MICROSCOPÍA OPTICA DE MINERALES

A la memoria del Profesor Paul Ramdhor

Contenido
RESUMEN ................................................................................................................................................................................ 1
CAPÍTULO I
NATURALEZA DE LA LUZ ........................................................................................................................................................ 3
CAPÍTULO II
CRISTALOGRAFÍA Y CARACTERÍSTICAS ÓPTICAS DE LOS MINERALES ........................................................................ 21
CAPÍTULO III
ESTUDIO CON ILUMINACIÓN ORTOSCÓPICA TRANSMITIDA ........................................................................................... 31
CAPÍTULO IV
ESTUDIO CON ILUMINACIÓN CONOSCÓPICA ................................................................................................................... 49
CAPÍTULO V
PROPUESTAS DE INTERVENCIÓN ...................................................................................................................................... 59
CAPÍTULO VI
SISTEMÁTICA PARA LA DETERMINACIÓN DE MINERALES ............................................................................................... 73
BIBLIOGRAFÍA ........................................................................................................................................................................ 85
ANEXO 1: PROPIEDADES DE LOS MINERALES TRANSPARENTES .................................................................................. 87
ANEXO 2: PROPIEDADES DE LOS MINERALES OPACOS ................................................................................................ 103
ANEXO 3: EL MICROSCOPIO DE POLARIZACIÓN Y SUS PARTES ................................................................................... 115

LISTA DE TABLAS E ILUSTRACIONES
Figuras
Figura 1.1.
Figura 1.2.
Figura 1.3.
Figura 1.4.
Figura 1.5.
Figura 1.6.
Figura 1.7.
Figura 1.8.
Figura 1.9.
Figura 1.10.
Figura 1.11.
Figura 1.12.
Figura 1.13.
Figura 1.14.
Figura 1.15.
Figura 1.16.
Figura 1.17.
Figura 1.18.
Figura 1.19.
Figura 1.20.
Figura 2.1.
Figura 2.2.
Figura 2.3.
Figura 2.4.
Figura 2.5.
Figura 2.6.
Componentes de la radiación electromagnética
Espectro de longitudes de onda de la radiación electromagnética
Elementos de la onda luminosa
Representación de luz linealmente polarizada, monocromática y blanca
Frente de onda y normal al frente de onda
Representación de luz linealmente polarizada y elípticamente polarizada
Métodos para obtener luz linealmente polarizada
Interferencia de ondas
Refracción y reflexión
Dispersión de la luz
Ley de Snell
Ángulo crítico
El microscopio compuesto
El microscopio de polarización
Microscopio de polarización de luz transmitida
Microscopio de polarización de luz reflejada
Diferencias entre luz ortoscópica e iluminación conoscópica
Características de los oculares y objetivos
Corrección de objetivos y fuente luminosa
Preparación de secciones delgadas y pulidas
Desarrollo tridimensional de los minerales
Características de los sistemas cristalinos
Comparación entre características cristalográficas y ópticas de los minerales
Tipos de indicatrices y sus elementos
Orientación del corte, forma de los cristales y valores de índices en la sección
Orientación del corte y posición sobre la platina

IV
Figura 2.7.
Figura 2.8.
Figura 2.9.
Figura 2.10.
Figura 3.1.
Figura 3.2.
Figura 3.3.
Figura 3.4.
Figura 3.5.
Figura 3.6.
Figura 3.7.
Figura 3.8.
Figura 3.9.
Figura 3.10.
Figura 3.11.
Figura 3.12.
Figura 3.13.
Figura 3.14.
Figura 3.15.
Comportamiento de un mineral isótropo en luz transmitida y nícoles cruzados
Comportamiento de un mineral anisótropo en luz transmitida y nícoles cruzados
Sección delgada de una roca mostrando granos con diferentes cortes
Luz linealmente polarizada reflejada sobre una sección de un mineral opaco
Métodos para la estimación del índice de refracción
Formación de la línea de Becke
Determinación del índice de refracción por comparación con aceites de inmersión
Refractómetro de Pulfrich
Medición del tamaño de grano
Formas de los cristales
Formas bidimensionales propias de los diferentes sistemas cristalinos
Nitidez de las trazas de clivaje y tipos de clivaje
Tipos de extinción
Tipo de extinción según sistema cristalográfico y orientación del corte
Relación entre el color de interferencia y orientación del corte del mineral
Relación entre el color de interferencia y el espesor de la sección
Relación entre color de interferencia y posición de la muestra sobre la platina
Carta de colores de interferencia de Michel-Lévy
Compensadores
Figura 3.16. Alternancia de las posiciones de adición y sustracción cada 90º
Figura 3.17.
Figura 3.18.
Figura 3.19.
Figura 3.20.
Figura 3.21.
Figura 4.1.
Figura 4.2.
Figura 4.3.
Figura 4.4.
Figura 4.5.
Figura 4.6.
Tipos de elongación
Construcción de un esquema de orientación
Maclas frecuentes en minerales formadores de rocas
Zonamiento de plagioclasas
Diferentes grados de alteración en una roca granítica
Secuencia de las partes del microscopio de polarización para la observación con luz transmitida con iluminación
conoscópica
Iluminación conoscópica incidiendo en mineral anisótropo
Figuras de interferencia uniáxica y biáxica
Signo óptico de minerales uniáxicos
Determinación del signo óptico de minerales uniáxicos
Formación de figuras de interferencia uniáxica (centrada, descentrada y flash)

V
Figura 4.7.
Figura 4.8.
Figura 4.9.
Figura 4.10.
Figura 4.11.
Figura 5.1.
Figura 5.2.
Figura 5.3.
Figura 5.4.
Figura 5.5.
Figura 5.6.
Figura 5.7.
Figura 6.1.
Figura 6.2.
Figura de interferencia biáxica
Determinación del signo óptico de minerales biáxicos
Determinación del ángulo 2V
Diagramas de orientación del aragonito, omfacita y adularia
Platina Universal
Sistemas de iluminación vertical en el microscopio de luz reflejada
Curvas de dispersión de longitud de onda del rayo incidente vs. reflectancia de diversos minerales
Reflectancia en aire de los principales minerales de mena
Dureza relativa
Microdureza Vickers
Tipos geométricos de intercrecimientos de minerales
Registro de intercrecimientos
Secuencia de pasos para la determinación de especies minerales
Esquema de uso de tablas determinativas de Schneiderhöhn y Schouten
Tablas
Tabla 1.1.
Tabla 2.1.
Tabla 2.2.
Tabla 2.3.
Tabla 5.1.
Tabla 5.2.
Tabla 5.3.
Tabla 5.4.
Tabla 5.5.
Tabla 6.1.
Tabla 6.2.
Tabla 6.3.
Tabla 6.4.
Tabla 6.5.
Características de los objetivos
Propiedades mineralógicas que se estudian con el microscopio de polarización
Principales minerales transparentes
Principales minerales opacos
Algunos minerales distinguibles por su color en luz reflejada
Birreflectancia y pleocroismo de algunos minerales observados en aire y con aceite de inmersión
Algunos ejemplos de minerales anisótropos
Algunos ejemplos de minerales con reflexiones internas
Minerales de mena más importantes ordenados según su dureza relativa al pulido
Tabla de Michel-Lévy y rangos de birrefrigencia de los principales minerales
Tabla de carácter y signo óptico vs. color
Tabla de signo óptico-relieve-birrefringencia para minerales anisótropos positivos
Tabla de signo óptico-relieve-birrefringencia para minerales anisótropos negativos
Comparación de propiedades de glaucofana, actinolita y tremolita

Boletín N° 1, Serie J - INGEMMET
Dirección de Recursos Minerales y Energéticos
RESUMEN
La microscopía óptica de minerales es una importante herramienta
para investigaciones geológicas de diversa índole. Con su ayuda
se pueden determinar minerales, describir texturas, identificar tipos
de rocas, alteraciones y asociaciones de minerales de mena, entre
otras aplicaciones. En el presente trabajo se explican los
fundamentos de la óptica necesarios para comprender el
funcionamiento del microscopio de polarización y se explican las
características cristalográficas y ópticas de los minerales, tanto
transparentes como opacos, que pueden ser estudiadas bajo el
microscopio.
El presente trabajo está dividido en seis capítulos en los se explica
de manera sistemática las características de la luz y las propiedades
de los minerales determinantes para su identificación. En ellos, las
explicaciones en texto están profusamente complementadas con
ilustraciones, las cuales permiten un acceso simplificado al
normalmente difícil terreno de la óptica de polarización y su
interacción con la materia cristalina; adicionalmente hay tres anexos
con abundante material fotográfico.
El capítulo 1 está enfocado principalmente a explicar la naturaleza
de la luz, para ello se empieza con una breve reseña de la evolución
de las teorías sobre ésta. El capítulo 2 trata de la naturaleza cristalina
de los minerales y de sus características ópticas; se definen a los
minerales óptimamente isótropos y anisótropos, y se explica la
interferencia de la luz linealmente polarizada en ellos, tanto en los
transparentes como en los opacos. En los capítulos 3 y 4 se explican
las propiedades de los minerales transparentes que se estudian
con luz linealmente polarizada ortoscópica y conoscópica,
respectivamente. El capítulo 5 trata del estudio de minerales opacos;
se describen los dispositivos del microscopio para el estudio con
luz reflejada y las propiedades físicas y ópticas de los minerales
opacos. El capítulo 6 se ocupa de la sistemática para la determinación
de minerales transparentes y opacos; se describen las principales
tablas y se plantea un ejemplo.
En los anexos 1 y 2 se presenta una amplia colección de fotografías
que ilustran las propiedades de los minerales transparentes y
opacos, respectivamente. Finalmente, en el anexo 3 se muestran
fotos de las partes del microscopio de polarización.
El objetivo de este trabajo es proveer a los interesados de una
base teórica sólida que permita el uso óptimo del microscopio de
polarización para un adecuado estudio mineralógico.

2
AGRADECIMIENTOS
Este trabajo no hubiera podido ser concluido sin la participación
del estudiante Richard Osorio y de la Ing. Teresa Velarde, quienes
se encargaron de la selección de secciones delgadas y la toma de
fotografías. También es importante resaltar la participación del Dr.
César Cánepa Iannacone, quien revisó y corrigió el borrador. A
todos ellos va mi agradecimiento.

Boletín N° 1, Serie J - INGEMMET
Dirección de Recursos Minerales y Energéticos
CAPÍTULO I
NATURALEZA DE LA LUZ
BREVE HISTORIA DE LAS TEORÍAS SOBRE LA
LUZ
Hasta mediados del siglo XVII fue creencia general que la luz
consistía en una corriente de corpúsculos emitidos por focos
luminosos, como el sol o las llamas, y que aquella se propagaba
en línea recta. La luz podía penetrar las sustancias transparentes
y se reflejaba en las superficies de los cuerpos opacos. Cuando
los corpúsculos penetraban en el ojo, excitaban el sentido de la
vista.
A mediados del siglo XVII había comenzado a progresar la idea de
que la propagación de la luz se daba con movimiento ondulatorio.
Christian Huygens demostró, en 1670, que las leyes de la reflexión
y la refracción podían explicarse basándose en la teoría ondulatoria
y que ésta proporcionaba una interpretación sencilla a la doble
refracción, recientemente descubierta. La teoría ondulatoria, sin
embargo, no fue aceptada en ese momento.
Recién en 1827, los experimentos sobre la interferencia, de
Thomas Young y Agustín Fresnel, y las medidas de la velocidad
de la luz en los líquidos, realizadas por Leon Foucault, en fecha
algo posterior, demostraron la existencia de fenómenos ópticos
para cuya explicación resultaba inadecuada la teoría corpuscular.
El siguiente gran avance en la teoría de la luz fue el trabajo del
físico escocés James Clerk Maxwell, quien en 1873 demostró que
un circuito eléctrico oscilante debía irradiar ondas electromagnéticas.
La velocidad de propagación de las ondas, calculada a partir de
medidas puramente eléctricas y magnéticas, resultó ser
aproximadamente 3x10 8 m/seg. Dentro de los límites de los errores
experimentales, mostraba un resultado igual a la velocidad de
propagación de la luz determinada experimentalmente.
Parecía evidente que la luz consistía en ondas electromagnéticas
de longitud de onda extremadamente corta. Quince años más
tarde del descubrimiento de Maxwell, Heinrich Hertz, utilizando un
circuito oscilante de pequeñas dimensiones, logró producir ondas
de corta longitud de indudable origen electromagnético y demostró
que poseían las propiedades de las ondas luminosas, ya que
podían ser reflejadas, refractadas, concentradas por un lente,
polarizadas, etc., lo mismo que las ondas luminosas. A finales del
siglo XIX fue aceptada plenamente la teoría electromagnética de la
luz de Maxwell y la comprobación experimental de Hertz.
La teoría electromagnética clásica no podía explicar el fenómeno
de emisión fotoeléctrica, esto es, la expulsión de electrones de un
conductor por la luz que incide sobre su superficie. En 1905,
Einstein amplió una idea propuesta cinco años antes por Planck y
postuló que la energía de un haz luminoso, en lugar de estar
distribuida por el espacio en los campos eléctrico y magnético de
una onda electromagnética, estaba concentrada en pequeños
paquetes o fotones. Se conservaba un vestigio de la descripción
ondulatoria al considerar que el fotón tiene una frecuencia y que
su energía es proporcional a dicha frecuencia. El mecanismo del
efecto fotoeléctrico consistía en una emisión de energía de un fotón
a un electrón. Los experimentos de Millikan demostraron que la
energía cinética de los fotoelectrones coincidía exactamente con la
fórmula pospuesta por Einstein.
Otra confirmación sorprendente de que la luz está formada por
fotones es el efecto descubierto por Compton, quien en 1921 logró
determinar el movimiento de un fotón y un electrón antes y después
de un choque. Encontró que ambas partículas se comportan como
cuerpos materiales con energía cinética y cantidad de movimiento,
magnitudes que se conservan después del choque. Tanto el efecto
fotoeléctrico como el efecto Compton parecen exigir una vuelta a la
teoría corpuscular de la luz.
El punto de vista actual de los físicos, enfrentados con experimentos
aparentemente contradictorios, es aceptar el hecho de que la luz
tiene una doble naturaleza. Los fenómenos de propagación de la
luz encuentran su mejor explicación dentro de la teoría ondulatoria
electromagnética, mientras que la acción mutua entre la luz y la
materia, en procesos de absorción y emisión, es un fenómeno
corpuscular. La mecánica cuántica posibilita una relación entre
ambas teorías.
En resumen, existe una teoría ondulatoria y una teoría corpuscular
que explican la naturaleza y las propiedades de la luz. Actualmente,
se sabe que la luz tiene un carácter dual onda-partícula. Para
efectos de la mineralogía óptica emplearemos básicamente los
conceptos de la teoría ondulatoria, ya que con su ayuda podemos
explicar mejor los fenómenos de refracción, reflexión e interferencia.

4
Humberto Chirif
EL ESPECTRO ELECTROMAGNÉTICO
La radiación electromagnética presenta un componente vectorial
magnético y otro eléctrico; ambos son perpendiculares a la dirección
de propagación y también perpendiculares entre sí (ver figura
1.1).
El efecto del vector eléctrico sobre la materia es el que determina
principalmente el comportamiento y propiedades de la luz, por ello,
para efectos de mineralogía óptica, no tomaremos en cuenta al
vector magnético.
Las radiaciones electromagnéticas presentan diferentes longitudes
de onda; sólo las comprendidas entre 3900 y 7700 λ pueden ser
captadas por el ojo humano (luz visible). Según sus longitudes de
onda, las radiaciones presentan diferentes características, así por
ejemplo, las de menor longitud tienen mayor energía y mayor
poder de penetración. Los rangos de variación definen los tipos
de emisiones (ver figura 1.2), los cuales son empleados por el
hombre para diferentes fines.
El componente eléctrico consta de un fotón que se desplaza
vibrando perpendicularmente a la dirección de propagación. Su
movimiento vibratorio define una onda cuya longitud (λ) determina
el tipo de radiación, mientras que la frecuencia y la amplitud
determinan el color y la intensidad, respectivamente. Su velocidad
(V) depende del medio; de esta manera, la velocidad de la luz en
el vacío (c) es igual a 2,9979x10 8 m/seg.
La frecuencia (f) es el número de longitudes de onda que pasan
por un punto en un segundo (f = V/λ). La frecuencia no depende
del medio. Si un rayo de luz, emitido con una determinada longitud
de onda, cambia de medio, su velocidad y su longitud de onda
variarán, pero su frecuencia permanecerá constante (ver figura
1.3).
LUZ NATURAL Y LUZ POLARIZADA. LUZ
BLANCA Y LUZ MONOCROMÁTICA
La luz natural es aquella compuesta por infinidad de rayos que
vibran en diferentes planos en todo el espacio, a diferencia de
la luz polarizada, que vibra solo de determinadas maneras, sea
en planos paralelos o en forma helicoidal. Sus características
serán expuestas con mayor detalle en el punto 1.4.
La luz blanca (natural o polarizada) es una mezcla de ondas
con diversas longitudes de onda que el ojo humano es incapaz
de separar, por ello, éste percibe una luminosidad sin coloración
definida.
La luz monocromática (natural o polarizada) consiste en ondas
de una misma longitud de onda que el ojo humano percibe
como una luminosidad con coloración definida.
En la figura 1.4 se muestran las representaciones de la luz
natural y de la linealmente polarizada.
La luz se propaga en forma de muchas ondas con diferentes
direcciones. Considerando sólo las ondas linealmente
polarizadas paralelas que provienen de una única fuente,
podemos definir dos nuevos conceptos: frente de ondas y normal
de onda.
El frente de onda es la superficie formada por puntos homólogos
de las diferentes ondas, y la normal de onda es la perpendicular
a dicha superficie (ver figura 1.5).
En medios ópticamente isótropos —es decir, medios en los que
las propiedades ópticas son iguales en todas direcciones—, la
normal de onda coincide con la trayectoria, mientras que en
medios anisótropos la normal de onda y la trayectoria forman
ángulo.
Componente
eléctrico
Dirección de
propagación
Figura 1.1
Componentes de la radiación electromagnética

Microscopía Óptica de Minerales
5
10 -5
10 15 ONDAS LARGAS DE RADIO
RAYOS GAMMA
3900Å
λ
VIOLETA
1
4450Å
INDIGO
λ
4640Å
AZUL 4640 λ
RAYOS X
5000Å
λ
ULTRAVIOLETA
VERDE
10 5
LUZ VISIBLE
AMARILLO 5780Å
λ
5920Å
INFRAROJO
ANAR ANJADO 5920 λ
6200Å
λ
ROJO
ONDAS CORTAS
DE RADIO
10 10
7700Å
λ
BANDA DE RADIODIFUSIÓN
(1λ Å = 10 = -10 10m)
-10 m)
Figura 1.2
Espectro de longitudes de onda de la radiación electromagnética.
A
Dirección de vibración
Dirección de
propagación
λ
Velocidad
(depende del medio)
V 1
λ 1 V 2
λ 2
F =
V λ
(La frecuencia determina el color)
Figura 1.3
Arriba. Elementos de la onda luminosa y su incidencia en el color e intensidad de la luz.
Abajo. Representación de la variación de velocidad de propagación y longitud de onda en
diferentes medios.

