales 2 y 3 anteriores.
Igualmente esta sección corres-
ponde a un corte cualquiera de un
elipsoide y es propia de todas las
sustancias anisotrópicas. La elipse
inclinada produce la birrefrin-
gencia de la luz que proviene del
polarizador.
Como resultado de esto, se tienen
dos componentes verticales para-
lelas al plano de polarización del
polarizador las cuales no pueden
atravesar al analizador, y dos
componentes horizontales que si pasan el analizador, pero por estar desfasadas
debido que atraviesan la elipse siguiendo distintos índices de refracción y por
46
Como el índice de refracción de los minerales varía con la dirección, el resultado
de una comparación de índices de refracción no tiene mayor sentido sino se
considera la posición de los elipses de la comparación realizada. Entonces se hace
necesario, antes de hacer la comparación, determinar en los minerales en cuestión
cuál es la posición de la elipse de índices de refracción correspondiente, para lo
cual se procede como se indica más adelante en los acápites 6.2 a 6.4. Conviene
hacer un gráfico como el que sigue para saber los índices de los minerales que se
van a comparar.
Fig. 5.4.b Comparación de los índices de refracción de dos minerales
Cuando están contiguos tres minerales de los cuales se conoce a uno de ellos, es
Color de
interferencia
ANALIZADOR
Rayos desfasados
Componentes
horizontales
N2
N1
Fig. 6.1.b Color de interferencia por el
desfase de los rayos
Fig. 5.4.c Comparación de los índices de
refracción de tres minerales
A Ng’
Ng’ Np’
Np’ C
B Np’
Ng’

47
posible obtener conclusiones importantes, que son más precisas si se ha
preestablecido la posición de las elipses de cada uno de ellos. En el gráfico de la
página anterior se ilustra un ejemplo.
Los índices que se comparan son los valores que dentro de la elipse de cada
mineral se generan en la dirección perpendicular a la frontera que separa los
minerales. Así el mineral A tiene dos índices que se comparan, uno perpendicular a
la frontera con B y otro perpendicular a la frontera con C. El mineral B igualmente
tiene dos índices que se comparan uno perpendicular a la frontera con A y otro
perpendicular a la frontera con C. Mientras que el mineral C tiene un sólo índice
perpendicular a la frontera común con los minerales A y B. Según la figura, la
línea de Becke se internará en el mineral A, tanto en la frontera con B como en la
frontera con C. También la línea de Becke se internará en el mineral C en la
frontera con B. La conclusión es la siguiente: el índice de A es mayor que el de C
y, el de C mayor que el de B.
5.4 El relieve
Es otro efecto de la diferencia entre índices de refracción de dos minerales
contiguos, principalmente si la diferencia es muy grande. En la línea de unión entre
los dos minerales también se ubica la misma línea de Becke sin que se haya
realizado el proceso, explicado en el acápite anterior, para determinar el índice de
refracción relativo.
La línea de Becke hace que el mineral con muy alto índice de refracción se vea
como si fuera de mayor espesor que los minerales que le rodean, cual si estuviera
en un plano superior. Y si el mineral tiene índices de refracción muy bajos se verá
como más delgado que los que lo rodean, igual que si estuviera en una depresión.
Estos efectos se observan en nícoles paralelos. Y en las referencias se mencionan
como de relieve “bajo”, “muy bajo”, “elevado”, “muy elevado”, etc.
__________0__________
48
6. OBSERVACIONES EN NÍCOLES
CRUZADOS
6.1 Comportamiento de los cuerpos
El microscopio de polarización esquematizado en el gráfico siguiente está con
nícoles cruzados, es decir, se encuentra en el sistema óptico del microscopio el
analizador, que tiene un plano de polarización perpendicular al del polarizador.
Fig. 6.1.a DIFERENTES CUERPOS EN EL MICROSCOPIO
CON NICOLES CRUZADOS
Observador
. 1 2 3 4 .
Ocular Birre-
E X T I N C I O N fringen-
cia
Analizador
Objetivo
Objeto
Platina
Polarizador
Fuente de
luz
natural
En nícoles cruzados el estudio de los cuerpos translúcidos, amorfos o cristalinos, es
fácil y determinante. El comportamiento de los cuerpos se explica mediante el
gráfico anterior, con los siguientes casos analizados:

53
4.a 4.b
Fig. 6.4.b Determinación de la birrefringencia y del signo del alargamiento
4.b Introducida la lámina auxiliar, el eje mayor de la elipse del mineral ha
coincidido con el eje menor de la elipse de la lámina auxiliar. Esto se reconoce
por cuanto el color de interferencia que el mineral tenía en la posición de máxima
birrefringencia ha bajado a un orden inferior. Entonces el mineral tiene
alargamiento negativo ya que su elipse de índices de refracción forma un ángulo
mayor de 45° grados con el lado mayor del mismo. El ángulo de extinción se ha
medido con el eje menor de la elipse de índices de refracción.
__________0_____
50
lo tanto con velocidades diferentes, producen un color de interferencia a causa del
desfase.
El desfase es proporcional a la diferencia entre los índices de refracción (N1 - N2)
de la elipse expuesta y, al espesor (e) del objeto, que son variables; y es
inversamente proporcional al color de la luz del microscopio, que es constante.
c. Cuña de cuarzo d. Arenisca de cuarzo
Fig. 6.1.c Desfases por variaciones del espesor y de (N1 - N2)
El desfase a causa del espesor del objeto se puede apreciar en una cuña de cuarzo
donde, por ser el mismo cristal, permanece constante el factor (N1 - N2). En
cambio, el desfase debido a la diferencia entre los índices de refracción de la
elipse expuesta se puede observar en una lámina delgada de una arenisca pura de
cuarzo, cuyos granos tienen el mismo espesor pero sus elipsoides, y en
Fig. 6.1.d Diferentes cortes al elipsoide uniáxico positivo
1
2
3
4
Corte 1 Corte 4
Mientras Np se mantiene constante, Ng disminuye a medida que el corte se acerca a Np
consecuencia sus elipses expuestas, varían en razón de la posición que tienen los
granos respecto al corte. Para un espesor normal de 0,03 mm, el color de
interferencia del cuarzo es como máximo de 0,009, es decir blanco amarillento,
cuando el corte del grano ha coincidido con el de la elipse mayor (N1 = Ng =

51
1,553 y N2 = Np = 1,544) pudiendo presentarse los colores blanco, gris claro, gris
oscuro (esto es, valores menores a 0,009), y hasta el negro (0,000) si el corte de un
grano ha coincidido con la sección cíclica (N1 = 1,544 y N2 = 1,544).
6.2 Extinción
La extinción de un mineral se produce cuando la elipse correspondiente al corte del
elipsoide de índices de refracción se encuentra en posición ortogonal. Pero el
elipsoide y por lo tanto la elipse del corte, tiene en cada especie mineral una
ubicación característica. Los minerales pueden tener extinción recta o paralela,
inclinada o simétrica, respecto a la forma o a los clivajes. Es recta cuando al
coincidir los clivajes o la forma con el hilo vertical del retículo, se produce la
extinción. La extinción es inclinada cuando la elipse está inclinada respecto a los
clivajes o a la forma. El ángulo que es necesario girar, desde una posición definida
-lado o clivaje-, hasta que se produzca la extinción se denomina “ángulo de
extinción”. Y, la extinción es simétrica si el mineral extingue cuando está en
posición simétrica respecto a los clivajes o a la forma.
6.3 Birrefringencia
Se la establece en la posición de máxima interferencia, a 45° de la extinción. La
apreciación del valor del color de interferencia, o de la birrefringencia, puede ser
subjetivo si no se lo comprueba. Con este propósito se utilizan láminas auxiliares
que se introducen en el sistema óptico del microscopio, entre el analizador y el
objetivo, cuya posición del eje mayor de sus elipses queda a 45° del hilo vertical
del retículo. Por esta circunstancia, la elipse de una lámina auxiliar y la del mineral
en estudio, pueden quedar paralelas o cruzadas. Si están paralelas, el color
aumentará en el valor del de la lámina auxiliar; si están cruzadas el color
disminuirá el indicado valor.
6.4 Alargamiento
Esta determinación se realiza simultáneamente con la anterior. Son positivos
aquellos minerales alargados cuyo lado largo coincida o se aproxime al eje mayor
de su elipse de índices de refracción. Son negativos en caso contrario. La
determinación de la posición de la elipse de índices de refracción de un mineral,
llamada orientación del mineral, también puede hacerse respecto a uno de sus
clivajes, siempre que esté debidamente identificado.
52
PROCEDIMIENTO PARA DETERMINAR EL ANGULO DE EXTINCION,
LA BIRREFRINGENCIA Y EL ALARGAMIENTO
1. El mineral se coloca en posición
paralela al hilo vertical del retículo del
microscopio. En este caso el lado largo y
los clivajes del mineral son paralelos al
hilo vertical.
2. Se gira el mineral hasta la
posición de extinción. El ángulo girado
(a la derecha o a la izquierda) es el
ángulo de extinción. En esta posición los
planos de polarización de la elipse del
mineral coinciden con los planos de
polarización de los nícoles del micros-
copio. La cruz dibujada en el mineral
representa los ejes de la elipse, pero no
se conoce si ésta es vertical u horizontal.
3. Desde la posición de extinción
anterior, se gira el mineral 45°: entonces
se encuentra en la posición de máxima
birrefringencia. La cruz de la elipse
también se encuentra a 45° del retículo
del microscopio. Una lámina auxiliar (de
yeso o de mica) se va a introducir en el
sistema óptico del microscopio, con una
elipse orientada a 45° respecto al retículo.
Sus ejes coincidirán con los ejes de la
elipse de polarización del mineral.
Fig. 6.4.a Determinación del
ángulo de extinción
Puede ocurrir una de las dos siguientes
situaciones:
4.a Introducida la lámina auxiliar, el eje mayor de la elipse del mineral
coincide con el eje mayor de la elipse de la lámina auxiliar. Esto se reconoce por
que el color de interferencia que el mineral tenía en la posición de máxima
birrefringencia ha subido a un orden superior. En consecuencia el mineral tiene
alargamiento positivo ya que su elipse de índices de refracción forma un ángulo
(ángulo de extinción) menor de 45° grados con el lado mayor del mismo.
2
1