6
Humberto Chirif
Rayo de luz linealmente polarizada
Haz de luz linealente-polarizada
Haz de luz natural
Frente de onda
Figura 1.4
Representación de luz linealmente polarizada, monocromática y blanca.
Figura 1.5
Frente de onda y normal al frente de onda.En medios isótropos la normal coincide con la trayectoria;
mientras que en medios anisótropos la normal de onda y la trayectoria forman un ángulo.
POLARIZACIÓN
La luz natural es aquella en que la radiación vibra en todos los
planos perpendiculares a la trayectoria. La luz cuyas vibraciones
están restringidas a determinadas direcciones en el espacio se
denomina luz polarizada. Existen tres tipos de polarización: lineal,
circular y elíptica. En la luz linealmente polarizada el fotón se
desplaza vibrando perpendicularmente a la trayectoria y
describiendo una onda contenida en un plano. En el caso de la luz
elípticamente polarizada el fotón avanza describiendo una hélice
en torno a la trayectoria (ver figura 1.6). La polarización circular es
un caso especial de la elíptica.
A los materiales que convierten la luz blanca en luz linealmente
polarizada se les denomina polarizadores. A la luz que emerge de
los polarizadores se le ha hecho vibrar paralelamente a una
dirección particular conocida como dirección privilegiada del
polarizador. Se puede obtener luz linealmente polarizada
principalmente por doble refracción y por absorción (ver figura
1.7).
El método de doble refracción consiste en hacer pasar un haz de
luz natural por un cristal de calcita de la variedad espato de Islandia
previa y adecuadamente cortado y vuelto a pegar con bálsamo de
Canadá. Dentro del cristal de calcita la luz se descompone en dos

Microscopía Óptica de Minerales
7
Figura 1.6
Representación de luz linealmente polarizada y elípticamente polarizada.
Figura 1.7
Métodos para obtener luz linealmente polarizada.
rayos linealmente polarizados, uno que sigue con la trayectoria
inicial (rayo ordinario) y otro que cambia su trayectoria (rayo
extraordinario). El rayo extraordinario se refleja en la capa de
bálsamo y se pierde, mientras que el otro rayo linealmente
polarizado atraviesa la capa de bálsamo sin desviarse saliendo
del cristal de calcita como luz linealmente polarizada.
El método de absorción consiste en hacer incidir un haz de luz
blanca en un «enrejado paralelo muy fino» (cristales fibrosos,
rectos y paralelos) por donde sólo podrán pasar los rayos que
vibran en la dirección del enrejado. Este tipo de polarizadores
consiste en cristales de turmalina, láminas polaroid o cristales
orgánicos en acetato.
Los polarizadores de calcita son los de mejor calidad; sin embargo,
los más utilizados en microscopía son los de absorción de origen
orgánico, a pesar que se despolarizan con el tiempo o con un trato
inadecuado.
INTERFERENCIA ENTRE ONDAS LUMINOSAS
Cuando dos ondas de la misma longitud de onda pero de diferente
intensidad vibran en el mismo plano y se propagan en la misma
dirección se produce el fenómeno de interferencia, es decir, de
ambas ondas se forma una resultante (ver figura 1.8). Si oscilan
acompasadamente (igualdad fásica) la amplitud de la resultante
será igual a la suma de las amplitudes de las componentes
(interferencia constructiva).
Por el contrario, si las dos oscilaciones actúan exactamente de
manera opuesta (retardo de 1/2 λ, 3/2 λ, etc.) coincidiendo los
senos y las crestas de las ondas, se origina extinción de aquellas
(interferencia destructiva).
Cuando el desplazamiento fásico no corresponda a una ni media
longitud de onda, la oscilación resultante podrá ser mayor, igual o
menor que las componentes.
REFRACCIÓN Y REFLEXIÓN
Refracción es el fenómeno por el cual un rayo de luz cambia su
dirección de propagación al pasar oblicuamente de un medio a
otro. Reflexión es el fenómeno por el cual un rayo de luz cambia su
dirección de propagación al incidir sobre una superficie de
separación de dos medios sin poder atravesarla.
Los rayos incidente, reflejado y refractado discurren en el mismo
plano. Los ángulos de incidencia (i), de reflexión (R) y de refracción
(r) se definen como los ángulos entre la normal a la interfase y los
rayos incidente, reflejado y refractado respectivamente (ver figura
1.9). El ángulo de reflexión (R) será siempre igual al de incidencia
(i), el ángulo de refracción es función de la diferencia de índices de
refracción entre los dos medios.

8
Humberto Chirif
1/2 λ
∆
Figura 1.8
Representación de dos ondas que interfieren (dibujadas con color negro y azul) y la resultante (rojo). En la parte superior se
representa una interferencia constructiva. En la parte central una interferencia totalmente destructiva generada por dos ondas
de la misma longitud desfasadas en media longitud de onda. En la parte inferior se representa la interferencia de dos ondas
desfasadas una distancia diferente a n/2 longitudes de onda (n entero).
Ri
N
RR
i
R
r
Rr
Figura 1.9
Rayo incidente (Ri), reflejado (Rl) y refractado (Rr) y sus respectivos ángulos con la normal: Ángulo de incidencia
(i), de reflexión (l) y de refracción (r).

Microscopía Óptica de Minerales
9
DISPERSIÓN
Dispersión es el fenómeno por el cual un haz de luz blanca se
separa en sus colores componentes al atravesar un medio de
mayor índice de refracción (ver figura 1.10).
El grado de separación angular entre dos rayos luminosos de dos
longitudes de onda diferentes depende de las diferencias entre los
dos índices de refracción para esas longitudes de onda.
La diferencia entre los índices en una sustancia para los rayos con
λ = 4861 λ (azul, línea F de Fraunhofer) y λ = 6563 λ (rojo, línea
C de Fraunhofer) se conoce como coeficiente de dispersión. Este
coeficiente tiene un valor característico para cada material.
ABSORCIÓN DE LA LUZ Y COLOR DE
TRANSMISIÓN
Absorción luminosa es la pérdida de la intensidad de luz al pasar
a través algún medio material. Esta pérdida se debe a que parte
de la energía luminosa se transforma en calorífica durante el paso.
El grado de absorción de la luz depende considerablemente del
espesor del material. El debilitamiento de la energía sigue la ley de
Lambert:
I = I 0
. e -4πkd/λ0
donde I es la intensidad de la luz a una distancia «d» de recorrido
dentro del material desde la superficie de incidencia, Ι 0
es la
intensidad inicial, k es el coeficiente de absorción y λ 0
la longitud de
onda de la luz en el vacío.
La absorción luminosa es más acentuada en algunos medios que
en otros. Muchas sustancias poseen una absorción general para
todas las longitudes de onda de la luz visible; otros muestran
absorción selectiva o específica, donde determinados rangos de
longitudes de onda son absorbidos más marcadamente. El vidrio
azul de una ventana, por ejemplo, absorbe con preferencia las
longitudes de onda rojas de la luz solar incidente, mientras que la
luz azul del espectro solar es transmitida (color de transmisión).
En los cristales se dice que el color es idiocromático si se produce
por una absorción selectiva del mismo mineral y alocromático si es
el resultado de la absorción selectiva de la luz por pequeñas
impurezas dispersas dentro del mineral.
CUERPOS TRANSPARENTES, TRANSLÚCIDOS
Y OPACOS
En mineralogía microscópica se consideran cuerpos transparentes
y translúcidos a aquellos que con un espesor de 30 µm dejan
pasar la luz. En ellos el coeficiente de absorción es bajo (k < 10 -4
en los transparentes y k ≈ 10 -4 en los translúcidos), el índice de
refracción es bajo (n entre 1,4 y 2,4) y la reflectancia es baja
(

10
Humberto Chirif
Minerales o cuerpos opacos son aquellos que con un espesor de
30 µm no dejan pasar luz. En ellos la absorción es alta (k entre 10 -
4
y 10 -1 ), el índice de refracción es por lo general mayor a 2,4 y la
reflectancia es alta. En el estudio microscópico de minerales opacos
la reflectancia es una propiedad muy importante.
ÍNDICE DE REFRACCIÓN Y LEY DE SNELL
El índice de refracción se define como la relación entre la velocidad
de la luz en el vacío y la velocidad de la luz en el medio
correspondiente (n = Vv / V).
Para fines de la mineralogía óptica se considera la velocidad de la
luz en el aire igual a la de la luz en el vacío, en consecuencia el
índice de refracción del vacío es igual a 1 y de cualquier otro medio
es mayor que 1.
Los medios isótropos presentan un único valor del índice de
refracción, mientras que los medios anisótropos presentan índices
diferentes en diferentes direcciones. La mayoría de minerales
formadores de rocas presentan índices de refracción entre 1,4 y
2,2.
La diferencia de índices de refracción de dos medios es la causa
que un rayo que pasa de un medio a otro se desvíe; así, al pasar
a un medio de mayor índice de refracción el rayo refractado se
acerca a la normal a la interfase y al pasar a un medio de menor
índice de refracción se aleja de la normal.
En 1621 Willebrord van Roijen Snell determinó la relación entre la
trayectoria del rayo incidente y la del rayo refractado, la cual es
conocida como Ley de Snell, cuyo enunciado es n i
Sen θ i
= n r
Sen
θ r
(ver figura 1.11).
Cuando la luz pasa de un medio de mayor a otro de menor índice
de refracción, el rayo refractado se aleja de la normal. Llamamos
ángulo crítico al ángulo de incidencia que origina un ángulo de
refracción de 90°. Rayos incidentes con ángulo mayor al ángulo
crítico sufrirán reflexión total (ver figura 1.12).
REFLECTANCIA DE LUZ MONOCROMÁTICA
LINEALMENTE POLARIZADA
La reflectancia o poder de reflexión de un mineral está dado por la
relación entre la intensidad de la luz reflejada y la intensidad de la
luz incidente:
R = 100 (I l
/I 0
) %
En muchos casos resulta difícil estimar la reflectancia abstrayéndola
del concepto de color.
En microscopía de minerales absorbentes (opacos) el rayo suele
incidir perpendicularmente a la superficie pulida del mineral. El
ángulo de incidencia es cero.
La ecuación de Fresnel relaciona la reflectancia con el índice de
refracción. Tratándose de minerales isótropos no absorbentes
(translúcidos) esta ecuación es:
(n λ
- n oλ
) 2
R λ
=
(n λ
+ n oλ
) 2
donde R λ
, n λ
y n oλ
representan los valores de la reflectancia, el
índice de refracción del mineral y el índice de refracción del medio
de inmersión, ambos para un determinado valor λ de longitud de
onda del rayo incidente. Si el medio es el aire n oλ
se considera
igual a 1.
Ri
qi
N
qr
n i
n r
ni Sen θi = nr Sen θr
n i
n r
= Índices de refracción
= Índices de refracción
θi θr = Ángulos de incidencia
y de refracción
= Angulos de incidencia y de refracción
Rr
N = Normal a ala la interfase
Figura 1.11
Ley de Snell. Relación entre índices y ángulos de refracción.

Microscopía Óptica de Minerales
11
i r = ArcSen (2,0 Sen i)
1
25º 57º41`24``
03º34`
r 2
1 r 26º 61º15`00``
2
03º58`
N r
= 1,0
r 3
27º 65º13`12``
3
04º39`
N i
= 2,0
28º 69º52`12``
05º58`
29º 75º50`24``
i 14º10`
i 1 30º 90º
i
4 4
i 2 3
l 4
4
= i 31º Reflex.Total
4
3
32º Reflex.Total
2
33º Reflex.Total
1
Figura 1.12
Ángulo crítico. Los rayos incidentes de luz linealmente polarizada discurren en un medio de mayor índice de
refracción. Los rayos 1 y 2 inciden con ángulos inferiores al ángulo crítico y en consecuencia cruzan la interfase y
se refractan. El rayo 3 incide con ángulo crítico, pues se refracta con un ángulo de 90º. El rayo 4 incide con ángulo
superior al ángulo crítico y por ende sufre reflexión total. A modo de ejemplo notamos en la tabla, que conforme se
incrementa el ángulo de incidencia en un grado acercándose al valor del ángulo crítico, el ángulo de refracción
aumenta cada vez más.
Para el caso de minerales isótropos absorbentes, la ecuación
considera al coeficiente de absorción k l
(ecuación de Beer):
R λ
=
(n λ
- n oλ
) 2 + k λ
2
(n λ
+ n oλ
) 2 + k λ
2
Para medios anisótropos es necesario considerar los dos valores
de índices de refracción y los dos valores del coeficiente de absorción
del mineral en la superficie pulida, además de los ángulos entre el
plano de vibración de la luz incidente y las direcciones privilegiadas
de vibración del mineral en la superficie pulida:
R λ
= (n 1λ - n oλ )2 2
+ k 1λ
(n 1λ
+ n oλ
) 2 + k
2
1λ
(n 2λ - n oλ ) 2 + k 2λ
2
(n 2λ
+ n oλ
) 2 + k 2λ
2
EL MICROSCOPIO DE POLARIZACIÓN
Cos 2 φ 1λ
Cos 2 φ 2λ
+
Cuando un objeto se encuentra a una distancia ligeramente mayor
a la focal genera a través de un lente biconvexo una imagen real,
invertida y más grande. Y si se coloca por encima de dicha imagenobjeto
y a una distancia menor a la focal a un segundo lente
biconvexo, la primera imagen será el objeto del segundo lente el
cual generará una imagen virtual, invertida y mucho más grande.
Esta combinación de lentes no es otra cosa que un microscopio
compuesto (ver figura 1.13).
El microscopio de polarización es un microscopio compuesto al
que se le ha provisto de dos polarizadores y una platina giratoria.
El primer polarizador se ubica antes de la muestra, para de esta
forma estudiar los objetos con luz linealmente polarizada. La platina
giratoria permite girar a la muestra y de esta forma la dirección de
vibración de la luz linealmente polarizada incide en la muestra con
diferentes orientaciones. El polarizador (analizador) superior se
ubica entre la muestra y el ocular permitiendo analizar si el mineral
estudiado es capaz de hacer variar la dirección de la luz linealmente
polarizada incidente (ver figura 1.14). Los microscopios de
polarización presentan un sistema de luz transmitida para el estudio
de minerales transparentes y otros de luz reflejada para estudio de
minerales opacos. A los equipos provistos sólo de sistema de luz
transmitida comúnmente se les denominan microscopios
petrográficos, puesto que sirven para el estudio de minerales
formadores de rocas, y a los equipos provistos de ambos sistemas
se les denomina microscopios universales.
En las figuras 1.15 y 1.16 se representan las partes de los
microscopios de luz transmitida y de luz reflejada y a continuación
se explica brevemente las características de cada parte.

12
Humberto Chirif
Figura 1.13
Esquema del microscopio compuesto: El objeto
de estudio ubicado debajo del lente objetivo a una
distancia mayor a la focal genera la imagen 1 (real,
inversa y más grande), la cual constituye el objeto
(objeto 2) del lente ocular, que se ubica por encima
a una distancia menor a su distancia focal, generando
una imagen final virtual, normal y mucho más
grande.
Figura 1.14
Esquema del microscopio de polarización:
Se trata de un microcopio compuesto provisto
de dos polarizadores, uno inferior ubicado
debajo de la platina y que permite estudiar a
los minerales con luz linealmente polarizada,
y otro superior, ubicado entre el objetivo y el
ocular y que permite analizar el efecto de la
luz linealmente polarizada sobre el mineral
estudiado.
Base
Los microscopios de polarización de luz transmitida tienen la fuente
luminosa en la base, donde además se ubican el vidrio mate, un
espejo o prisma para desviar los rayos hacia arriba verticalmente,
el diafragma de campo luminoso y el filtro azul. La fuente luminosa
emite luz blanca y su intensidad puede ser regulada. El vidrio mate
permite que pase la luz sin dejar pasar la imagen del filamento de
la lámpara; la luz sale de toda la superficie del vidrio en forma
homogénea, como luz natural, es decir que sus rayos componentes
no están polarizados.
El prisma o espejo de la base en algunos modelos de microscopio
es ligeramente movible de tal manera que se pueda regular el
direccionamiento del haz haciéndolo coincidir lo mejor posible con
el eje del microscopio.
El diafragma de campo luminoso restringe la cantidad de luz que
va a pasar y permite así centrar el haz con el eje del microscopio.
El filtro azul, último componente de la base, da al haz de luz blanca
una apariencia de luz de día.
Conjunto subplatina
El conjunto subplatina está conformado por el condensador de
bajo poder, el polarizador, el diafragma de apertura y el
condensador de alto poder. Los condensadores son lentes
convergentes que acercan a los rayos para que la cantidad de luz
se conserve sin iluminar sus paredes internas.
El condensador de bajo poder genera luz ortoscópica y el de alto
poder, en conjunción con un objetivo de alto poder, genera luz
conoscópica; es decir, rayos que viajan convergentemente hacia
un punto formando así un cono de luz (ver figura 1.17).
El diafragma de apertura impide el paso de los rayos externos del
haz permitiendo aislar detalles pequeños de la muestra sin cambiar
de objetivo.

Microscopía Óptica de Minerales
13
OCULAR
LENTE AMICCI-
BERTRAND
ANALIZADOR
ESTATIVO
CAVIDAD PARA
COMPENSADORES
OBJETIVO
MUESTRA
PLATINA
TORNILLO
DE ENNFOQUE
CONDESADOR
DE ALTO PODER
DIAFRAGMA
DE APERTURA
POLARIZADOR
CONDENSADOR
DE BAJO PODER
TORNILLO DEL
CONJUNTO
SUBPLATINA
BASE
FILTRO AZUL
DIAFRAGMA
DE CAMPO
VIDRIO
MATE
LÁMPARA DE
LUZ TRANSMITIDA
Figura 1.15
Microscopio de polarización de luz transmitida.
OCULAR
LENTE AMICCI-
BERTRAND
ANALIZADOR
POLARIZADOR
DIAFRAGMA
DE APERTURA
DIAFRAGMA
DE CAMPO
CONDENSADOR
TUBO ILUMINADOR
DE LUZ REFLEJADA
(TUBO EPI-ILUMINADOR)
FILTRO AZUL
VIDRIO MATE
LÁMPARA
ESPEJO
SEMIREFLECTOR
CAVIDAD PARA
COMPENSADORES
ESTATIVO
OBJETIVO
MUESTRA
PLATINA
TORNILLO
DE ENFOQUE
Figura 1.16
Microscopio de polarización de luz reflejada.

14
Humberto Chirif
LUZ
Luz
ORTOSCÓPICA
Ortoscópica
(Haz de rayos paralelos)
Para observación de características
de una superficie
LUZ
Luz
CONOSCÓPICA
Conoscópica
(Haz de rayos cónico con el
vértice enfocado en la muestra)
Para estudio de figuras de interferencia
Lente Bertrand fuera de secuencia
Lente Bertrand en secuencia (o retirar ocular)
Nícoles cruzados
Objetivo de alto poder (40X) bien centrado
Condensador de alto poder
Compensadores (para ver el signo óptico)
Figura 1.17
Diferencias entre luz ortoscópica y luz conoscópica.
Platina
La platina (superficie sobre la que se coloca la muestra) es giratoria
en los microscopios de polarización, lo cual permite que los
minerales sean estudiados en diferentes orientaciones respecto
de sus direcciones privilegiadas de vibración.
Objetivos
Por encima de la platina se ubica el objetivo o el sistema revólver
que sujeta a varios objetivos. Los objetivos tienen por función
producir una imagen nítida y clara, la cual se convertirá luego en
el objeto del lente ocular. Consta de un cilindro en cuya parte

Microscopía Óptica de Minerales
15
inferior se encuentra engastado el lente objetivo y en la parte
superior presenta una rosca para sujetarlo al sistema revolver.
En la superficie del cilindro se encuentran gravadas sus
características (ver figura 1.18), las cuales se resumen en los
siguientes conceptos:
AI = Amplificación Inicial o amplificación del objetivo. Existen
objetivos de baja amplificación (3,2X a 5X),
amplificación media (10X, 20X), amplificación alta (40X,
45X) y muy alta (100X)
AA=
NA=
Apertura Angular.- Es el ángulo entre los rayos más
divergentes que llegan al lente objetivo desde el punto
central de la muestra.
Apertura numérica = n Sen µ , donde n es el índice
de refracción del medio (aceite o aire) y, µ es igual
a la mitad de la apertura numérica.
Largo del tubo vertical (distancia entre la parte inferior del tambor
objetivo y la superior del ocular). Mayormente es de
160 mm en los microscopios de luz transmitida, y 210
mm en los de luz reflejada.
Correcciones.- Se refiere a si el objetivo puede ser usado para
observación de muestras con cubreobjeto o sin
cubreobjeto. Si se indica «0,17» significa que dicho
objetivo se puede utilizar para estudio de secciones
delgadas (0,17 mm es el espesor del cubreobjeto). Si
se indica «0» es un objetivo que puede ser usado
indistintamente para secciones con o sin
cubreobjeto.
Otros conceptos importantes relacionados a los objetivos son los
siguientes:
Distancia libre de trabajo (DLT).- Distancia entre la parte más baja
del objetivo (que en muchos casos es un anillo
protector de metal) y la parte más alta del objeto.
Profundidad de enfoque (PE).- Distancia entre el límite superior e
inferior enfocado. Es una función inversa de la
apertura numérica. A mayor apertura numérica, menor
profundidad de enfoque (ver figura 1.18).
Límite de resolución.- Distancia mínima entre líneas que pueden
ser separadas (reconocidas) por cada objetivo.
Cavidad para compensadores
Es una cavidad larga ubicada entre el objetivo y el analizador con
orientación diagonal (45º) con respecto a las direcciones
privilegiadas del polarizador y analizador. Su función y la de los
compensadores se ven en el capítulo 3.
Analizador (o polarizador superior)
Es un polarizador cuya dirección de polarización es perpendicular
a la del primer polarizador. Sirve para determinar una serie de
propiedades (punto 3.2), principalmente analiza si el mineral
estudiado origina algún cambio en la dirección de vibración de la
luz linealmente polarizada incidente.
Lente Amicci-Bertrand
El lente Amicci-Bertrand, que es un lente biconvexo asimétrico y
de alto poder de amplificación, se utiliza en combinación con el
condensador de alto poder y un objetivo de gran aumento, para
obtener luz conoscópica para la observación de figuras de
interferencia (capítulo 4).
Tubo epi-iluminador
Se emplea exclusivamente para el estudio de minerales opacos
(luz reflejada). Es un tubo que según los modelos de microscopios
Tabla 1.1
Características de los objetivos. Relación numérica entre apertura angular,
apertura numérica, distancia libre de trabajo, profundidad de enfoque cantidad de
líneas que pueden ser reconocidas y límite de resolución para objetivos de
diferentes amplificaciones iniciales
AI AA NA DLT PE

16
Humberto Chirif
Figura 1.18
Características de los oculares (arriba) y objetivos (centro). En la parte inferior se representa la distancia libre
de trabajo (DLT) y profundidad de enfoque (PE) para un objetivo con poder de amplificación bajo (izquierda) y
alto (derecha).
se debe instalar o está permanentemente instalado. Consta,
análogamente a la base y conjunto subplatina del microscopio de
luz transmitida, de una fuente luminosa, vidrio mate, filtro azul,
condensador de bajo poder, diafragma de campo, diafragma de
apertura y polarizador. Además, y a diferencia del caso de luz
transmitida, presenta un sistema de iluminación vertical (espejo
semireflector entre otros tipos) que desvía la iluminación hacia
abajo, es decir hacia la muestra. En el capítulo 6 se describe con
mas detalle el sistema de iluminación para luz reflejada.
Oculares
El lente ocular es el que aumenta la imagen producida por el obje-
objetivo y genera la amplificación total (amplificación del ocular por
la del objetivo). El ocular se encuentra engastado en un cilindro
que encaja en la parte superior del tubo vertical. El lente ocular
mismo se ubica en la parte superior del cilindro, en un sistema que
permite moverlo ligeramente en forma vertical para que cada
observador enfoque según su medida de vista.
Existen oculares de baja amplificación (5X a 6X), amplificación
media (10X, 12X) y amplificación alta (16X). En la parte media del
cilindro, aproximadamente donde se forma la imagen del objetivo,
se encuentran engastados dos hilos perpendiculares que sirven
para dividir el campo visual en cuatro cuadrantes.

Microscopía Óptica de Minerales
17
CORRECCIONES AL MICROSCOPIO DE
POLARIZACIÓN
Con el uso del microscopio algunas de sus partes se aflojan y
descentran y por ello es necesario regularmente hacer ciertas
correcciones, siendo las principales el centrado de objetivos,
centrado de fuente luminosa y la corrección de perpendicularidad
entre polarizador y analizador.
Corrección de objetivos descentrados
Cuando el eje del objetivo no coincide exactamente con el eje del
microscopio decimos que el objetivo se encuentra descentrado. Al
girar la platina veremos que el objeto ubicado en el centro del
campo visual no gira sobre su propio eje sino que sale del centro
y hace una órbita circular. Si el objetivo está muy descentrado la
órbita sale del campo visual. Si la órbita tiene forma de «e» es
porque además del objetivo, la platina también está descentrada,
para lo cual se requiere la intervención de un técnico especialista
en mantenimiento de microscopios.
Para corregir objetivos descentrados se empieza con el de menor
aumento procediendo de la siguiente manera (ver figura 1.19):
1) Enfocar una sección delgada y ubicar algún detalle puntual
en el cruce de los retículos.
2) Girar la platina hasta que el detalle esté lo más alejado
posible del cruce reticular.
3) Con ayuda de los tornillos para centrar objetivos, mover el
detalle hasta la mitad de su distancia con el cruce reticular
4) A mano llevar el detalle hasta el cruce de los retículos.
5) Girar la platina y si el objetivo aun no está centrado volver
al paso 1.
Corrección de fuente luminosa
Cuando el eje del haz de luz transmitida no coincide con el del
microscopio decimos que la fuente luminosa está descentrada.
El campo visual no se ve homogéneamente iluminado y los
minerales presentan sombras hacia un lado. Para corregir ello se
procede de la siguiente manera (ver figura 1.19):
1) Colocar el objetivo de menor aumento correctamente
centrado.
2) Retirar el filtro azul, vidrio mate, polarizador y condensador
de alto poder.
3) Cerrar diafragmas de apertura y de campo luminoso.
4) Ver la proyección del filamento de la fuente luminosa en el
diafragma de apertura y centrar moviendo la fuente
luminosa o el prisma de la base o el conjunto subplatina,
según el modelo del microscpio.
5) Enfocar una sección delgada y retirarla.
6) Centrar el punto luminoso con los tornillos moleteados del
conjunto subplatina, o del prisma de la base, según el
modelo del microscopio.
7) Abrir diafragma de campo luminoso hasta que el polígono
quede circunscrito al campo visual.
8) Colocar filtro azul, vidrio mate y sección delgada.
9) Graduar diafragma de apertura e intensidad.
Corrección de perpendicularidad de
polarizadores
Cuando la dirección privilegiada del polarizador y la del analizador
no son perfectamente perpendiculares, las observaciones entre
nícoles cruzados no serán las correctas (los minerales isótropos
no se ven oscuros y los anisótropos presentan colores diferentes
a los correspondientes a su birrefringencia).
Para corregir ello se procede de la siguiente manera:
1) Enfocar una sección delgada y ubicar algún medio isótropo
(vidrio, bálsamo) o retirar la sección.
2) Colocar el analizador en secuencia (nícoles cruzados).
No debe pasar luz.
3) Si pasa luz entonces girar el polarizador hasta conseguir
la oscuridad.
PREPARACIÓN DE LA MUESTRA (SECCIONES
DELGADAS Y PULIDAS)
El microscopio de polarización requiere de una preparación
adecuada de la muestra que empieza con una rigurosa selección
de la zona a estudiar; esto puede ser una venilla, una capa, la
masa fundamental de una roca, etc. Si el objetivo es estudiar
minerales transparentes se debe preparar una sección delgada y
si se quiere estudiar minerales opacos se preparará una sección
pulida.
En la figura 1.20 se representa el proceso de preparación de
secciones delgadas o pulidas.
Si la muestra es deleznable o muy delicada, será recomendable
impregnarla con resina o bálsamo de Canadá al vacío, con lo cual
la muestra adquiere mayor cohesión. Luego se realiza el corte de
la porción seleccionada. Si se trata de una sección delgada se
deberán realizar dos cortes paralelos con una separación de
aproximadamente 1 mm, pulir una cara y pegarla sobre una lámina

18
Humberto Chirif
CORRECCIÓN Corrección DE de OBJETIVOS Objetivos Descentrados
DESCENTRADOS
(1) (2) (3)
(4) (5)
CORRECCIÓN Corrección DEde FUENTE Fuente LUMINOSA Luminosa Descentrada
DESCENTRADA
Figura 1.19
Esquema de la corrección de objetivos descentrados (arriba) y de fuente luminosa descentrada (abajo).
porta objeto. Si se desea preparar una sección pulida, el trozo
cortado se engastará en una briqueta de resina epoxy u otro
producto similar.
Luego las muestras se desgastarán sobre superficies de pulido
con abrasivos cada vez más finos empezando con carburundum y
culminando con alúminas o, mejor aún, con polvo fino de diamante.
Con cada abrasivo se trabajará hasta que desaparezcan las
irregularidades obtenidas con el abrasivo anterior. En el caso de
las secciones delgadas se deberá obtener un espesor de 30 µm,
lo cual se comprueba con la coloración del cuarzo visto entre
nícoles cruzados. Finalmente la sección delgada deberá ser cubierta
con una lámina cubre objeto.

Microscopía Óptica de Minerales
19
Sección delgada
ABRASIVOS:
Abrasivos:
Carburundum
Alúmina
Polvo de diamante
LUBRICANTES:
Lubricantes:
Agua
Alcohol
Aceites
Sección pulida
SUPERFICIE
Superficie de
DE Pulido: PULIDO:
Vidrio
Plomo
Plástico
Hierro fundido
Figura 1.20
Preparación de secciones delgadas y secciones pulidas.

PÁGINA EN BLANCO

Boletín N° 1, Serie J - INGEMMET
Dirección de Recursos Minerales y Energéticos
CAPÍTULO II
CRISTALOGRAFÍA Y CARACTERÍSTICAS ÓPTICAS
DE LOS MINERALES
GENERALIDADES SOBRE LOS MINERALES
Los minerales son compuestos naturales, inorgánicos, sólidos, con
composición química más o menos definida, propiedades físicoquímicas
relativamente constantes y estructura interna característica.
Tomemos el ejemplo de la pirita, que es un mineral del grupo de los
sulfuros de fórmula general FeS 2
. Sus elementos constituyentes
presentan un ordenamiento cristalino único (isométrico, diploidal
2/m 3 ) que resulta característico de esa y solo de esa especie. Sin
embargo, en la composición química pueden haber pequeñas
modificaciones producidas por sustituciones de níquel o cobalto
por el hierro, las cuales no influyen en el arreglo cristalino, pero sí
en sus propiedades (por ejemplo, con el incremento de níquel
disminuye ligeramente la dureza del mineral y éste adquiere una
tonalidad tenuemente rosácea).
Los minerales se forman por ordenamiento de elementos con
disposiciones tridimensionales específicas y repetición de la molécula
elemental a distancias específicas en direcciones específicas. Ello
obedece a clases de simetría de los sistemas cristalinos, de tal
manera que cada especie mineral presenta una estructura interna
propia, la cual se puede manifestar o no en formas externas. El
desarrollo de estas formas depende del ambiente de formación.
En la figura 2.1 se representa el desarrollo de un cristal.
Así, por ejemplo, el mineral pirita puede presentarse en la naturaleza
con diversas formas externas; en algunos casos, cristales con
formas de pentadodecaedros, de octaedros, de cubos o
combinaciones de estas formas, y en cada caso con diferentes
calidades de desarrollo de éstas (a veces en cristales bien formados
y otras con aristas redondeadas o hasta totalmente anhedrales,
sin caras planas). El desarrollo de las formas externas dependerá
de las condiciones de formación en el yacimiento, tales como
disponibilidad de espacio, velocidad de variación de la presión o
la temperatura, entre otras. Pero absolutamente en todos los casos,
todos los cristales de pirita que se formen tendrán siempre el mismo
ordenamiento cristalino (isométrico, diploidal 2/m 3 ), de lo contrario
ya no sería pirita y estaríamos hablando de una transformación de
una especie en otra.
CARACTERÍSTICAS CRISTALOGRÁFICAS Y
ÓPTICAS DE LOS MINERALES. INDICATRICES
ÓPTICAS
Las características cristalográficas más generales de un mineral
son los periodos con que se repite la partícula elemental o embrión
del cristal y los ángulos entre las direcciones de repetición, lo cual
define a los sistemas cristalinos (figura 2.2). Según dichas
características podemos reconocer tres grupos de minerales:
a) Minerales cuyas direcciones de repetición son ortogonales
entre sí, y los periodos de igual magnitud (sistema cúbico).
b) Minerales con periodos de repetición de igual magnitud
c
b
g
a
b
Molécula Retículo Cristal
a
Figura 2.1
Desarrollo tridimensional de los minerales. Existiendo la disponibilidad química y las condiciones físicas apropiadas, los
elementos se unen ordenadamente formando un arreglo cristalográfico característico. El desarrollo de las caras externas
depende de las condiciones físicas particulares del yacimiento.

22
Humberto Chirif
Sistema
Cúbico
Características
Clases de Simetría
Hexaquisoctaédrica
Giroídica
Hexaquistetraédrica
Diploédrica
Tetratoídica
Tetragonal
Hexagonal
Trigonal
Bipiramidal tetragonal
Trapezoédrica tetragonal
Piramidal ditetragonal
Escalenoédrica tetragonal
Piramidal tetragonal
Biesfenoídica tetragonal
Bipiramidal dihexagonal
Trapezoédrica hexagonal
Piramidal dihexagonal
Bipiramidal ditrigonal
Bipiramidal hexagonal
Piramidal hexagonal
Bipiramidal trigonal
Escalenoédrica hexagonal
Trapezoédrica trigonal
Piramidal ditrigonal
Romboédrica
Piramidal trigonal
Rómbico
Bipiramidal rómbica
Biesfenoídica rómbica
Piramidal rómbica
Monoclínico
Prismática
Esfenoídica
Domática
Triclínico
Pinacoidal
Pedial
Figura 2.2
Características de los sistemas cristalinos.

Microscopía Óptica de Minerales
23
en direcciones coplanares y un periodo diferente en otra
dirección (sistemas tetragonal, hexagonal y trigonal).
c) Minerales con periodos de repetición diferentes en cada
dirección (sistemas rómbico, monoclínico y triclínico).
Análogamente, los minerales presentan índices ópticos (de refracción
o de reflexión, según sea el caso de minerales transparentes u
opacos) en tres diferentes direcciones siempre ortogonales entre
sí (conocidas como direcciones privilegiadas).
El modelo que representa las características ópticas de un mineral
(variación de la magnitud de los índices según la dirección) es
conocido como «indicatriz óptica». Según las características ópticas
y —por ende— la morfología de las indicatrices, se pueden
reconocer tres grupos de minerales:
a) Minerales que presentan el mismo valor de índice en
cualquier dirección (isótropos). Su indicatriz será una
esfera (igual radio en cualquier dirección).
b) Minerales con índices de igual magnitud en direcciones
coplanares y de magnitud diferente en la dirección ortogonal
a dicho plano (anisótropos uniáxicos). La indicatriz será
un elipsoide de revolución.
c) Minerales con índices de diferentes magnitudes en cada
una de tres direcciones ortogonales entre sí (anisótropos
biáxicos). La indicatriz será un elipsoide triaxial.
En la figura 2.3 se comparan las características cristalográficas con
las ópticas y se muestran los tres tipos de indicatrices.
En la figura 2.4 se explican las características de las indicatrices de
minerales isótropos y anisótropos. Allí se puede observar que los
minerales isótropos presentan un único valor de índice de refracción
(n); por otro lado, los minerales anisótropos uniáxicos presentan
dos valores (n ω
y n ε
, índice ordinario y extraordinario
respectivamente), y los anisótropos biáxicos presentan tres valores
(n α
, n β
y n γ
).
La indicatriz de minerales uniáxicos presenta una única sección
circular, es decir, una sección en la cual los índices tienen la misma
magnitud en cualquier dirección de ese plano (n ω
), mientras que
las indicatrices de minerales biáxicos presentan dos secciones
circulares (n β
). Los ejes perpendiculares a las secciones circulares
se conocen como ejes ópticos. El ángulo que hacen los ejes ópticos
de los minerales biáxicos se denomina ángulo 2V.
Figura 2.3
Comparación entre características cristalográficas y ópticas de los minerales.

24
Humberto Chirif
Figura 2.4
Tipos de indicatrices y sus elementos.
REDUCCIÓN DE TRES A DOS DIMENSIONES
Si se hace un corte al cristal para preparar una sección delgada o
pulida, estaremos reduciendo los aspectos morfológicos y ópticos
de tres a dos dimensiones. Así, por ejemplo, si cortamos un cubo,
obtendremos superficies triangulares, cuadrangulares,
pentagonales o hexagonales, según la orientación del corte,
pasando de esa manera de un volumen a una superficie. Igualmente,
en una sección de un mineral, encontramos sólo dos de sus tres
índices ópticos, los que están en direcciones ortogonales entre sí
(direcciones privilegiadas del mineral en la sección) y corresponden
a los radios principales de la elipse de intersección de la indicatriz
con el plano de corte (ver figura 2.5).
LUZ LINEALMENTE POLARIZADA TRANSMITIDA
EN MINERALES TRANSPARENTES
Con el microscopio de polarización de luz transmitida podemos
estudiar la interferencia de luz linealmente polarizada en un
determinado corte del mineral transparente (sección delgada) y
en diferentes posiciones, esto último gracias a la platina giratoria
del microscopio (ver figura 2.6).
En minerales isótropos (sistema cúbico y
mineraloides)
Como sabemos, cualquier corte que se haga en un mineral isótropo
(sistema cúbico o sustancias amorfas) permitirá obtener secciones
con índices de refracción de la misma magnitud en cualquier
dirección. En consecuencia, en los minerales isótropos, cualquiera
sea la orientación del corte, tendremos siempre una sección circular,
y cualquiera sea la posición sobre la platina, el rayo de luz
linealmente polarizada atravesará al mineral sin variar su dirección
de vibración y, en consecuencia, llegará al analizador con una
dirección de vibración perpendicular a la dirección privilegiada de
éste y no lo podrá cruzar. Los minerales isótropos entre nícoles
cruzados se verán permanentemente en extinción (ver figura 2.7).
En minerales anisótropos
En los minerales anisótropos, en el caso de cortes basales, se
obtendrán secciones circulares en las cuales el comportamiento
de la luz linealmente polarizada es semejante al caso de minerales
isótropos, y para cualquier otro corte se tendrán secciones con
dos índices de diferentes magnitudes dispuestos en direcciones

Microscopía Óptica de Minerales
25
Figura 2.5
Orientación del corte, forma de los cristales y valores de índices en la sección. A la izquierda se muestra la forma
tridimensional de un cristal, donde X, Y y Z indican las direcciones en que se encuentran los índices a, b y g, respectivamente.
Si se hace un corte según el plano A, se obtendrá una sección con índices b y g; si se hace un corte
como B, se obtendrá una sección con índices a y b,y si se hace un corte como C, se obtendrá una sección con un
índice a y otro índice intermedio entre b y g, al que se denomina g‘. Obsérvese que los índices siempre están incluidos
en direcciones perpendiculares entre sí.
Figura 2.6. Orientación del corte y posición sobre la platina.
A. Cristal de piroxeno atravesado por tres rayos de diferentes trayectorias. El rayo 1 encontrará los índices de refracción α y γ, el rayo 2
encontrará los índices β y γ y el rayo 3 a los índices α y β.
B. Cristal de piroxeno y superficie de corte de una sección delgada.
C. Los rayos de luz linealmente polarizada del microscopio que atraviesan a la sección delgada cortada como se muestra en B encontrarán
a los índices de refracción α y γ‘. Si la sección delgada está orientada sobre la platina de tal manera que la dirección de uno de los índices
de refracción coincide con la dirección de vibración del rayo incidente, entonces la luz pasará por el mineral sin que cambie su dirección
de vibración. Esta situación se repite si giramos la platina 90º.