57
Fotos 6.2 Varios casos de extinción y maclas
En la foto izquierda (Ns||) se observa minerales incoloros, coloreados y opacos. Incoloros existen
manchados y limpios. Coloreados hay marrón y verde claro. Clivajes se ven en los minerales
coloreados y en algunos incoloros. Clivajes nítidos tienen los minerales cafés y el incoloro grande del
lado derecho. La foto derecha (NsX), muestra la birrefringencia que va del gris oscuro al rojo II orden
Fotos 6.2 Extinción y birrefringencia
Los minerales de birrefringencia más baja son los incoloros, cuarzo y feldespatos. Con más alta
birrefringencia son micas de clivajes nítidos, de color marrón, y el incoloro que está extinguido en
foto de la derecha con su clivaje vertical. El mineral incoloro, limpio, sin clivaje, de forma irregular
(cuarzo), no se extingue todo a la vez: la extinción pasa como una nube (ondulante). Las maclas
polisintéticas (cuñas y franjas) de los feldespatos extinguen alternándose.
54
Fotos 6 3 Extinción y birrefringencia (Turmalina)
La foto izquierda muestra al mineral extinguido, cuyos lados superior y derecho se confunden con el
negro del vidrio que allí existe. La forma propia del mineral está en todos los lados excepto el de arriba.
En la fotografía de la derecha el mineral está en posición de birrefringencia máxima (a 45° de la
extinción). Entre los clivajes como fracturas profundas, se puede apreciar el color de interferencia.
Fotos 6.4. Valor de la birrefringencia y signo de alargamiento
En las dos fotos el mineral se encuentra a 45° de la posición de extinción y con lámina de ¼ de orden.
En la foto izquierda aparece girado a ese lado: respecto a la foto derecha de arriba el color ha subido al
rojo de II orden. En la foto derecha, el mineral presenta la misma posición de la foto derecha de arriba,
pero tiene un muevo color más bajo: el mineral tiene alargamiento negativo (o largo-rápido).