26
Humberto Chirif
Analizador
Polarizador
Figura 2.7
Comportamiento de un mineral isótropo en luz transmitida y nícoles cruzados.
perpendiculares entre sí (direcciones privilegiadas del mineral).
En el segundo caso, cuando la dirección de vibración del rayo
linealmente polarizado incidente coincide con una de las direcciones
privilegiadas del mineral, el rayo atravesará al mineral sin variar
su dirección de vibración y, en consecuencia, entre nícoles
cruzados, veremos el mineral en extinción (ver figura 2.8,
izquierda). Si giramos la platina a cualquier lado en un ángulo
diferente a 90°, el rayo linealmente polarizado incidente se
descompondrá en dos rayos que vibran en cada una de las
direcciones privilegiadas del mineral con diferentes velocidades y
longitudes de onda. Al llegar a la superficie superior de la sección,
los rayos estarán desfasados y al abandonar el mineral interferirán
y se propagarán con igual velocidad y longitud de onda (la
correspondiente al medio —aire o aceite—), pero cada uno seguirá
vibrando en la dirección del índice respectivo (ver figura 2.8,
derecha). Al llegar al analizador, de ambas componentes habrá
una resultante con dirección de vibración coincidente con la del
analizador, la cual la podrá atravesar y hará posible que se vea al
mineral anisótropo entre nícoles cruzados (colores de interferencia).
Concluimos, entonces, que de un mismo mineral se pueden obtener
secciones con diferentes características según el corte, tal como
ocurre en una roca en cuya sección se verán diversos cristales
de una misma especie; los cristales de corte circular los veremos
permanentemente en extinción, los de corte vertical mostrarán la
máxima anisotropía, mientras que los de cortes intermedios
mostrarán anisotropías intermedias (ver figura 2.9).
LUZ LINEALMENTE POLARIZADA REFLEJADA
EN MINERALES OPACOS
Análogamente a lo visto con los índices de refracción en minerales
transparentes, los rayos de luz linealmente polarizados se reflejan
en superficies pulidas de minerales opacos isótropos sin que varíe
la dirección de vibración, en consecuencia, se verán entre nícoles
cruzados permanentemente en extinción.
En superficies pulidas de minerales opacos anisótropos, los rayos
de luz linealmente polarizados se reflejan variando la dirección de
vibración, en consecuencia, se podrán ver entre nícoles cruzados
(ver figura 2.10).
PROPIEDADES QUE SE ESTUDIAN CON EL
MICROSCOPIO DE POLARIZACIÓN
El estudio de minerales con el microscopio de polarización es una
especialidad notoriamente diferente al estudio macroscópico.
Algunas propiedades macroscópicas de minerales son diferentes
bajo el microscopio de polarización, como el color, mientras que
otras, como el relieve, pueden ser determinadas exclusivamente
con dicho equipo.
En la tabla 2.1 se indican las propiedades que se estudian con
ayuda del microscopio, tanto con luz transmitida como con reflejada.
En las tablas 2.2 y 2.3 están consignados los principales minerales
transparentes y opacos agrupados por clases o subclases.

Microscopía Óptica de Minerales
27
Vci λci
Analizador
Analizador
Polarizador
V 1 λ 1
Polarizador
Figura 2.8
Comportamiento de mineral anisótropo en luz transmitida y nícoles cruzados.
ROCA
PLANO DE CORTE
SECCIÓNDELGADA
Sección Delgada
Figura 2.9
Sección delgada de una roca mostrando granos con diferentes cortes.

28
Humberto Chirif
Analizador
Analizador
Polarizador
Polarizador
Mineral isótropo
Mineral anisótropo
Figura 2.10
Luz linealmente polarizada reflejada sobre una sección de un mineral opaco. Esta luz se refleja en el espejo semireflector e
incide en la superficie de la sección pulida. Si se trata de un mineral isótropo (izquierda), la luz se reflejará sin cambiar su
dirección de vibración y al llegar al analizador no habrá componente en la dirección privilegiada de éste, por ello, no podrá pasar.
Si se trata de un mineral anisótropo (derecha), la luz se reflejará cambiando su dirección de vibración y al llegar al analizador
habrá un componente en la dirección privilegiada de éste, por ello, pasará luz.
Tabla 2.1
Propiedades mineralógicas que se estudian con el microscopio de polarización
Luz Ortoscópica
Tipo de Iluminación
Nícoles paralelos
Tipo de
Propiedades
Ópticas
Estructurales
Luz Transmitida
Color
Pleocroísmo
Relieve
Tamaño
Morfología
Clivaje
Nícoles cruzados Ópticas Anisotropía
Color de
Interferencia
Birrefringencia
Extinción
Elongación
Estructurales Maclas
Zonamiento
Luz Conoscópica Nícoles cruzados Ópticas Carácter óptico
Signo óptico
Ángulo 2V
(*) El carácter y el signo óptico con luz reflejada no se observa fácilmente.
Luz Reflejada
Color Pleocroísmo
Reflectancia
Birreflectancia
Dureza relativa
Tamaño
Morfología
Clivaje
Anisotropía
Reflexiones
Internas
Maclas
Zonamiento
(Carácter óptico)*
(Signo óptico)*

Microscopía Óptica de Minerales
29
Tabla 2.2
Principales minerales transparentes ordenados por clase, subclase, grupo y especie
Sub Grupo Especie Sub Grupo Especie Clase Sub Especie
clase
clase
Clase
NSILs
Olivino FSILs ARCs Caolinita HLs
Halita
Andalucita Dickita Silvita
Cianita Illita Cerargirita
Silimanita Esmectita Bromargirita
Topacio Montmorillonita Fluorita
Circón
Pirofilita
Atacamita
Titanita
Talco
OXs
Corindón
Dumortierita MCs Muscovita Periclasa
GRANATE Paragonita Rutilo
SSILs
Vesubiana Glauconita Anatasa
Epídota Flogopita Espinela
CSILs
Turmalina Biotita Perovskita
Berilo Margarita Brookita
Cordierita
Lepidolita
Casiterita
ISILs PXs Omfacita SPTs Antigorita HOXs
Brucita
Egirina-augita
Crisotilo
Gibbsita
Jadeita CLOs Clorita Diaspora
Egirina
Apofilita
Goethita
Diópsido
TSILs Sílice Cuarzo
Lepidocrocita
Hedenbergita Tridimita CBT
Calcita
Augita Cristobalita Rodocrosita
Pigeonita Coesita Siderita
Clinoenstatita Estishovita Smithsonita
Clinoferrosilita
Ópalo
Magnesita
Ortoenstatita FPs Ortosa Aragonito
Hiperstena Hialofana Estroncianita
Ortoferrosilita Celsiana Cerusita
Espodumena Sanidina Witherita
Rodonita Microclina Dolomita
Wollastonita
Anortoclasa
Anquerita
ANFs Antofilita PGs Albita SFTs
Baritina
Cummingtonita Oligoclasa Celestita
Tremolita Andesina Anglesita
Actinolita Labradorita Anhidrita
Hornblenda Bytownita Yeso
Riebeckita
Anortita
Calcantita
Glaucofana FDs Nefelina Melanterita
Abreviaturas:
Leucita
Epsomita
NSILs = Nesosilicatos
Sodalita
Goslarita
ARCs = Arcillas
Noseana
Jarosita
HLs = Haluros
Haüyna
Alunita
SSILs = Sorosilicatos
Analcita
FFTs
Xenotimo
MCs = Micas
Cancrinita
Monacita
OXs = Óxidos
Escapolita
Vivianita
CSILs = Ciclosilicatos
ZEOs Natrolita
Apatito
SPTs = Serpentinas
Thomsonita
Piromorfita
HOXs = Hidróxidos
Phillipsita
Vanadinita
ISILs = Inosilicatos
Chabasita
Lazulita
CLOs = Cloritas
Laumontita
Turqueza
CBTs = Carbonatos TSILs = Tectosilicatos
FSILs = Filosilicatos PGs = Plagioclasas FDs = Feldespatoides
FPs = Feldespatos FFs = Fosfatos ANFs = Anfíboles
SFTs = Sulfatos PXs = Piroxenos ZEOs = Zeolitas

30
Humberto Chirif
Tabla 2.3
Principales minerales opacos ordenados por clase, grupo y especie
Clase Grupo Especie Abrev. Clase
Grupo Especie Abrev.
ENs
SULs
Oro Au PGRs Pearcita prc
Plata Ag Polibasita plb
Cobre Cu PRJs Proustita pro
Arsénico As Pirargirita pgt
Antimonio Sb CGRs Tetraedrita tet
Bismuto Bi SFSs
Tennantita ten
Grafito gf SFSsPb Bournonita bnn
Argentita arg Boulangerita blg
Calcosita cc Jamesonita jm
Digenita dg Enargira en
Bornita bn Luzonita luz
Calcopirita cp Cuprita cup
Galena gn Tenorita tn
Escalerita ef Magnetita mt
Pirrotita po Hematina hm
Pentlandita pnt OXs
Ilmenita il
Covelita cv Rutilo rt
Rejalgar rj Pirolusita prl
Oropimente orp Casiterita cst
Estibnita stb Cromita crm
Bismutinita bmt WFTs Wolframita Wfm
Pirita
py
Bravoita bv
Marcasita mc
Arsenopirita apy
Molibdenita mb
Abreviaturas:
ENs = Elementos nativos
PGRs = Platas grises
SULs = Sufuros
PRJs = Platas rojas
SFSs = Sulfosales
CGRs = Cobres grises
OXs = Óxidos
SFSsPb= Sulfosales de plomo
WFTs = Wolframatos.

Boletín N° 1, Serie J - INGEMMET
Dirección de Recursos Minerales y Energéticos
CAPÍTULO III
ESTUDIO CON ILUMINACIÓN ORTOSCÓPICA TRANSMITIDA
ESTUDIO CON NÍCOLES PARALELOS
Las propiedades que se estudian con luz ortoscópica transmitida y
nícoles paralelos son el color, el pleocroísmo, el relieve, el tamaño,
la morfología y el clivaje, tal como se vio en el capítulo 2.
Color
El color de un mineral en lámina delgada no presenta tantas
variaciones como se verían macroscópicamente; esto se debe a
que con un espesor de 30 µm el efecto de las impurezas es mínimo
(por ejemplo, tanto el cuarzo rosado como el blanco o el gris los
veremos incoloros en sección delgada).
La descripción del color la hacemos tomando en cuenta el color
principal, la intensidad y la tonalidad (por ejemplo, amarillo claro
verdoso). Es preferible evitar las comparaciones. A continuación
citamos algunos ejemplos de colores de minerales en sección
delgada:
Incoloro: Cuarzo, feldespato, circón, apatito, cloritoide, espinela,
fluorita, calcita, dolomita, anhidrita, baritina, muscovita.
Rojizo:
Almandina, piropo, espesartina, circón, rutilo, esfena,
biotita, hiperstena, hornblenda.
Verdoso: Clorita, augita, diopsido, olivino, pumpelita, esfena, biotita,
epídota, glaucofana, hornblenda, hiperstena.
Pleocroísmo
Es la capacidad de algunos minerales de mostrar diferentes colores
(o intensidad o tonalidad) cuando la luz es transmitida en direcciones
diferentes. Como se vio en el capítulo inicial (punto 1.8), el grado
de absorción depende del espesor de la muestra, en consecuencia,
hay que resaltar que el pleocroísmo observado en secciones
delgadas de 30 mm de espesor será radicalmente diferente al
observado en muestras gruesas. En función a la magnitud del
cambio podemos calificar al pleocroísmo como fuerte (por ejemplo,
biotita, glaucofana), moderado (clorita, hornblenda) o débil
(cordierita, sillimanita).
Determinación del índice de refracción
Los principales métodos para la estimación o determinación del
índice de refracción de un mineral son la observación del relieve,
la línea brillante y la iluminación oblicua, y el empleo del
refractómetro. Los tres primeros se basan en la comparación del
índice del mineral a estudiar con el del medio en el que éste se
encuentra inmerso, que puede ser otro mineral, bálsamo de Canadá
o aceite (ver figura 3.1).
El relieve (en realidad, la sensación óptica de relieve) es una
propiedad de los minerales transparentes que hace ver más altos
a los granos de minerales de índice de refracción mayor que el de
los vecinos, mientras que los granos con índice menor, se ven
como depresiones. A mayor diferencia entre los índices, mayor
será la sensación óptica de relieve. Tomando como material de
referencia al bálsamo de Canadá (n = 1,55) diremos que tienen
relieve negativo los minerales de índice menor a éste, y relieve
positivo los minerales de índice mayor (ver figura 3.1).
La linea brillante o linea de Becke es aquella que se forma al
desenfocar el mineral, aumentando ligeramente la distancia entre
el objetivo y el objeto. Cuando la diferencia entre el índice de
refracción del mineral a estudiar y del medio en que este se encuentra
inmerso es marcada, se forma una línea brillante nítida que se
dirige claramente al medio de mayor índice. Por el contrario, si la
diferencia es mínima, se formará una línea tenue y será necesario
aumentar el contraste (bajar intensidad de la luz y cerrar diafragma
de apertura) y enfocar y desenfocar varias veces para poder
apreciarla. El fundamento de la formación de esta línea lo podemos
ver en la figura 3.2.
El método de la sombra o iluminación oblicua consiste en interrumpir
con un obstáculo opaco un lado del haz de luz del microscopio
entre la fuente luminosa y el conjunto subplatina, acercándolo
lentamente hacia el centro, para luego observar cómo se
ensombrece el grano mineral a estudiar. Si éste tiene índice de
refracción similar al medio en el que se encuentra inmerso, entonces
se ensombrecerá homogéneamente; pero si su índice es mayor,
aparecerá una sombra por el mismo lado por donde se introduce
el obstáculo opaco (ver figura 3.1).
Estos tres primeros métodos pueden ser aplicados tanto en
secciones delgadas convencionales como en preparados
especiales de granos sueltos inmersos en aceite de índice de
refracción conocido. Este segundo tipo de muestra permite una
determinación más precisa. En la figura 3.3 se dan indicaciones
para su preparación.

32
Humberto Chirif
Figura 3.1
Métodos para la estimación del índice de refracción relieve (arriba), línea de Becke (centro) y método de la
sombra (abajo).

Microscopía Óptica de Minerales
33
Figura 3.2
Formación de la línea de Becke. Al aumentar la distancia entre el objetivo y el objeto, se observa que se desenfoca el borde
y aparece una línea brillante que se dirige hacia el material de mayor índice de refracción.

34
Humberto Chirif
Malla 100
Malla 170
Figura 3.3
Determinación del índice de refracción por comparación con aceites de inmersión. (A) Tomar algunos pequeños fragmentos
del mineral problema y tratarlo con el mortero de percusión. (B) Colocar el material pulverizado en una luna de reloj y controlar
su pureza con ayuda de un estereoscopio. (C) Tamizar el material y trabajar con la fracción granulométrica -100+170 M. En
cada paso se debe desechar la primera porción de muestra tratada y tener especial cuidado con la contaminación. (D)
Preparación de la muestra: espolvorear con una espátula unos cuantos granos sobre un portaobjeto limpio y seco; colocar
una gota del aceite de inmersión elegido en la superficie inferior de un trozo de cubreobjeto sin tocar la muestra ni el vidrio con
la bagueta; tapar y presionar ligeramente para expulsar las burbujas. (E) Determinar el índice o el rango de los índices del
mineral problema haciendo comparaciones con diferentes aceites.

Microscopía Óptica de Minerales
35
Ocular OCULAR
GEMA Gema
n
ACEITE Aceite
PANTALLA
GRADUADA Pantalla
Graduada
N
HEMISFERIO
Hemisferio
de DEVidrio
VIDRIO
1
2 3 4
Para rayo rayo 2: 2:
N VIDRIO Sen 90º 1
= =
Sen ic Sen ic
N GEMA
Entonces: N GEMA = N VIDRIO Sen ic
1,80
1,70
1,60
1,50
1,40
1,30
N ACEITE
N GEMA
= 1,55
Figura 3.4
Refractómetro de Pulfrich. Por la ventana frontal ingresan rayos luminosos con diferentes ángulos; sólo nos
interesan los que inciden en el centro del hemisferio de vidrio, o lo que es lo mismo, en el centro de la ventana
superior. En dicha ventana se coloca una gota de aceite de índice conocido (1,81), y sobre ésta una cara plana y
limpia del cristal; el aceite permite expulsar el aire y conseguir un buen contacto entre el refractómetro y la gema.
Los rayos que inciden en la interfase vidrio-gema con ángulo inferior al crítico (como el rayo 1) cruzan la gema y
se pierden. Los rayos que inciden con ángulo superior al crítico se reflejan e iluminan la pantalla graduada. El límite
de la zona iluminada en la pantalla indica el índice de refracción de la gema. El aceite es muy tóxico y corrosivo.
Después de usar el refractómetro, la ventana superior y la gema deben ser cuidadosamente limpiadas con alcohol.
Los refractómetros son instrumentos para medir el índice de
refracción tanto de materiales sólidos como líquidos. Existen
diferentes tipos; uno de los más usados, principalmente en el estudio
de gemas, es el de Pulfrich. Este instrumento consiste en un
hemisferio de vidrio de índice de refracción alto y conocido,
engastado en una armadura de metal con tres ventanas (una por
donde ingresan los rayos luminosos, otra donde se coloca una
cara plana de la muestra y la tercera que es el ocular). En la
muestra se reflejan los rayos que incidan con ángulo superior al
ángulo crítico e iluminan una pantalla graduada donde se indican
los valores de índices de refracción. Por el ocular se observa la
pantalla graduada y se hace la lectura del índice de refracción de
la muestra (ver figura 3.4).
Tamaño
Para la medición del tamaño de los cristales, se requiere previamente
saber la medida de las unidades marcadas en el ocular. Para ello,
comparamos las unidades del ocular con las de un objeto
micrométrico para cada objetivo. Conociendo el valor de las
unidades del ocular se puede medir el tamaño de los minerales
(ver figura 3.5). Para determinar el espesor de los granos, se
requiere previamente conocer la magnitud del desplazamiento
vertical de la platina al girar una unidad el tornillo de enfoque
(aproximadamente 2 µm). Luego, bastará pasar de la posición de
enfoque de la superficie superior a la de enfoque de la superficie
inferior del grano, observando la cantidad de unidades del tornillo
giradas.

36
Humberto Chirif
Figura 3.5
Medición del tamaño de grano. Estimar el largo y ancho del cristal del dibujo inferior. Hacer una tabla de los diámetros
de los campos visuales para cada uno de los objetivos.

Microscopía Óptica de Minerales
37
Forma
Según el desarrollo de sus formas externas, los cristales pueden
ser euhedrales, subhedrales o anhedrales. Son euhedrales o
idiomorfos si presentan totalmente formas externas geométricas
definidas; son subhedrales o hipidiomorfos si presentan sólo
parcialmente dichas formas, y son anhedrales o xenomorfos si no
las presentan. La forma de los cristales depende en gran medida
de las condiciones del medio en que éstos se han desarrollado, y
por lo tanto, no es una característica distintiva del mineral. Por el
desarrollo preferencial de una, dos o tres dimensiones, los cristales
pueden ser aciculares, listonados, laminares, tabulares, columnares
o isométricos (ver figura 3.6). La forma de presentarse (hábito)
que tienen los minerales depende del mineral mismo y de las
condiciones del medio.
Las formas que observamos en las secciones delgadas son
reducciones bidimensionales de realidades de tres dimensiones.
La observación de diferentes granos de un mismo mineral permite
interpretar la forma tridimensional del mismo. En la figura 3.7 se
muestran formas bidimensionales propias de los diferentes sistemas
cristalinos.
Figura 3.6
Arriba. Forma de los cristales según el desarrollo de las caras. Abajo. Forma según
el número de dimensiones preferentemente desarrolladas. (Fuente desconocida).
Figura 3.7 Formas bidimensionales propias de los diferentes sistemas cristalinos (tomado de CHUDOBA, 1932).

38
Humberto Chirif
Clivaje
La calidad del clivaje la podemos calificar como perfecta, buena,
mediana, mala, imperfecta o ausente. Para el estudio de esta
propiedad se debe indicar tanto la calidad como las direcciones;
para ello es conveniente buscar cortes perpendiculares al plano
de clivaje, esto es, cortes con trazas de clivaje nítidas y finas (ver
figura 3.8).
ESTUDIO CON NÍCOLES CRUZADOS
Al usar el microscopio con el analizador insertado (nícoles cruzados)
podemos identificar las direcciones de los índices de refracción del
mineral en la sección delgada, también, podemos identificar el
índice mayor y menor y determinar la diferencia entre ellos. Estas
determinaciones las hacemos a través del estudio de las
propiedades extinción, los colores de interferencia, la birrefringencia
y la elongación. Finalmente, la información cristalográfica y óptica
la reunimos en un gráfico al que llamamos diagrama de orientación.
En este punto veremos en qué consiste cada una de las propiedades
mencionadas.
Anisotropía
La anisotropía se refiere a la capacidad de ciertos minerales de
dejar pasar luz entre nícoles cruzados. Los minerales que poseen
esta propiedad son los minerales anisótropos en cortes diferentes
al circular. Los minerales anisótropos con corte circular no dejan
pasar luz entre nícoles cruzados y su anisotropía se comprueba
con luz conoscópica (ver capítulo 4).
Extinción
Como se vio en el capítulo anterior, cuando las direcciones
privilegiadas del mineral y del microscopio coinciden, la dirección
de vibración del rayo de luz linealmente polarizada, que incide en
el mineral, no cambia al atravesarlo y en consecuencia no pasa
luz a través del analizador (ver figura 2.6). Decimos, entonces,
que el mineral se encuentra en su posición de extinción, la cual se
repite cada 90°.
Si tenemos cristales subhedrales o euhedrales, podremos relacionar
las direcciones de los índices de refracción con las formas externas
del cristal. Si el ángulo entre la dirección de uno de los índices y la
dirección de uno de los ejes cristalográficos es cero, diremos que
el mineral presenta extinción paralela; si es diferente a cero, diremos
que se trata de extinción oblicua. Si las direcciones privilegiadas
coinciden con las trazas de planos de simetría en ese corte, diremos
que el mineral presenta extinción simétrica. Si el grano estudiado
es anhedral y no presenta clivaje o algún otro rasgo estructural
que nos sirva de referencia para indicar las direcciones de los
índices de refracción, entonces, no se podrá calificar la propiedad
extinción. En la figura 3.9 se presentan los diferentes tipos de
PLANO DE
CLIVAJE
SECCIÓN
OBLICUA
TRAZAS
GRUESAS
Y DIFUSAS
SECCION
PERPEN-
DICULAR
TRAZAS
FINAS Y
NÍTIDAS
CLIVAJE
PERFECTO
CLIVAJE
BUENO
CLIVAJE
MEDIANO
CLIVAJE
MALO
CLIVAJE
IMPERFECTO
trazas
contínuas
trazas
discontínuas
largas
trazas
discontínuas
largas
trazas
discontínuas
cortas
trazas
irregulares
TRAZAS ATRAVIESAN AL CRISTAL
TRAZAS NO ATRAVIESAN AL CRISTAL
Figura 3.8
Arriba. Nitidez de las trazas de clivaje. Abajo. Tipos de clivaje.

Microscopía Óptica de Minerales
39
Extinción
paralela o
recta
Extinción
oblicua
Extinciòn
simétrica
Extinción
oblicua
respecto
al clivaje
No se puede
calificar la
extinción
Figura 3.9
Tipos de extinción. Arriba. Representación de cristales en posición de extinción, tal como se observan en el microscopio.
Abajo. Representación de las relaciones entre la forma del cristal y las direcciones de los índices de refracción.
extinción, y en la 3.10, los tipos de extinción de cristales de diferentes
sistemas en diferentes cortes.
Un tipo especial de extinción es la llamada «ondulante», en la cual
la superficie del grano no se oscurece homogéneamente, sino por
zonas que cambian conforme se gira la platina, dando así la
impresión de una onda en movimiento. Este tipo de extinción se
debe a deformaciones estructurales del grano, lo cual es muy
frecuente en el cuarzo de origen metamórfico.
La propiedad extinción es una característica diagnóstica de muchos
minerales, incluso, en algunos casos (plagioclasas, anfíboles,
piroxenos), el ángulo de extinción permite identificar la composición
en series isomórficas.
Color de interferencia
Es el color formado por la interferencia de los rayos desfasados al
abandonar un medio anisótropo (ver figura 2.8). El color de
interferencia depende de la magnitud del desfase y ello depende a
su vez de la birrefringencia del mineral y del espesor de la lámina.
En un determinado lapso el rayo que vibra en la dirección del
índice mayor (rayo lento) habrá recorrido el espesor de la lámina.
Esto es:
t = d/Vl
En ese mismo lapso, el rayo que vibra en la dirección del índice
menor (rayo rápido) habrá recorrido el espesor de la lámina más
el desfase ∆ fuera del mineral. Esto es:
t = d/Vr + ∆/V
donde t es el lapso, d es el espesor de la muestra, Vl es la velocidad
del rayo lento, Vr es la velocidad del rayo rápido, D es el desfase
y V es la velocidad de la luz en el aire. Igualando ambas ecuaciones
tenemos:
d/Vl = d/Vr + ∆/V
∆ = d(V/Vl - V/Vr) = d(nl - nr) = d ρ
donde nl y nr son los índices de refracción mayor y menor,
respectivamente, y ρ es la birrefringencia (diferencia de índices).
Entonces el desfase es igual al espesor del mineral por la
birrefringencia.
Según el desfase sea menor a una, dos o más longitudes de onda,
los colores de interferencia se clasifican en colores de primer,
segundo o mayor orden.
El color de interferencia de un mineral varía según el corte, el
espesor de la sección y la posición sobre la platina (ver figuras
3.11, 3.12 y 3.13), por ello es necesario estandarizar dichos
parámetros. El espesor de una sección delgada debe ser 30 µm y
la posición sobre la platina debe ser de 45° a partir de la extinción
(posición de máxima anisotropía). El corte normalmente no lo
podemos estandarizar, por ello buscamos el grano en el que se
observe el máximo color de interferencia en la posición de máxima
anisotropía.
El color de interferencia es una característica diagnóstica muy

40
Humberto Chirif
Figura 3.10
Tipo de extinción según sistema cristalográfico y orientación del corte (fuente desconocida).
importante; permite, además, conocer la birrefringencia y calcular
el espesor de la muestra.
En algunos minerales fuertemente coloreados, como la biotita pardo
oscura, el color del mineral puede enmascarar al color de
interferencia.
Si el grano no presenta espesor constante (durante la preparación
de la sección delgada frecuentemente los minerales se desgastan
más en los contactos o en los planos de clivaje que en las zonas
centrales), entonces podremos observar diferentes colores de
interferencia a modo de «curvas de nivel» que indican los
espesores.
Birrefringencia. La tabla de Michel-Lévy
La birrefringencia es la diferencia entre el índice de refracción
mayor y menor de un mineral. Si nos referimos al cristal en tres
dimensiones, la birrefringencia será |nθ-nε| en el caso de
minerales uniáxicos, y (nγ-nα), en el caso de los biáxicos. Si nos
referimos a la superficie de corte, la birrefringencia será igual a la
diferencia entre los índices existentes en ese corte.
La tabla de Michel-Lévy (ver figura 3.14) relaciona el color de
interferencia en términos del desfase o retardo (∆) expresado en
nanómetros; la birrefringencia (ρ) y el espesor (d) de la lámina
delgada expresado en micras:
∆ = 1000 ρ d
(nm) (µm)
El valor 1000 es la corrección por el empleo de dos unidades de
longitud diferentes (nanómetros y micras). Esta ecuación
corresponde a una recta que pasa por el origen de coordenadas
de un sistema XY, donde X representa a los valores del retardo ∆,
Y a los valores del espesor d, y la pendiente vendría a ser
1/1000ρ. Tenemos, entonces, en el diagrama ∆ vs. d, una serie
de rectas que pasan por el origen de coordenadas y cada recta
corresponde a un determinado valor de ρ, es decir, a un conjunto
de minerales.
La recta de un determinado valor de ρ permite ver la retardación
de los colores de interferencia para diferentes valores de espesor
d de la lámina. Así por ejemplo, un mineral de birrefringencia 0,021
en una lámina de 30 µm de espesor producirá una retardación de
630 nm. Tal mineral en su posición de máxima anisotropía se verá
azul de 2. o orden.
En la parte inferior de la figura 3.14 se explican los dos principales
usos de la tabla de Michel-Lévy: uno de ellos es calcular el espesor
de la lámina a partir del color de interferencia observado en un
mineral de r conocido, y el otro uso es el de calcular la birrefringencia
de un mineral en lámina de 30µm a partir del color de interferencia
observado.

Microscopía Óptica de Minerales
41
Figura 3.11
Relación entre el color de interferencia y orientación del corte del mineral.

42
Humberto Chirif
Figura 3.12
Relación entre el color de interferencia y el espesor de la sección.
Figura 3.13
Relación entre color de interferencia y posición de la muestra sobre la platina.

Microscopía Óptica de Minerales
43
Figura 3.14
Carta de colores de interferencia de Michel-Lévy. En la parte superior se explica la posición en que deben observarse los
colores de interferencia (posición 45º). Algunas aplicaciones en la parte inferior: Determinando el color de interferencia de un
mineral conocido (r conocido), se puede saber el espesor de la sección delgada. Conociendo el espesor de la sección y
observando el máximo color de interferencia de cualquier mineral, se puede determinar su birrefringencia.

44
Humberto Chirif
La primera aplicación mencionada se utiliza para la preparación
de láminas delgadas. El preparador controla el espesor de la
lámina en preparación con el color de interferencia del cuarzo (ρ=
0.009): si se ve amarillo, la lámina debe tener alrededor de 40 µm,
y al alcanzar el espesor óptimo de 30µm, el cuarzo se verá gris
blanquecino.
La segunda aplicación mencionada se usa en la identificación de
minerales. Por ejemplo, si en una lámina de 30 µm de espesor
vemos que un mineral presenta en su posición de máxima
anisotropía color de interferencia rojo de primer orden (480 nm),
su birrefringencia será 0.016. Hay que señalar que no es
conveniente pretender ser muy precisos en la estimación del retardo
del color de interferencia y del espesor, sino más bien estimar
rangos y de esta manera se obtendrá también rangos de estimación
de la birrefringencia.
Los minerales de birrefringencia muy baja (0.009 por ejemplo)
presentan colores de interferencia de tonalidades grises en su
posición de máxima anisotropía, y los minerales de birrefringencia
muy alta (0.090 por ejemplo) presentan colores de interferencia
de orden alto, que se ven como una mezcla mal definida de
tonalidades verdosas y rojizas (colores anómalos).
Compensadores
Los compensadores son accesorios ópticos que se interponen en
el paso de los rayos entre el objeto y el analizador para producir
retardación. Consisten en barras de metal con cristales engastados
y adecuadamente orientados con la dirección del índice mayor en
sentido transversal (ver figura 3.15). Existen dos tipos: de espesor
constante y de espesor variable. Los de espesor constante pueden
ser de yeso, que producen una retardación de 550 nm (λ), o de
mica, que producen una retardación de 150 nm (λ/4). Los de
espesor variable consisten en una cuña de cuarzo que produce
una retardación variable entre 275 y 1650 nm.
La cavidad para compensadores, que está ubicada entre el objetivo
y el analizador, forma un ángulo de 45° con las direcciones
privilegiadas del microscopio; de esta manera, cuando se coloca
un mineral en su posición de máxima anisotropía, la dirección de
uno de sus índices de refracción coincidirá con la dirección del
índice mayor del compensador (ver figura 3.16 derecha).
Cuando la dirección del índice mayor del mineral coincide con la
dirección del índice mayor del compensador habrá una interferencia
constructiva (o adición); en este caso, la retardación del color de
interferencia aumenta un valor igual a la retardación del
compensador. Si giramos la platina 90°, el índice menor del mineral
pasará a coincidir con la dirección del índice mayor del
compensador y se producirá una interferencia destructiva (o
sustracción); en este caso, la retardación del color de interferencia
disminuye un valor igual a la retardación del compensador.
ESPESOR
COMPENSADOR
RETARDO (nm)
COLOR DE
INTERFERENCIA
Constante
Yeso (λ)
Mica (λ/4)
550
150
Rojo 1 er orden
Gris 1 er orden
Variable
Cuña de cuarzo
(λ/2 a 3λ)
275 a 1650
Variable
COMPENSADORES DE YESO
COMPENSADORES DE MICA
CUÑA DE CUARZO
SECUENCIA PARA EL
ESTUDIO DE LA RETARDACIÓN
Figura 3.15
Características de los diferentes tipos de compensadores. A la derecha se representa la secuencia correcta para el
estudio de la retardación: polarizador, mineral en su posición de máxima anisotropía, compensador y analizador.

Microscopía Óptica de Minerales
45
Figura 3.16
Alternancia de las posiciones de adición y sustracción cada 90º. Partiendo de un mineral de color de interferencia azul de
2. o orden (aproximadamente 550 nm), si insertamos el compensador de yeso (550 nm) al mineral, lo veremos verde en
la posición de adición y gris oscuro en la de sustracción.
Las posiciones de adición y sustracción se alternan cada 90° al
girar la platina y no constituyen en sí una característica diagnóstica
del mineral, pero nos permiten identificar las direcciones de cada
uno de los índices mayor y menor, y relacionarlas con la forma del
cristal (comparación entre características ópticas y cristalográficas),
lo cual sí es una característica diagnóstica de los minerales.
Elongación y diagramas de orientación
Con el término elongación nos referimos a la relación entre las
direcciones de los índices de refracción ya identificados y el largo
de un cristal de extinción paralela o subparalela.
Si el largo es paralelo al índice mayor, diremos que el mineral tiene
elongación positiva o que es «largo-lento», y si el largo es paralelo
al índice menor, diremos que tiene elongación negativa o que es
«largo-rápido» (ver figura 3.17).
La elongación es una forma particular de explicar las relaciones
entre las características cristalográficas y ópticas; es válida sólo
para cristales alargados de extinción paralela o subparalela,
aunque, en general, a todo cristal le podemos hacer un esquema
donde se relacionen dichas características, lo cual se conoce como
esquema de orientación (ver figura 3.18).
Maclas
La macla es el agrupamiento regular de dos o más individuos de
un mismo mineral con diferente orientación y según alguna ley de
simetría (plano, eje o centro de macla).

46
Humberto Chirif
NMAYOR
ELONGACIÓN
POSITIVA
Largo // N mayor
NMENOR
ELONGACIÓN
NEGATIVA
Largo // N menor
NMENOR
Largo // Rayo lento
"Length-slow"
NMAYOR
Largo // Rayo rápido
"Length-fast"
"Largo-lento"
"Largo-rápido"
Figura 3.17
Tipos de elongación. Después de analizar la posición de adición o sustracción en relación
al largo del cristal, podemos llegar a uno de los siguientes casos:
- Elongación positiva (índice de refracción mayor del mineral paralelo al largo).
- Elongación negativa (índice de refracción mayor del mineral perpendicular al largo).
Extinción simétrica Extinción paralela Extinción oblicua
Z
c
001
b
Y
Sustracción
Sustracción
a
X
Diagrama de Orientación
Figura 3.18
Construcción de un esquema de orientación. Izquierda. Observaciones a través del microscopio (arriba) y esquemas
de orientación bidimensionales (abajo). Derecha. Esquema de orientación tridimensional, donde a, b c son ejes
cristalográficos. X, Y, Z son ejes que contienen a los índices a, b, g, respectivamente.
La ley de macla indica el elemento de simetría y su orientación
cristalográfica.
Existen maclas de contacto, en las cuales los individuos están
separados por una superficie plana, y maclas de compenetración,
en las cuales la superficie de macla es irregular.
En contraposición a las maclas simples, si son más de dos los
individuos que se repiten, diremos que se trata de una macla
múltiple. En el último caso, si los individuos están dispuestos
paralelamente, diremos que la macla es polisintética, pero si no lo
están, la llamaremos cíclica.
Los minerales formadores de rocas que frecuentemente se
presentan maclados son los feldespatos, anfíboles, piroxenos y
carbonatos. En la figura 3.19 se muestran las maclas más frecuentes
en minerales formadores de rocas.
Desmezclas
Las desmezclas o exsoluciones son separaciones de un mineral a
partir de otro que ha dejado de ser estable. Las desmezclas pueden
presentar formas de discos, husos o lamelas de diferentes tamaños
y frecuencia de ocurrencia. Entre los minerales formadores de
rocas, las desmezclas más frecuentes son de albita en ortosa

Microscopía Óptica de Minerales
47
A B C D
010
010
010
010
010
010
010
Baveno Periclina Karlsbad de
contacto
Karlsbad de
compenetración
Albita
Albita
Polisintética
Combinada
Albita-Karlsbad
E F Calcita
Dolomita G
Hornblenda
010
010
1011
1011
110
Manebach
Lamelar polisintética
Lamelar cruzada
Figura 3.19
Maclas frecuentes en minerales formadores de rocas y sus cortes típicos en sección delgada: A, B, C, D y E en
feldespatos; F en carbonatos, y G en anfíboles. (Fuente desconocida)
Figura 3.20
Zonamiento de plagioclasa. En nícoles paralelos, el zonamiento se evidencia por la concentración
de minerales de alteración; mientras que en nícoles cruzados se nota la diferencia de anisotropía
de cada una de las zonas concéntricas.
(pertita), de ortosa en albita (antipertita) y de clinopiroxeno en
ortopiroxeno. Todas ellas se forman por enfriamiento de una fase
intermedia estable a alta temperatura.
Zonamiento
Durante el desarrollo de un cristal se presentan casos de variación
de la composición, ya sea a nivel de elementos mayores (caso de
las series isomórficas) o de elementos trazas.
La variación de composición se puede evidenciar por la
concentración de inclusiones o de minerales de alteración en
determinadas zonas del cristal y, si la variación composicional ha
afectado también la orientación del arreglo cristalino, el zonamiento
se evidencia también por variación del color, del pleocroísmo o de
la anisotropía de una zona a otra (ver figura 3.20). Los minerales
que frecuentemente presentan zonamiento son la plagioclasa y la
augita, entre otros.
El estudio del zonamiento permite conocer la evolución del desarrollo
del cristal. Existen equipos que permiten conocer la composición
de elementos mayores y trazas en cada una de las zonas de un
cristal.