55
Fotos 6.1.a La extinción en la hornblenda y la esfena
IZQUIERDA: La esfena con forma de rombo se extingue en posición simétrica a la forma.
CENTRO: Hornblenda (partes N y O de la foto) con clivajes (110) en posición vertical.
DERECHA: La hornblenda girada a la derecha se extingue a unos 13º de la posición de
alineada de clivajes con la vertical, mientras la esfena está en posición de birrefringencia.
Fottos 6.1.b Birrefringencia por el espesor y por diferencia de índices (N1 – N2)
IZQUIERDA: Un cristal de cuarzo presenta colores de interferencia cada vez más altos (del
I al IV orden) a medida que crece el espesor de la cuña. (a 45º de la posición de extinción)
DERECHA: Arenisca de cuarzo donde granos del mismo espesor presentan colores que
varían entre un máximo blanco amarillento (0,009), luego grises y, hasta negro (0,000).
56
Fotos 6.2 Posición inicial y ángulo de extinción
IZQUIERDA: Un anfíbol en Ns// se encuentra verticalmente alineado. Es el punto de
partida y debe ser anotado el ángulo que se lee en la platina en esta posición inicial.
DERECHA: Se ha girado a la derecha hasta que el mineral oscurece. Es la extinción. Se
lee el nuevo ángulo en la platina y la diferencia con el inicial es el ángulo de extinción.
Foto 6.3: máxima birrefringencia y Foto 6.4: signo del alargamiento
IZQUIERDA: De la posición de extinción se ha girado 45º y el mineral muestra su
máxima birrefringencia cuando se puede apreciar el más brillante color de interferencia.
DERECHA: Por el conducto orientado a 45º de la vertical se introduce la lámina auxiliar
de ¼ de onda y el color sube. Esto indica que el alargamiento es positivo o largo-lento.

61
diferentes rayos del haz de luz cónica. Así el rayo central atravesará una sección
cíclica, los rayos próximos al central y los otros rayos cruzarán secciones
elípticas cada vez más alargadas mientras más alejados estén del rayo central. Al
analizar -en la parte superior del gráfico de la página 58- el conjunto de secciones
cruzadas por el cono de rayos, encontramos:
que en el centro hay una sección cíclica, y
que el conjunto de elipses constituye una
figura totalmente simétrica, donde las
elipses son más alargadas mientras más se
alejan del centro. (Por dificultad técnica no
se ha dibujado los elipses inclinados en los
cuadrantes). Esto determina que la figura
de interferencia sea simétrica, que los co-
lores de interferencia crezcan concéntrica-
mente desde el centro hacia la parte externa
y, que las elipses coincidentes con los hilos
del retículo -por estar en posición
ortogonal- produzcan extinción.
Fig. 7.1..b Formación de la figura
de interferencia uniáxica negativa
De esta manera se forma la figura que aparece en la parte inferior del gráfico.
Los cristales uniáxicos negativos en posición ortogonal producen una figura de
interferencia igual a la anterior. Pero hay una diferencia que se explica por el
gráfico anterior. Partimos igualmente del objeto sometido al cruce de un haz de
luz convergente. La diferencia está en la manera como se forman las elipses de los
cortes del elipsoide.
Tanto en los cristales positivos como en los negativos las elipses conservan el
diámetro del círculo central, pero en los positivos las elipses se forman por el
58
7. OBSERVACIONES CON
LUZ CONVERGENTE
El carácter óptico
En algunos casos es necesario estudiar el carácter óptico de los minerales
mediante la observación de las figuras de interferencia que permiten identificar el
tipo de elipsoide que tienen. Para
obtenerlas, el microscopio debe estar
en nícoles cruzados, con el lente
condensador incorporado a su
sistema óptico y con el máximo
aumento. Deben buscarse los
minerales cortados según la sección
cíclica o lo más próximo a ella, los
cuales se reconocen por una
birrefringencia muy baja o casi nula.
Las figuras de interferencia se
forman por la incidencia del cono de
luz que produce el condensador en el
centro del elipsoide. El gráfico
anterior corresponde al caso de un
elipsoide uniáxico positivo en posi-
ción ortogonal. En la parte superior
Fig. 7.1.a Formación de la figura de
interferencia uniáxica positiva
del gráfico se representan las seccio-
nes que en el elipsoide cruzan los