48
Humberto Chirif
Inclusiones
Las inclusiones son sustancias extrañas (minerales, vidrio o fluido)
atrapados por un cristal durante su crecimiento. La naturaleza de
las inclusiones y la geometría de la distribución en el cristal anfitrión
pueden dar pautas para interpretaciones petrológicas. En el caso
de inclusiones fluidas (compuestas de gas y líquido), la medición
de la temperatura a la cual se homogenizan el gas y el líquido da
pautas para la determinación de la temperatura de formación de la
roca. Tales mediciones se realizan con una platina térmica.
Alteraciones
Los minerales de alteración (o secundarios) son aquellos que se
forman por descomposición de un mineral preexistente. La
alteración comienza a verificarse por los bordes o por los planos
de debilidad de los granos (clivaje, fracturas), y en algunos casos,
ataca selectivamente determinadas zonas. Si la alteración llega a
destruir totalmente a un mineral preservando sus formas externas
(seudomorfismo), diremos que se ha formado un molde del mineral
primario. Si la alteración se produce en los últimos estadíos
magmáticos por acción de los mismos fluidos magmáticos, diremos
que se trata de alteración deutérica. Si la alteración se forma
después de la consolidación de la roca (ígnea, metamórfica o
sedimentaria) por acción de fluidos acuosos a alta temperatura,
nos referiremos a ella como alteración hidrotermal. La alteración
producida en la superficie, o cerca de ella, por acción de aguas
meteóricas y por la alta concentración de oxígeno se denomina
alteración supérgena.
Por la naturaleza de los minerales secundarios, también se
reconocen los diferentes tipos de alteraciones, tales como propilítica,
argílica, potásica, silicea, etc. En ninguno de éstos tipos la alteración
se verifica homogéneamente en toda la roca, siempre habrán
minerales mas propensos que otros a ser alterados. La figura 3.21
muestra una forma práctica de calificar la alteración total de una
roca granítica en función a su intensidad.
Sin alteración
Alteración
incipiente
Alteración
débil
Alteración
moderada
Alteración
fuerte
Figura 3.21
Diferentes grados de alteración en una roca granítica.

Boletín N° 1, Serie J - INGEMMET
Dirección de Recursos Minerales y Energéticos
CAPÍTULO IV
ESTUDIO CON ILUMINACIÓN CONOSCÓPICA
LUZ CONOSCÓPICA
A diferencia de la luz ortoscópica que está compuesta por rayos de
propagación paralela (o subparalela), la luz conoscópica consiste
en un haz de rayos convergentes (ver figura 1.17).
Para observación con luz transmitida conoscópica, previamente
debe enfocarse el mineral a estudiar con un objetivo de alto aumento
correctamente centrado, y luego debe insertarse el lente Amicci-
Bertrand. La secuencia de partes del microscopio debe ser como
indica la figura 4.1.
Figura de
interferencia
Lente de
Amicci-Bertrand
Analizador
Imagen
fuertemente
ampliada
Objetivo de
alto poder
Objeto
Condensador de
alto poder
Polarizador
Figura 4.1
Secuencia de las partes del microscopio de polarización para observación con luz
transmitida conoscópica.

50
Humberto Chirif
En algunos casos, se observa mejor la figura de interferencia
retirando de la secuencia el lente Amicci-Bertrand y el ocular.
El vértice del cono de luz coincide con el grano, que previamente
ha sido enfocado con luz ortoscópica en una zona sin alteraciones,
inclusiones y lejos de las trazas de clivaje. Se debe buscar
preferentemente granos basales o perpendiculares al eje óptico.
Los diferentes rayos que componen el cono inciden en el mineral
con diferente orientación, de esta forma cada rayo tiene su propia
«superficie de corte» y su propia distancia a recorrer dentro del
mineral (ver figura 4.2).
Las diferentes orientaciones con que cruzan los rayos al mineral
originan las isógiras (zonas de extinción), y las diferentes distancias
que recorren dentro de él originan las isocromas (zonas
concéntricas de igual retardo). El punto (o puntos) por donde pasa
el eje óptico se denomina melatopo. Isógira, isocroma y melatopo
son los elementos de las figuras de interferencia, las cuales nos
permiten reconocer el carácter óptico (ver figura 4.3).
LA FIGURA DE INTERFERENCIA UNIÁXICA
Para observar una figura de interferencia uniáxica perfectamente
centrada se debe buscar cristales con corte basal o cercano a él,
los cuales se reconocen por permanecer en extinción entre nícoles
cruzados. En la figura de interferencia de tales cristales el índice
ordinario (ω) se proyectará siempre en verdadedera magnitud y
con una distribución tangencial a círculos concéntricos, mientras
que un índice intermedio entre el ordinario y el extraordinario (ε‘)
será proyectado con distribución radial (ver figura 4.4). Como la
indicatriz uniáxica es una elipsoide de revolución, las caraterísticas
de la figura uniáxica centrada no cambian cuando giramos la platina.
Si insertamos un compensador, habrá interferencia constructiva
(adición) en los cuadrantes donde el índice mayor del mineral
tenga una disposición paralela o subparalela al índice mayor del
compensador (NE-SO). En los minerales uniáxicos positivos esto
ocurrirá en el I y el III cuadrante, y en los uniáxicos negativos en
el II y el IV cuadrante.
Figura 4.2
Luz conoscópica incidiendo en mineral anisótropo. Arriba. El cono de luz está compuesto por infinitos
rayos que salen de la superficie del condensador de alto poder, convergen en un punto dentro del mineral
y continúan hasta la superficie del objetivo. Cada rayo tiene su propia dirección e inclinación. Abajo. La
intersección de la indicatriz del mineral con la superficie normal a la trayectoria de los rayos («superficie
de corte») tiene orientación propia para cada uno de éstos.

Microscopía Óptica de Minerales
51
Figura 4.3
Figuras de interferencias uniáxica y biáxica. Se forman por la integración de las infinitas «superficies de corte» que
cada uno de los rayos encuentra en el mineral.
γ
γ
n
n
λ
λ
Figura 4.4
Signo óptico de los minerales uniáxicos. En la figura de interferencia uniáxica, el índice de refracción e‘ presenta
distribución radial, y el w, distribución perpendicular a e. Al insertar un compensador se producirá adición en los
cuadrantes donde el índice mayor del mineral coincida con el del compensador; esto ocurre en el I y el III cuadrante
en los minerales uniáxicos positivos (izquierda), y en el II y el IV cuadrante, en los negativos (derecha).
Sin compensador, los cuadrantes se ven de color gris (70 nm). Si
hay adición con el compensador de yeso, el retardo final será |70
+ 550| = 620 nm, que corresponde al azul de 2. o orden. Si hay
sustracción, con el yeso el retardo final será |70 - 550| = 480 nm,
que corresponde al rojo-anaranjado de 1. o orden. En conclusión,
si se usa el compensador de yeso, los cuadrantes de adición
aparecerán azules, y los de sustracción, rojo-anaranjado. Con el
compensador de mica insertado se verán las zonas de adición de
color blanco grisáceo, y las de sustracción, gris oscuro (ver figura
4.4).

52
Humberto Chirif
En minerales uniáxicos con birrefringencia alta (capaces de formar
isocromas), al insertar la cuña de cuarzo, las isocromas de menor
orden serán reemplazadas por las de orden superior en los
cuadrantes de adición y sucederá lo contrario en los de sustracción.
Esto se observa como un movimiento de las isocromas hacia el
centro de la figura en los cuadrantes de adición y hacia afuera en
los de sustracción (ver figura 4.5).
Si el cristal que se está estudiando en luz conoscópica no presenta
un corte basal, se observará una figura de interferencia
descentrada. Cuanto más inclinado sea el corte más descentrada
será la figura, hasta llegar a un límite en el que se forma la figura
flash (isógiras muy anchas y difusas, en la que basta un pequeño
giro de la platina para que desaparezca). Más allá de dicho límite
no se observará figura de interferencia.
La figura 4.6 muestra la formación de figuras de interferencia
centradas, descentradas y flash. Muestra, asimismo, como se
observa la figura de interferencia descentrada al girar la platina.
LA FIGURA DE INTERFERENCIA BIÁXICA
El corte más apropiado para la observación de figuras de
interferencia biáxicas es aquel normal a la bisectriz del ángulo 2V
agudo (ver figura 4.7).
A diferencia de la figura uniáxica, la biáxica cambia de forma al
girar la platina. En la posición 0° (las direcciones privilegiadas del
mineral coinciden con las del microscopio) se formará una figura
idéntica a la uniáxica (dos isogiras rectas y perpendiculares), pero
al girar ligeramente la platina observaremos que la cruz se separa
en dos arcos (en el I y el III cuadrante, o en el II y el IV). La
distancia entre los melatopos (ubicados en la parte más angosta y
nítida de los arcos) y la curvatura de los arcos adquiere su máximo
valor en la posición 45°. Al seguir girando, los melatopos se acercan
y la forma de los arcos de las isogiras se hace cada vez más
abierta y rectilínea hasta formar nuevamente una cruz en la posición
90° (0°). Si continuamos girando la platina en la misma dirección,
se repite el ciclo, pero esta vez las isogiras con formas de arco se
separan en los otros dos cuadrantes.
Si insertamos un compensador, habrá interferencia constructiva
(adición) en los cuadrantes donde el índice mayor del mineral
tenga una disposición paralela o subparalela al índice mayor del
compensador (NE-SO). En los minerales biáxicos positivos esto
ocurrirá en el I y el III cuadrante, y en los negativos, en el II y el IV
cuadrante. Debido a que los cuadrantes se ven deformados por la
curvatura y separación de las isogiras, se recomienda hacer la
verificación del signo óptico siempre en la posición 45° con el I y el
III cuadrante comunicados (ver figura 4.8).
nγ
λ
nγ
λ/4
n
γ
cuña
nγ
λ
nγ
λ/4
n
γ
cuñ a
Figura 4.5
Determinación del signo óptico de minerales uniáxicos.

Microscopía Óptica de Minerales
53
Análogamente al caso de los minerales uniáxicos, veremos que, al
insertar la cuña de cuarzo, las isocromas migran hacia el melatopo
en los cuadrantes de adición y hacia afuera en los de sustracción.
En el caso de cortes inclinados, veremos que las isogiras discurren
por el campo visual con cierta curvatura o inclinación, a diferencia
de las figuras uniáxicas descentradas cuyas isogiras discurren
paralelamente a las direcciones NS o EW. En ambas siempre será
posible reconocer el cuadrante.
MEDICIÓN DEL ÁNGULO 2V
Existen diferentes métodos para la estimación del ángulo 2V agudo,
siendo los de mayor uso el de Mallard, el de Tobi y el de la
curvatura de las isogiras (ver figura 4.9).
El método de Mallard requiere de un corte centrado normal a la
bisectriz aguda, en cuya figura de interferencia en posición 45° se
mide la distancia entre los melatopos. El ángulo 2V se calcula a
partir de la ecuación de Mallard:
D = K SenE = K n β
SenV
donde D es la mitad de la distancia entre los melatopos, K es la
constante de Mallard (función de la apertura numérica del objetivo,
amplificación del ocular y escala del micrometro), 2E es el ángulo
2V refractado al abandonar el mineral (este ángulo es el que se
proyecta en la figura de interferencia y el que condiciona la distancia
entre los melatopos) y n β
es el índice de refracción del mineral. El
valor de K es propio para cada microscopio, objetivo y ocular. Se
puede calcular midiendo la distancia entre melatopos de un mineral
con 2V e índice n β
conocidos.
El método de Tobi es parecido al de Mallard: en una figura de
interferencia centrada y en posición 45° se mide la distancia entre
melatopos (2D) y se la divide entre el diámetro del campo visual
(2R). Si las mediciones se han hecho con un objetivo de apertura
numérica diferente a 0,85, se debe aplicar al cociente un factor de
corrección igual a la apertura numérica del objetivo utilizado divido
entre 0,85.
El resultado obtenido se ingresa al diagrama de Tobi (ver figura
4.9) y se halla directamente el ángulo 2E. Para hallar el ángulo 2V
es necesario saber el índice n β
del mineral.
El método de la curvatura de las isógiras se aplica en cortes
centrados o también en cortes perpendiculares al eje óptico. En
tales cortes, la curvatura de la isogira da una idea aproximada del
valor del ángulo 2V. En la figura 4.9 se representan curvaturas de
isogiras correspondientes a diferentes valores de 2V, observadas
con un objetivo de apertura numérica igual a 0,85.
FIGURADE INTERFERENCIA
CENTRADA
FIGURADE INTERFERENCIADESCENTRADA
FIGURAFLASH
OCULAR
OCULAR
OCULAR
Giro de
la platina
Giro de la
platina
CORTE BASAL DE
CRISTALUNIAXICO
CORTE INCLINADO DE
CRISTALUNIAXICO
CORTE MUY INCLINADO
DE CRISTALUNIAXICO
Figura 4.6
Formación de figuras de interferencia uniáxica centrada (izquierda), descentrada (centro) y flash (derecha). Las isógiras de figuras
descentradas uniáxicas, al pasar por el campo visual, se mueven paralelamente a alguno de los hilos reticulares, sin inclinarse,
a diferencia de las figuras biáxicas.

54 No forma figura de interferencia
Humberto Chirif
Mineral biáxico
positivo
Posición
POSICION 45º
Mineral biáxico
negativo
No forma figura de Interferencia
NO FORMAFIGURADE INTERFERENCIA
FIGURAFLASH
Figura Flash
Figura 4.7
Figura de interferencia biáxica. El mejor corte para observación de figuras de interferencia biáxicas es el normal a la bisectriz del
ángulo 2V agudo; esto es, el corte XY en los minerales biáxicos positivos y el YZ en los negativos (recuadro de la izquierda). En
el recuadro de la parte superior se observa un mineral biáxico positivo con corte XY estudiado con luz conoscópica en diferentes
posiciones sobre la platina; la posición 45º es la correcta para el estudio de figuras de interferencia biáxicas. Los cristales con cortes
tales que la bisectriz del ángulo 2V quede en posición horizontal no forman figuras de interferencia o forman figuras flash (recuadro
de la parte inferior).
Figura 4.8
Determinación del signo óptico de minerales biáxicos. Adición en el I y el III cuadrante en los minerales biáxicos
positivos, y en el II y el IV cuadrante en los biáxicos negativos. En la parte superior se muestra la evolución de la
figura al girar la platina. Los radios de las elipses indican la dirección y magnitud de los índices de refracción.

Microscopía Óptica de Minerales
55
2D
1,0
MÉTODO Método de DETobi
TOBI
70 65 60 55 50 45
MÉTODO Método DE de Mallard MALLARD
SenV = D / K nβ
2R
Figura 4.9
0,5
—
15º
20
30º
0,4
2V
45º
Objetivo 15
60º
0,3
CORTE NORMAL A BISECTRIZ
2E
0,2
10
Corte normal a bisectriz
2V
Mineral
0,9
0,8
0,7
0,6
0,1
0,0
0
1,4 1,6 1,8 2,0 2,5
n β
2E
MÉTODO Método DEde LA la CURVATURA
Curvatura
DE LAS ISOGIRAS
de las Isogiras
Determinación del ángulo 2V. Izquierda. Corte y posición correcta para la medición de la distancia entre melatopos (el corte
debe ser perpendicular a la bisectriz del ángulo 2V agudo). Centro. Diagrama de Tobi para la determinación del ángulo 2E-2V
(para el ángulo 2V es necesario conocer el valor del índice b). Derecha abajo. Variación de la curvatura de las isogiras en
función al ángulo 2V (observado con objetivo de apertura numérica igual a 0,85).
40
35
30
25
5
2V
2E
90º
0º
0º 0º
90º
CORTE Corte NORMAL normal a eje A EJE óptico ÓPTICO
ESQUEMAS DE ORIENTACIÓN
Como se vio en el capítulo 3, el esquema de orientación es un
gráfico donde se representa conjuntamente la información óptica y
cristalográfica (ver figura 3.18). En tales esquemas, indicamos las
propiedades observadas con luz ortoscópica, como también con
luz conoscópica vistas en este capítulo (ubicación de las isogiras y
del ángulo 2V). Esquemas de este tipo permiten comprender mejor
la variación de las propiedades según el corte. En la figura 4.10 se
muestran tres ejemplos.
LA PLATINA UNIVERSAL
La platina universal es un accesorio provisto de varios anillos con
ejes propios que permiten inclinar y girar la sección delgada hasta
que el mineral que se está estudiando quede en la posición deseada
(ver figura 4.11).
Existen platinas universales de 2, 3, 4, 5 y hasta 6 ejes. Las de 2
y 3 ejes ya no se fabrican por ser muy limitadas. Actualmente, las
más usadas son las de 4 y 5 ejes; estas últimas, principalmente
para minerales monoclínicos y triclínicos. Existen tres sistemas de
nomenclatura diferentes para designar a los anillos, los cuales
corresponden a las escuelas americana, europea y rusa.
La platina universal se instala sobre la platina del microscopio y la
sección delgada se coloca entre dos segmentos semiesféricos de
vidrio de índice de refracción igual o parecido al del mineral que se
va a estudiar. El microscopio requiere, además, de un condensador
especial (6 a 8X) y objetivos especiales (gran distancia de trabajo
y diafragma incorporado).
Para instalar la platina universal, previamente se debe retirar el
sistema revólver de objetivos y colocar el objetivo especial; retirar
el anillo central de la platina giratoria, dejando así espacio para los
giros; retirar el diafragma del conjunto subplatina, para tener un
haz de luz más amplio, y cambiar los condensadores de alto y bajo
poder por el condensador especial. Finalmente, se debe centrar
el microscopio y el objetivo especial.
La muestra se instala en la platina universal cuando ésta se encuentra
fuera del microscopio. La semiesfera inferior se coloca a presión
en la parte central de la platina universal. Sobre la superficie plana
de dicha semiesfera se vierten 3 gotas de glicerina y se coloca la
sección delgada, presionando ligeramente para expulsar las
burbujas de aire. Sobre la sección delgada se depositan 3 gotas
de glicerina y se coloca el segmento superior. Se debe verificar
que la sección delgada se pueda desplazar fácilmente.

56
Humberto Chirif
X
c
Z
c
Y
c
001
a
Y
b
Z
a
b
Y
X
a
b
Z
Aragonito
X
Onfacita
Adularia
Figura 4.10
Diagramas de orientación del aragonito, onfacita y adularia. De las relaciones geométricas entre los ejes cristalográficos (a, b, c),
los ejes ópticos (X, Y, Z) y la ubicación de la figura de interferencia, se deduce que el aragonito es biáxico negativo; la onfacita,
biáxica positiva, y la adularia, biáxica negativa. ¿Por qué?
Ejes
Nomenclatura
Quinto eje de
platinas de 5 ejes
Eje
perpendicular
(giro)
Eje horizontal
(inclinación)
Eje auxiliar
(giro)
Eje de control
(inclinación)
Eje del
microscopio
A0
A1 N N
A2 H H
A3 A M
A4 K I
A5 M A
sección delgada
cristal orientado
en posición basal
hemisferio
de vidrio
Figura 4.11
Platina Universal. Izquierda. Sistemas de nomenclatura de los ejes de la platina universal. Derecha arriba. Instalación de la sección
delgada entre dos semiesferas de vidrio. El dibujo muestra al conjunto girado de tal manera que un cristal inclinado en la sección se
encuentra en posición basal. Derecha abajo. Platina universal de cinco ejes, marca Leitz. (foto tomada de Patzelt, 1974).

Microscopía Óptica de Minerales
57
La distorsión originada por una pequeña diferencia entre los índices
de refracción del hemisferio de vidrio y del mineral a estudiar es
mínima y despreciable. No se requiere, entonces, contar con una
gran colección de hemisferios de vidrio, basta con unos cuantos,
ya que podemos utilizar uno para todo un grupo de minerales. Los
más utilizados son los de n = 1,516 (para el estudio de feldespatos
potásicos), n = 1,556 (para cuarzo y plagioclasas) y los de n =
1,649 (para anfíboles, piroxenos y olivino).
Al instalar la platina universal sobre la platina del microscopio se
debe hacer coincidir los ejes perpendicular (A 1
), auxiliar (A 3
) y el
del microscopio (A 5
). El eje central (A 4
) debe orientarse en sentido
EW (al girar dicho eje debemos observar que las partículas de
polvo existentes sobre la esfera se transladan en dirección NS, si
no ocurriera ello se corrige con el eje del microscopio). De esta
manera la platina universal queda lista para ser usada. Su posición
normal es A 1
cualquiera, A 2
0°, A 3
90° (ó 270°), A 4
0° y A 5
360°.
Entre las aplicaciones de la platina universal se debe mencionar el
estudio de proyecciones estereográficas, esféricas y
esquiodrómicas; el estudio de clivaje, maclas y zonamiento; los
estudios de microtectónica; la determinación de ejes cristalográficos,
ejes ópticos y orientación de cristales; la determinación de carácter
óptico de cristales con cortes inclinados, y mediciones cuantitativas
ortoscópicas y conoscópicas en diferentes direcciones (extinción,
birrefringencia y ángulo 2V, por ejemplo).

PÁGINA EN BLANCO

Boletín N° 1, Serie J - INGEMMET
Dirección de Recursos Minerales y Energéticos
CAPÍTULO V
ESTUDIO CON LUZ REFLEJADA
La microscopía de polarización con luz reflejada se emplea para el
estudio de minerales opacos, es decir, cuerpos que no dejan pasar
luz. Estos minerales presentan absorción alta, índice de refracción
por lo general mayor a 2,4 y reflectancia alta. Salvo algunas
excepciones, la mayoría de ellos ocurre en yacimientos metálicos.
En la tabla 2.3 se presenta una lista de los principales minerales
opacos.
En microscopia de luz reflejada nos referimos con el término mena
a los minerales opacos, y con el término ganga, a los transparentes
o translúcidos que acompañan a los primeros. En cambio, en
contextos de mineralogía o de yacimientos, usamos el término
mena para referirnos al mineral del cual se pueda extraer metal en
forma económicamente rentable, y usamos el término ganga para
los minerales acompañantes sin importancia económica. En muchos
casos, ambos pares de significados se corresponden.
El estudio de minerales opacos con microscopio de polarización
de luz reflejada es una técnica muy importante, sobre todo para
investigación de yacimientos metálicos. Esta técnica permite no
sólo determinar a los minerales de mena, sino también estudiar sus
relaciones geométricas (texturas y estructuras), la secuencia
paragenética o el orden de aparición y las alteraciones, entre
otras características. De esta manera, se obtiene información base
para el planteamiento de modelos genéticos de yacimientos o para
guiar adecuadamente el tratamiento metalúrgico.
DISPOSITIVOS DEL MICROSCOPIO DE
POLARIZACIÓN DE LUZ REFLEJADA
Como se vio en el capítulo 1, el microscopio de polarización de luz
reflejada requiere de un dispositivo que ilumine la sección pulida
verticalmente hacia abajo (ver figura 1.16). Dicho dispositivo,
conocido como tubo iluminador de luz reflejada, consta de una
fuente luminosa, un vidrio mate, un filtro azul, un condensador, un
diafragma de apertura, un diafragma de campo luminoso, un
polarizador y un sistema que desvía los rayos hacia la muestra.
Finalmente, se requiere de objetivos diferentes a los usados con
luz transmitida.
A continuación se describen brevemente las principales partes
(tomado de Cánepa, 1971).
Fuente luminosa
La fuente luminosa es normalmente una lámpara incandescente
de bajo voltaje (6V) y potencia variable, entre 5 W (lo suficiente
para trabajar en nícoles paralelos) y 15 W (lo necesario para
trabajar con nícoles cruzados). Para trabajar con luz blanca,
especialmente para fotomicrografía, se utilizan lámparas de xenón
de alta presión y para trabajar con luz monocromática se emplean
filtros o monocromadores.
Diafragmas
El diafragma de apertura permite regular el ángulo del haz de
rayos hasta que alcance los límites impuestos por el ángulo de
apertura del objetivo. El diafragma de campo obstaculiza el paso
de los rayos externos del haz y permite así reducir o ampliar el
área de observación. Existe, además, un diafragma opcional (el
diafragma de guillotina), que sirve para eliminar la mitad del cono
de luz que no interviene en la formación de la imagen.
Sistemas de iluminación vertical
Existen dos formas de iluminar verticalmente la muestra: con campo
claro y con campo oscuro.
La iluminación con campo claro es la que se utiliza normalmente.
En esta modalidad, la luz incidente pasa por el objetivo hacia la
muestra, se refleja en ella verticalmente y pasa nuevamente por el
objetivo hacia el ocular. Para ello, se utiliza alguno de los siguientes
accesorios:
- El espejo semirreflector. Es una lámina que ocupa toda la
sección transversal del microscopio (ver figura 5.1A). Los
rayos inciden perpendicularmente sobre la muestra,
obteniéndose de esta manera una imagen plana. Su
principal ventaja es que aprovecha totalmente la apertura
del objetivo, por lo que es preferible su utilización en caso
de observación con grandes aumentos. Su principal
desventaja es que aprovecha sólo 10% de la intensidad
de la luz, el resto se pierde en la refracción y la reflexión
indeseadas al pasar los rayos luminosos del iluminador a
la muestra, y de la muestra al ocular, respectivamente.
Otra desventaja de este accesorio es que la luz incidente
linealmente polarizada se transforma en elípticamente

60
Humberto Chirif
polarizada. El espejo semirreflector resulta especialmente
apropiado para estudiar minerales isótropos de alta
reflectancia y para observación con luz conoscópica y
fotomicrografía.
- El prisma de reflexión total. Es un prisma de vidrio de
sección triangular que ocupa la mitad de la sección
transversal del tubo. Su principal ventaja es que la pérdida
de la intensidad de la luz es mínima, ya que los rayos
inciden perpendicularmente a las caras del prisma, y sus
desventajas son la pérdida de resolución en la parte central
del campo y la marcada despolarización de la luz. El
prisma de reflexión total se utiliza para el estudio de
minerales opacos de reflectancia alta o baja y para
determinaciones cualitativas.
- El prisma triple reflector o prisma de Bereck. Es un prisma
de vidrio de sección trapezoidal y de índice de refracción
igual a 1,737, que ocupa la mitad de la sección transversal
del tubo (ver figura 5.1B). Los rayos que inciden en la
muestra son ligeramente oblicuos, lo cual permite obtener
una imagen con relieve. Sus principales ventajas son la
pérdida mínima de la intensidad de la luz y la conservación
del estado de polarización. La desventaja es la pérdida de
resolución en la parte central del campo. El prisma de
Bereck se utiliza para estudio de minerales opacos de
reflectancia alta o baja y para observaciones de minerales
anisótropos, especialmente cuando se trata de
determinaciones cuantitativas.
- El reflector de Smith. Es un dispositivo algo complicado.
Los rayos provenientes del iluminador se reflejan en un
A
IMAGEN
ANTI-
REFLEXIÓN
SEMI-
REFLEXIÓN
IMAGEN
B
FUENTE
LUMINOSA
OBJETIVO
OBJETIVO
OBJETO
(SECCIÓN
PULIDA)
IMAGEN
OBJETO
(SECCIÓN
PULIDA)
C
IMAGEN
IMAGEN
D
VIDRIO PLANO
RECUBRIMIENTO
REFLECTANTE
FUENTE
LUMINOSA
CONDENSADOR
EN CORONA
OBJETIVO
OBJETIVO
OBJETO
(SECCIÓN
PULIDA)
OBJETO
(SECCIÓN
PULIDA)
Figura 5.1
Sistemas de iluminación vertical en el microscopio de luz reflejada. A) Iluminación de campo
claro con espejo semirreflector. B) Iluminación de campo claro con prisma triple reflector o
prisma de Bereck.C) Iluminación de campo claro del sistema de Smith. D) Iluminación de
campo oscuro.

Microscopía Óptica de Minerales
61
espejo e inciden en un espejo semirreflector con una
inclinación adecuada para desviarlos verticalmente hacia
la muestra (ver figura 5.1C). La iluminación es
perpendicular, de esa manera, se obtiene una imagen
plana. Sus principales ventajas son la pérdida mínima de
intensidad de la luz, la conservación del estado de
polarización y el aprovechamiento total de la apertura del
objetivo.
Para iluminación con campo claro, los fabricantes de microscopios
emplean actualmente el espejo semirreflector y el prisma de Bereck,
con un sistema que permite intercambiarlos fácilmente.
En la modalidad de campo oscuro, la luz no atraviesa el objetivo
en su camino hacia la muestra, sino que —gracias a un condensador
de forma de corona dispuesto concéntrica y externamente al objetivo
(ver figura 5.1D)— los rayos inciden en forma oblicua sobre la
muestra y se reflejan en forma difusa magnificando los contactos,
los clivajes, las inclusiones y las estructuras en general.
Objetivos
Los objetivos para observación con luz reflejada presentan
corrección por longitud del tubo vertical diferente a la de los objetivos
para luz transmitida (el tubo vertical del microscopio de luz transmitida
mide 160 mm, mientras que el correspondiente de luz reflejada
mide 210 mm). Además, los objetivos para luz reflejada, a diferencia
de los empleados para luz transmitida, carecen de corrección por
cubreobjeto, ya que las secciones pulidas son preparados
descubiertos.
Otra característica importante de los objetivos para luz reflejada es
que, a efecto de asegurar una correcta determinación cuantitativa,
deben estar totalmente libres de polarización (la polarización de
los lentes puede originarse por birrefringencia anómala, como en
el caso de los lentes de fluorita, o por tensiones del vidrio o presión
durante el montaje de los lentes).
Los objetivos para observaciones con luz reflejada y campo claro
más usados son los acromáticos, los de fluorita y los apocromáticos.
Todos ellos presentan variedades especiales para trabajar con
líquidos de inmersión.
Los objetivos acromáticos presentan una corrección por aberración
cromática y esférica; son adecuados para aumentos de bajos a
medianos, y para mediciones cualitativas y cuantitativas.
Los objetivos de fluorita presentan una corrección por aberración
esférica mejor que la de los objetivos acromáticos, pero no están
libres de tensiones que causan polarización. Son muy usados
para fotomicrografías, pero no son adecuados para mediciones
ópticas.
Los objetivos apocromáticos presentan varios lentes de fluorita y
están ampliamente corregidos por aberración esférica, curvatura
de imagen y distorsión. Son los objetivos de más alta calidad óptica.
Se usan para grandes aumentos y para observación con
inmersión; sin embargo, las inevitables tensiones de los lentes de
fluorita, los hacen inadecuados para mediciones ópticas.
Para observación con luz reflejada y campo oscuro, se utiliza el
sistema iluminador vertical (objetivo ultrapok de Leitz, representado
en la figura 5.1D y descrito en el punto anterior).
Los objetivos en general son accesorios muy delicados y deben
ser tratados con mucho cuidado. Para su limpieza debe emplearse
suavemente un pincel seco de pelo de camello y, luego de haber
sido usados con aceite de inmersión, deben limpiarse con papel
especial para lentes (o papel kleenex) humedecido en tolueno o
en xileno (de ninguna manera, debe emplearse alcohol).
Accesorios para mediciones cuantitativas
El color y la reflectancia de un mineral son características ópticas
susceptibles de ser medidas cuantitativamente. Para este fin se
requiere estabilizadores de corriente de alta sensibilidad,
monocromadores e instrumentos especiales de detección, como
microfotómetros, células fotoeléctricas o fotomultiplicadores
electrónicos. También son necesarias muestras patrón que permitan
calibrar el equipo.
Entre las propiedades físicas que pueden ser medida
cuantitativamente tenemos la microdureza Vickers. Esta propiedad
se refiere a la resistencia que ofrece un cuerpo a ser penetrado
por otro. Para su medición existen microdurímetros insertables en
la posición del objetivo; el más usado es el MHP-100 de Carl Zeiss
Jena. Estos accesorios consisten en un objetivo con alta corrección
por distorsión de imagen y una pequeña barra de metal con punta
de diamante piramidal, engastada en la parte inferior y central del
microdurímetro (debajo del último lente). Mediante un sistema
hidráulico, la punta de diamante incide en la muestra dejando una
huella, cuya forma y dimensión permite calcular la microdureza
Vickers del mineral.
CUIDADO E INSTALACIÓN DE LAS SECCIONES
PULIDAS
Las secciones pulidas, por tratarse de preparados descubiertos,
sufren con relativa facilidad cambios químicos (oxidación) o físicos
(rayado), por este motivo se debe tener un especial cuidado en el
mantenimiento. Para su limpieza debe utilizarse papel kleenex seco
o humedecido en tolueno, en xileno o en alcohol. Una muestra
oxidada o muy rayada debe ser nuevamente pulida, para lo cual
se emplearán suspensiones de alúmina de granulometría adecuada
al rayado o al grado de oxidación.
Previamente a la instalación de la muestra sobre la platina, debe

62
Humberto Chirif
colocarse ésta sobre un portamuestra con plastilina y presionar el
conjunto con una prensa bien centrada, de esta manera, la
superficie pulida quedará dispuesta paralelamente a la superficie
de la platina.
OBSERVACIONES CON LÍQUIDOS DE
INMERSIÓN
Las observaciones con líquidos de inmersión permiten obtener
imágenes más nítidas y mejores contrastes entre minerales, pero
notaremos también ciertos cambios en las propiedades de éstos.
Así, veremos el color diferente al observado en seco, la reflectancia
será menor, la birreflectancia, pleocroísmo y anisotropía mayores,
y las reflexiones internas se verán más intensas. En las tablas
determinativas se consideran estos cambios y se tienen consignadas
las propiedades vistas en seco y vistas con líquidos de inmersión.
Después de haber elegido el grano a estudiar, se debe bajar la
platina y, sin mover la muestra, se debe colocar el objetivo de
inmersión y una gota de aceite de inmersión sobre el grano; luego,
se sube la platina hasta que la gota entre en contacto con el objetivo,
y finalmente se enfoca observando a través del ocular. Los objetivos
de inmersión se reconocen porque tienen una línea negra y la
palabra aceite (Oil, Öl) impresa en el tambor.
Al terminar se debe limpiar cuidadosamente el objetivo y la muestra
con papel kleenex humedecido en tolueno o xileno. Para la muestra,
mas no para el objetivo, se puede emplear también alcohol.
ATAQUE ESTRUCTURAL (MICROQUÍMICO)
El ataque estructural o microquímico busca corroer la superficie
pulida con determinados reactivos para que características tales
como contactos, bandas de crecimiento, zonamiento y clivaje se
hagan notorias.
Es recomendable realizar el ataque a la sección fuera del
microscopio, y las observaciones hacerlas después de unos 60
segundos sin utilizar objetivos costosos o nuevos, ya que los
vapores de los reactivos pueden dañar al lente. Después del
estudio, deberá limpiarse cuidadosamente el microscopio y la
muestra deberá ser pulida nuevamente.
En los trabajos de Schneiderhöhn (1952) y Ramdohr (1975) se
dan indicaciones detalladas sobre los reactivos, metodología,
minerales y resultados del análisis estructural.
PROPIEDADES ÓPTICAS QUE SE ESTUDIAN
CON LUZ REFLEJADA
Las propiedades ópticas de minerales opacos que se estudian
bajo el microscopio son: color, reflectancia, birreflectancia y
pleocroísmo en nícoles paralelos; y la anisotropía y reflexiones
internas en nícoles cruzados. El color y la reflectancia se pueden
medir cuantitativamente.
Las propiedades ópticas cualitativas en general son difíciles de
determinar con precisión por estar condicionadas por factores tales
como las propiedades de los granos vecinos, la intensidad y clase
de iluminación, la calidad de las partes ópticas del microscopio, la
calidad del pulido, la homogeneidad o hetereogeneidad en la
composición del grano observado, la orientación cristalográfica, la
posición sobre la platina, el grado de alteración de la muestra y el
grado de adiestramiento del observador. Por ello, la microscopía
de luz reflejada exige un trabajo muy cuidadoso y mucha práctica.
Las tablas del Institute Mineralogical Association-Commission on
Ore Mineralogy (IMA-COM) constituyen la mejor referencia de las
propiedades cuantitativas de los minerales opacos.
Color y reflectancia
Estas propiedades se refieren, respectivamente, al color de la
superficie pulida de un mineral observado con luz reflejada, y a la
capacidad del mineral para reflejar la luz (relación entre la intensidad
de la luz reflejada y la de la luz incidente, expresada en porcentaje).
Ambas propiedades son fuertemente condicionadas por la
iluminación, el color y la reflectancia de los granos vecinos, la
calidad del pulido y la composición química del mineral. Ambas
propiedades, como ya se mencionó, se pueden medir
cuantitativamente. En la figura 5.2 se muestra la curva espectral de
reflectancia, es decir, la variación de la reflectancia en función a la
longitud de onda del rayo incidente.
En la observación cualitativa es recomendable trabajar con una
intensidad de iluminación constante, utilizando además un filtro azul
claro; el diafragma debe estar cerrado a tal punto que permita ver
sólo el grano que queremos describir y se debe trabajar con
secciones bien pulidas. Las condiciones de observación las
podemos calibrar con ayuda de minerales de colores característicos
como galena (blanco), pirita (amarillo pálido) o calcopirita (amarillo
brillante).
Tal como vimos en el capítulo 3, hacemos la descripción del color
tomando en cuenta el color principal, la intensidad y la tonalidad
(por ejemplo, verde claro amarillento), evitando las comparaciones.
La mayoría de minerales de mena son blancos, gris claro o
coloreados, pero con tonalidades siempre pálidas.
Podemos expresar la reflectancia en forma relativa a determinados
minerales. Diremos que un mineral tiene reflectancia alta si ésta es
mayor que la de la galena (42.9%), reflectancia media si es menor
que la de la galena y mayor que la de la esfalerita (18.4%), y
diremos que tiene reflectancia baja si es menor que la de esfalerita.
Los minerales de ganga presentan reflectancia muy baja (< 9%) y
se ven de color gris.
Reflectancia alta
Reflectancia media
Reflectancia baja
R > gn
ef < R < gn
R < ef

Microscopía Óptica de Minerales
63
100
90
80
Ag
70
cav
Au
60
py
Reflectancia (%)
50
40
apy (α, β, γ)
cpy (ε,ο)
gn
Si
30
cc (α, β, γ)
20
ilm (ο)
ilm (ε)
cv (ε)
10
ilm (ε)-Oil
cv (ο)
0
400 500 600 700
LONGITUD Longitud de Onda DE ONDA (nm) (nm)
Plata nativa
Oro nativo
Calaverita
Ag
Au
cav
Si Standard
Calcosita (α,β ,γ)
Covelita (ε)
Si
cc (α,β,γ)
cv (ε)
Pirita
py
Covelita (ο)
cv (ο)
Arsenopirita (α,β,γ)
apy (α,β,γ)
Ilmenita (ο)
ilm (ο)
Calcopirita (ε,ο)
cpy (ε,ο)
Ilmenita (ε)
ilm (ε)
Galena
gn
Ilmenita (ο aceite)
ilm (ε)-Oil
Figura 5.2
Curvas de dispersión de longitud de onda del rayo incidente vs. reflectancia de diversos minerales y del patrón de Si
(tomado de Baumann & Leeder, 1991).