59
Fotos 7.1.a Figuras de interferencia de
minerales uniáxicos: cuarzo (U+) y
calcita (U-)
Foto 7.1.b Figuras de interferencia del
cuarzo (U+) con lámina de yeso
Fotos 7.2.a Figuras de interferencia de la
esfena (B+): posición paralela
[izq.] y posición a 45°[der.]
60
Foto 7.2.b Figura de interferencia de la
moscovita (B-) en posición paralela
Foto 7.2.c Figura de interferencia de la
moscovita (B-) en posición paralela
con lámina de yeso
Foto 7.2.b Figura de interferencia de la
moscovita (B-) en posición a 45°
Foto 7.2.c Figura de interferencia de la
moscovita (B-) en posición a 45°
con lámina de yeso

65
A continuación se han dibujado las figuras de interferencia excéntricas de un
cristal biáxico que aparecen sucesivamente al girar la platina 360°.
Fig. 7.3.b Figuras de interferencia de un cristal biáxico excéntrico
al girar 360º
62
sucesivo crecimiento del eje radial hacia la parte externa, mientras que en los
negativos las elipses se forman por la sucesiva reducción del eje radial. Esta
diferencia no se manifiesta en las figuras de interferencia. Para establecerla es
necesario utilizar láminas auxiliares como cuando se deseaba conocer la posición
del eje mayor de la elipse a fin de determinar el signo del alargamiento de los
minerales, ya que se trata de igual problema. De esta manera se tienen en el
gráfico siguiente las dos figuras: a la izquierda del cristal positivo y a la derecha
del cristal negativo.
En el primer y tercer cuadrante de la figura uniáxica positiva (círculo del lado
izquierdo) los colores suben y en el segundo y cuarto cuadrante los colores bajan.
En la figura uniáxica negativa (círculo del lado derecho) ocurre lo contrario.
Fig. 7.2.c Figuras de interferencia uniáxicas positiva (a la izquierda)
y negativa (a la derecha) con lámina auxiliar de mica
Cuando el elipsoide uniáxico no está en posición ortogonal, en la figura de
interferencia la cruz es excéntrica y al girar la platina se desplaza en un círculo al
rededor del centro del ocular manteniendo los brazos paralelos a los hilos del
retículo, más propiamente, a los planos de polarización del microscopio.
En la página siguiente el gráfico (Fig. 7.2.) presenta las figuras de interferencia de
un mineral uniáxico con el eje óptico inclinado respecto al eje del microscopio. Se
han dibujado las figuras excéntricas en la forma que aparecen sucesivamente al
girar la platina del microscopio una vuelta completa.

63
7.3 Formación de las figuras de interferencia de los cristales biáxicos
En estos cristales la formación de las figuras de interferencia es más compleja
justamente por la presencia de los dos ejes ópticos. En la siguiente página, en el
gráfico superior aparece el elipsoide de tres ejes con sus dos ejes ópticos en el
plano del dibujo y la figura de interferencia (en perspectiva) que se produce al ser
sometido a un haz inferior de luz cónica. En el gráfico de la página que sigue
consta la figura de interferencia en el plano del dibujo.
64
Fig. 7.3.a Formación de las (isocromas) de interferencia de un cristal B (+).
El plano de los ejes ópticos coincide con la línea horizontal del retículo.
Fig. 7.2.d Figuras de interferencia de un cristal uniáxico excéntrico
al girar 360º

66
7.4 Determinación del signo óptico de los minerales.
Se presentan a continuación las figuras de interferencia de los cristales con la
indicación del efecto causado por la presencia de las láminas auxiliares.
+ (-)
Fig. 7.4.a Figuras de interferencia de cristales uniáxicos centrados
(eje óptico normal a la platina)
En la figura anterior, en los cristales uniáxicos (+) sube el color en los cuadrantes I
y III y baja el color en los cuadrantes II y IV, mientras en los cristales uniáxicos
negativos ocurre lo contrario.
Fig. 7.4.b Figuras de interferencia de cristales uniáxicos excéntricos
(eje óptico inclinado respecto a la platina).
En el gráfico anterior se observa el I cuadrante de la figura. En este caso, en los
cristales uniáxicos positivos el color sube, en tanto que en los negativos el color
baja.
+ (-)

67
CRISTALES BIAXICOS CON EL PLANO DE LOS EJES OPTICOS A 45°.
Los cristales biáxicos tienen un comportamiento análogo al de los cristales
uniáxicos correspondientes, pero limitado por la sombra curva de extinción.
Cuando uno de los ejes ópticos se aproxima al eje del microscopio.
(con lámina de yeso)
Campo rojo Campo azul
Campo azul Campo rojo
+ (-)
Cuando la bisectriz de los ejes ópticos se aproxima al eje del microscopio.
(con lámina de yeso)
Campo amarillo Campo azul
Campo azul Campo amarillo
+ (-)
Fig. 7.4.c Identificación de las figuras de interferencia de cristales biáxicos
Las flechas de línea llena indican la dirección según la cual suben los colores de
interferencia. Las flechas con líneas de puntos señalan la dirección según la cual
bajan los colores de interferencia.
_________________o0o________________
CARTA DE COLORES DE MICHEL LEVI
IDDINGSITA EGIRINA TALCO CIRCÓN H.BASÁLTICA ESFENA CARBONATOS RUTILO
BIOTITA MUSCOVITA
OLIVINO
FLOGOPITA 0,035
I
I
I
Ó
r
d
e
n
PREHNITA ESTILPNOMELANO
CHORLITA EPIDOTA s.e. 0,030
DIÓPSIDO
EGIRINA-AUGITA
GLAUCONITA
ALLANITA PIGEONITA 0,025
AUGITA
ESCAPOLITA TREMOLITA
I
I
Ó
r
d
e
n
MONTMORILLONITA ANTOFILITA
SILLIMANITA
BARQUEBIQUITA HORNBLENDA ACTINOLITA 0,020
BRUCITA LAWSONITA
GLAUCOFANO
HEDEMBERGITA
HIPERSTENO
0,015
WOLLASTONITA CIANITA=DISTENA
CRISOTILO
ESTAUROLITA
BARITINA JADEITA ZOICITA
THOMSONITA CORDIERITA LAUMONTITA
I
Ó
r
d
e
n
BRONCITA ANORTITA ANTIGORITA
CLORITOIDE ANORTOCLASA ALBITA
TOPACIO BITOWNITA ANDALUCITA 0,010
CORINDÓN ENSTATITA CUARZO
CALCEDONIA CLORITA LABRADORITA
YESO OLIGOCLASA
HEULANDITA
CLINOZOICITA ORTOCLASA
BERILO ANDESINA
DICKITA SANIDINA MICROCLINA
CLINOCLORO
CAOLINITA 0,005
PROCLORITA IDOCRASA APATITO
TRIDIMITA RIEBECKITA NEFELINA
PEROWSKITA
PENINA Granates
ANALCIMA HALOICITA LEUCITA
Espesor estándar 0,03 mm (indicado con flecha central) >

II Parte:
DESCRIPCION DE LOS
MINERALES

71
CRISTOBALITA
Q, seudo cúbico. Pequeños cristales octaédricos o esqueléticos.- Np según c
N.||: Refracción muy baja: Ng = 1,487, Np = 1,484.- Incoloro.
N.X: (Ng - Np) = 0,003. U(-). Rara vez B (-).
Formado por gases calientes en su última etapa. No es raro y se encuentra tanto en los
poros como en la matriz de las rocas volcánicas intermedias y ácidas. En la riolita y
obsidiana junto a cuarzo, fayalita u hornblenda, cristobalita y a veces topacio y granate.
Raro en algunos basaltos con albita, biotita y hornblenda. Frecuentemente en rocas
artificiales (ladrillos de sílice). Corrientemente en meteoritos líticos.
ÓPALO
Amorfo y coloidal: isotrópico. Asociado con la calcedonia en masas concrecionales,
siempre secundario.
Refracción muy baja: N aproximado a. 1,43. Incoloro o coloreado de amarillo o rojizo.
Secundario en rocas volcánicas e intrusitas, en las cuales rellena cavidades, originales o
posteriores y filones. Aparece en las cavidades remplazando a feldespatos u otros
silicatos. Principal constituyente de diatomitas y geyseritas. También como cemento de
areniscas y arcosas.
68
8. SÍLICE
8.1 Especies, composición y sistema
8.1.1 Sílice anhídra: Si O2
CUARZO Hexagonal
Tridimita Ortorrómbico
Cristobalita Cuadrático
CALCEDONIA (sílice fibrosa) Cuadrático
8.1.2 Sílice hidratada
ÓPALO Amorfo
8.2 Cuarzo
c
1011
Ng
Np
1010
Fig. 8.2 Características ópticas
del cuarzo

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