64
Humberto Chirif
En la tabla 5.1 se presentan algunos minerales de colores
característicos agrupados por su color, y en la figura 5.3 se presenta
una lista de minerales ordenados por su reflectancia.
Birreflectancia y pleocroísmo
Análogamente a lo visto con el índice de refracción de los minerales
transparentes, los minerales opacos isótropos presentan un único
valor de reflectancia, mientras que en los anisótropos la reflectancia
varía según el corte del mineral y su posición sobre la platina. La
máxima diferencia de reflectancia de un mineral se conoce como
birreflectancia.
Tabla 5.1
En los minerales isótropos, en los anisótropos con corte
perpendicular a algún eje óptico y en los anisótropos con
birreflectancia inferior a la detectable por el ojo humano, no
observaremos cambios en la intensidad de reflexión al girar la
platina. En los minerales anisótropos con birreflectancia detectable,
observaremos que al girar la platina la intensidad de la luz reflejada
varía, y en algunos casos también varía el color o la tonalidad
(pleocroísmo).
La birreflectancia y el pleocroísmo son observados en nícoles
paralelos, con objetivos de poco aumento y el diafragma de apertura
Algunos minerales distinguibles por su color en luz reflejada
Color Mineral Color Mineral
Blanco a gris
blanquecino
Gris
Azul a gris
azulado
Galena
Blanco amarillento Pirita
Tennantita
Marcasita
Arsenopirita
Rutilo
Esfalerita
Amarillo
Oro Nativo
Cuarzo
Calcopirita
Ilmenita
Magnetita Crema rosáceo Pirrotita
Covelita
Calcosita
Digenita
Rosáceo, Rojo a
marrón
Bornita
Cobre nativo
Enargita
0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100
cv tnr
bn
dg
mt
crm ef LIMs
goe
gf
cp
gn
po
mb
cc
CGRs
hm
en cup
py Fe
apy
bv mr
Cu
Au
Ag
Figura 5.3
REFLECTANCIA (%)
Reflectancia con luz blanca en aire de los principales minerales de mena.

Microscopía Óptica de Minerales
65
cerrado tanto como sea necesario. El fenómeno es más perceptible
en el límite de granos o en los bordes de planos de macla, debido
al contraste con individuos del mismo mineral, pero con diferente
orientación óptica.
Ambas propiedades se observan mejor con aceites de inmersión;
cuanto mayor sea el índice de refracción del líquido, más marcadas
se verán estas propiedades.
Podemos calificar a la birreflectancia y al pleocroísmo como muy
fuerte, fuerte, medio, débil, muy débil e irreconocible. En la tabla
5.2 se presentan algunos ejemplos de minerales birreflectantes y
pleocroicos.
Anisotropía
Análogamente a lo visto con la refracción en minerales
transparentes, los rayos de luz linealmente polarizados de incidencia
normal se reflejan en superficies pulidas de minerales opacos
isótropos sin que varíe la dirección de vibración, en consecuencia,
no pasará luz entre nícoles cruzados; mientras que, en minerales
anisótropos, los rayos plano-polarizados se reflejan variando la
dirección de vibración, por este motivo, pasará luz entre nícoles
cruzados (ver figura 2.10).
Definimos la propiedad anisotropía como la luminosidad que
presentan los minerales anisótropos entre nícoles cruzados y sus
cambios al girar la platina. Dicha luminosidad es generalmente
baja, por ello, se debe trabajar con la máxima intensidad de luz y,
de ser necesario, se debe retirar el filtro azul. El ambiente de
trabajo debe ser oscuro para que la vista se adapte a la baja
luminosidad del campo.
En algunos minerales se observará un cambio brusco de
luminosidad y hasta de color, aun cuando el campo esté débilmente
iluminado. En otros minerales, la anisotropía será reconocida con
dificultad.
Los minerales que no muestren luminosidad entre nícoles cruzados
pueden ser isótropos, anisótropos con corte especial o minerales
con anisotropía por debajo del límite de detección del ojo humano.
Hay que señalar que la incidencia oblicua de luz linealmente
polarizada sobre minerales isótropos puede producir anisotropía
anómala.
Tabla 5.2
Birreflectancia y pleocroísmo de algunos minerales observados en aire y con aceite de inmersión
Fuerte a muy Fuerte
Media
Débil a muy Débil
Grafito
Covelita
Molibdenita
Pirrotita
Marcasita
Niquelita
Enargita
Arsenopirita
Calcopirita
Calcosita
En Aire
Rmáx Colores de Rmáx Colores de
Rmin Pleocroismo Rmin Pleocroismo
26,4 Blanco gris anaranjado 14,9 Blanco grisáceo marrón
6,2 Gris azulado oscuro 0,5 Negro aterciopelado
23,7 Azul oscuro 9,9 Púrpura
7,2 Blanco azulado 1,1 Blanco verdoso
38,6 Blanco 24,1 Blanco
19,5 Blanco grisáceo 7,9 Verde oscuro
39,9 Marrón grisáceo 26,8 Marrón
34,8 Crema amarillento 22,2
56,2 Amarillo claro 42,3 Amarillo claro
49,1 Amarillo verdoso 34,3 Amarillo verdoso
51,4 Amarillo claro rosáceo 38,3 Amarillo claro rosáceo
46,1 33,2
25,2 Rosado claro 11,7 Gris con tinte marrón
24,2 con tinte marrón 10,9
52,3 Blanco amarillento 37,6 Blanco
51,9 37,2 Crema rosáceo
45,0 Amarillo
Amarillo
44,6 Amarillo tinte marrón
33,5 Blanco 18,3 Blanco azulado
33,2 Blanco azulado 17,9
En Aceite

66
Humberto Chirif
Por deformaciones en la red cristalina, algunos minerales isótropos
pueden mostrar anisotropía anómala (como pirita, cobre nativo,
cuprita, cobaltina, entre otros). Por ello, la anisotropía debe
verificarse en varios granos.
Podemos calificar a la anisotropía como muy fuerte, fuerte, media,
débil, muy débil e irreconocible. En la tabla 5.3 se muestran algunos
ejemplos de minerales anisótropos.
Reflexiones internas
Cuando la luz penetra en el interior de minerales translúcidos y se
refleja en contactos, planos de clivaje, microfracturas o inclusiones,
la superficie del grano se verá iluminada con un color relativamente
característico para cada mineral. Dicha iluminación se conoce como
reflexiones internas.
Los minerales con reflectancia alta, por lo general, no presentan
reflexiones internas, mientras que algunos minerales con
reflectancia media y la mayoría de minerales con reflectancia baja
si los presentan. Cuanto mayor sea la transparencia y menor la
reflectancia, más marcadas serán las reflexiones internas.
Las reflexiones internas se observan con nícoles cruzados. Se
diferencia de la anisotropía en que no varía cada 90° (extinción) y
en que su intensidad es menor.
El color de las reflexiones internas es relativamente característico
para cada mineral; sin embargo, existen algunos minerales cuyo
color o tonalidad de reflexiones internas varían con su composición,
y otros presentan reflexiones internas muy similares entre sí. En la
tabla 5.4 se presentan algunos ejemplos de minerales con
reflexiones internas.
PROPIEDADES FÍSICAS Y MORFOLÓGICAS
QUE SE ESTUDIAN CON LUZ REFLEJADA
Las propiedades físicas y morfológicas que se estudian con luz
reflejada son la dureza relativa, microdureza Vickers, clivaje,
tamaño, forma, intercrecimientos, maclas y zona-miento. De ellas,
el tamaño de los granos y la microdureza Vickers se pueden medir
cuantitativamente.
Dureza relativa
La dureza relativa es una estimación cualitativa que hacemos por
comparación de los efectos del pulido sobre diferentes minerales
que ofrecen diferente resistencia a la abrasión. Los minerales de
mayor dureza presentarán mayor relieve que los minerales menos
duros. Al desenfocar el contacto, aumentando ligeramente la
distancia entre el objetivo y la muestra, observaremos una tenue
línea brillante, conocida como línea de Kalb, que se mueve hacia
el mineral menos duro. Es importante remarcar que esto se debe
a la diferencia de relieve en la superficie de la muestra y que es
una propiedad completamente diferente a la sensación de relieve
y a la línea de Becke, estudiadas en minerales transparentes
(capítulo 3). Otra forma de comparar la dureza de los minerales es
a través de las rayas producidas por las imperfecciones del pulido:
en los minerales de baja dureza las rayas serán vigorosas, pero
al pasar a superficies de minerales más duros las rayas se verán
tenues, discontinuas o desaparecerán (ver figura 5.4).
Calificamos la dureza relativa usando como patrones de
comparación a la pirrotita, esfalerita, calcopirita o galena. En la
tabla 5.5 se presenta una lista de minerales ordenados por su
dureza.
Dureza alta
Dureza media
Dureza baja
Microdureza Vickers
H > ef, po
gn, cp < H < ef, po
H < gn, cp
La microdureza Vickers es una propiedad susceptible de ser medida
cuantitativamente que se refiere a la resistencia de los minerales a
ser penetrados por un cuerpo extraño, para ello se requiere del
microdurímetro (o microesclerómetro) de Vickers descrito en el
punto 5.1.
Normalmente se trabaja con una carga estándar de 100 gr, y en
caso de minerales de dureza muy alta se emplean cargas de hasta
200 gr. Para cada medición se deben hacer por lo menos 10
impactos, medir la longitud de las diagonales de las huellas y
obtener un valor promedio de éstas. La microdureza Vickers
Tabla 5.3
Algunos ejemplos de minerales anisótropos
Mineral
Covelita, marcasita, molibdenita
Jamesonita, enargita, pirrotita
Arsenopirita, hematina, ilmenita
Bornita, calcopirita, bournonita
Calcosita, wurtzita, wolframita
Anisotropía
Muy Fuerte
Fuerte
Media
Débil
Muy Débil

Microscopía Óptica de Minerales
67
expresada en kg/mm 2 se calcula multiplicando la carga por el
factor 1458,4 y dividiendo esto entre el cuadrado del promedio de
las diagonales. En la figura 5.5 se representa en forma esquemática
los tipos de huellas y fracturas dejadas por los impactos.
FORMA DE LOS INDIVIDUOS
Los cristales individuales, según el desarrollo de su forma externa,
pueden ser euhedrales, subhedrales o anhedrales. Al igual que
en el caso de los minerales transparentes (ver capítulo 3), la calidad
de desarrollo del cristal y el hábito dependen principalmente de las
condiciones del medio de formación.
Debemos tener siempre presente que bajo el microscopio de
polarización observamos sólo dos de las tres dimensiones del
cristal, y la forma de la sección depende de la orientación del corte,
así por ejemplo, un cubo puede presentar secciones triangulares,
rectangulares, pentagonales o hexagonales, regulares o
irregulares. La observación de diferentes cristales de un mismo
mineral permite interpretar la forma tridimensional del mismo.
En microscopía de luz reflejada empleamos el término genérico
grano para referirnos a un individuo o a un agregado de individuos
de un mismo mineral de forma más o menos globular, y empleamos
el término playa para referirnos a un agregado amplio de un
determinado mineral.
Para reconocer la forma de los individuos en un agregado de
minerales anisótropos debemos trabajar con nícoles cruzados, ya
que la diferente orientación óptica de estos individuos permitirá
diferenciarlos. Tratándose de un mineral isótropo será necesario
un ataque microquímico para corroer los contactos y poder
reconocer a los individuos.
Tabla 5.4
Algunos ejemplos de minerales con reflexiones internas
Mineral
Malaquita
Azurita
Oropimente
Escalerita
Casiterita
Limonita
Cinabrio
Wolframita, hematina
Reflexiones Internas
Verde intenso
Azul a azul oscuro
Amarillo
Amarillo claro hasta pardo rojo
Amarillo, ámbar, algunas veces pardusco
Amarillo pardo hasta rojo pardo oscuro
Rojo bermellón
Rojo oscuro
A
B
A
C
B A B A C B
Figura 5.4
Dureza relativa. A la izquierda se observa una sección pulida vista en planta, y a la derecha, vista
en sección transversal con la escala vertical exagerada. El relieve de los minerales de mayor
dureza (mayor resistencia a la abrasión) destaca sobre el relieve de los minerales menos duros. Otra
forma de comparar la dureza de los minerales es a través de las rayas producidas por las imperfecciones
del pulido. En los minerales menos duros las rayas serán vigorosas, pero al pasar a superficies de
minerales más duros las rayas se verán tenues, discontinuas o desaparecerán. En este ejemplo, el
mineral B es el más duro, y C el más blando.

68
Humberto Chirif
Tabla 5.5
Minerales de mena más importantes ordenados según su dureza relativa al pulido
(Schneiderhöhn, 1952)
Dureza Baja Dureza Media Dureza Alta
Calcopirita Pirrotita Pirita
Bornita Bravoita Marcasita
Oro Nativo Pentlandita Arsenopirita
Galena Esfalerita Hematina
Arsénico Nativo Cuprita Ilmenita
Antimonio Nativo Tenorita Magnetita
Digenita Enargita Pirrotita
Calcosita Cobre gris Bravoita
Novelita Molibdenita Pentlandita
Oropimente Calcopirita Esfalerita
RECTO
Recto
CÓNCAVO
Cóncavo
CONVEXO
Convexo
SIGMOIDAL
Sigmoidal
ESTRELLA-RADIAL LADO-RADIAL CLIVAJE PARTICIÓN
Estrella - Radial Lado - Radial Clivaje Partición
CÁSCARAS
CÁSCARA
Cáscara
CLIVAJE-CÁSCARA
Clivaje - Cáscara
CONCÉNTRICAS
Cáscaras - Concéntricas
Figura 5.5
Microdureza Vicker. Barra del microesclerómetro mostrando la punta diamantada de forma piramidal (recuadro de la
izquierda). Tipos de huellas (derecha arriba) y fracturas (derecha abajo) características de los impactos de la barra en
minerales de diferentes durezas (tomado de Young & Millman, 1964; en Vaughan, 1990).

Microscopía Óptica de Minerales
69
Intercrecimientos
En el estudio de las características geométricas de una roca (roca
en su sentido más amplio), se consideran diversos aspectos tales
como tamaño, forma y relaciones entre los componentes y
agregados. Tal complejidad ha llevado a tratar por separado
conjuntos de estas características, y para ello, se han empleado
los términos textura, estructura, trama e intercrecimiento.
La textura es el conjunto de características geométricas
representativo de toda la roca. Estas características están
determinadas por el grado de cristalinidad, la granularidad, la
forma de los cristales y las relaciones mutuas entre ellos (MacKenzie,
Donaldson & Guilford, 1982).
La estructura es la disposición geométrica, generalmente repetitiva,
de los integrantes de un cuerpo con respecto a un sistema de
referencia a diferentes escalas, como por ejemplo pliegues,
bandeamiento, alineaciones, zonamiento, etc. (Castroviejo, 1998).
La trama es el conjunto de estructuras y textura de una roca.
El intercrecimiento es la relación espacial entre los componentes
minerales de un agregado, es decir, la más elemental de las
características geométricas de una roca.
A diferencia de las propiedades ópticas (color, pleocroísmo,
anisotropía, etc.) y físicas (dureza relativa, maclas), que dependen
de la naturaleza misma del mineral y las propiedades morfológicas
(tamaño, forma o desarrollo de caras cristalinas, texturas,
estructuras e intercrecimientos), varían según las condiciones de
formación, por ello, su estudio nos sirve de base para
interpretaciones genéticas. Para tal fin, Ramdohr (1969), Craig
(1990), Baumann & Leeder (1991) agrupan a las texturas de
minerales de mena por su origen e interpretan la génesis de cada
una de ellas; sin embargo, hay que señalar que, en la etapa
descriptiva de un estudio, es importante mantenernos ajenos a
tales interpretaciones, ya que ello nos puede inducir a adoptar
prematuramente algún modelo genético.
El estudio de los intercrecimientos en forma objetiva nos indica el
orden de aparición de los minerales (secuencia paragenética) y
además nos da pautas para un adecuado tratamiento metalúrgico.
De allí, la importancia de las clasificaciones objetivas de los tipos de
intercrecimientos, entre las que se cuentan la de Smirnov (1982),
Amstutz (1971) y, basada en esta última, la de Canchaya & Cardozo
(1977), la cual se muestra en la figura 5.6. El formato mostrado en
la figura 5.7 facilita el registro de intercrecimientos.

70
Humberto Chirif
1a SIMPLE
Límites curvos
o rectilineos.
Es el tipo más
frecuente.
I I I I I I I V
1b AMEBOIDE
Límites curvos
y sinuosos. Muy
frecuente.
1c GRÁFICO O
MIRMEQUÍTICO
O EUTECTICO
Común. Ejemplos:
cp-stn, bn-cc
1d DISEMINADO
1e INCLUSIÓN
2a CORONA
Común. Ejemplos:
cc, cv en py, cp
2b SUB-CORONA
2c CONCÉNTRICO
Figura 5.6 Tipos geométricos de intercrecimientos entre minerales (Canchaya & Cardozo, 1977).

Microscopía Óptica de Minerales
71
I I I I I I I V
2d COLOFORME
3a SANDWICH
Común. Ejemplos:
cp en py, mb en py,
cubanita en cp, il en mt.
3b ESTRATIFICADO
O LAMELAR
Poco común.
Ejemplos:
po-pnt, il-mt.
3c RETICULAR
Poco común.
Ejemplos:
il en mt, bn en cp,
cubanita en cp.
3d VETEADO
4a BORDE
COMPUESTO
4b COMPENETRACIÓN
4c INTERSTICIAL
Figura 5.6 (Continuación). Tipos geométricos de intercrecimientos entre minerales (Canchaya & Cardozo, 1977).

72
Humberto Chirif
ef
cc
py
cv
cc
cp
py
cp
py
cp
cc
cp
cc
1a II
2a I
3d II
po
mt
cv
2a IV
ef
1d I
po
1e I
mt
1e I
py
1a II
cp cc cv ef po
Figura 5.7 Registro de intercrecimientos (según la clasificación de Canchaya & Cardozo, 1977).
- Parte superior. Ejemplo de una muestra de mena constituida por pirita (py), calcopirita (cp), calcosita
(cc), covelita (cv), esfalerita (ef), pirrotita (po) y magnetita (mt).
- Parte inferior. Tabla de registro de intercrecimientos. Allí se indica, por ejemplo, que la calcopirita y la
pirita presentan intercrecimientos simples (1a II); la calcosita forma coronas en torno a la pirita (2a I);
la calcosita se encuentra veteada dentro de la calcopirita (3d II).

Boletín N° 1, Serie J - INGEMMET
Dirección de Recursos Minerales y Energéticos
CAPÍTULO VI
SISTEMÁTICA PARA LA DETERMINACIÓN DE MINERALES
METODOLOGÍA PARA LA DETERMINACIÓN DE
MINERALES
La identificación de las especies minerales es la parte medular de
cualquier estudio geocientífico y también de otras especialidades
(metalúrgicas, por ejemplo). Un cuidadoso estudio de las
propiedades es la base para dicha identificación. Para facilitarla
existen tablas en las que los minerales se encuentran ordenados
según una propiedad o una combinación de dos o más de ellas, lo
cual nos permite hacer un seguimiento sistemático y llegar a una
lista de las posibles especies. Otro tipo de tablas, donde se presentan
a los minerales ordenados alfabéticamente o por clases
mineralógicas y donde se consignan muy detalladamente sus
propiedades, semejanzas y diferencias con otras especies, nos
permiten la identificación final. La figura 6.1 representa
esquemáticamente la estrategia para la determinación de minerales.
TABLAS DETERMINATIVAS DE MINERALES
TRANSPARENTES
Es recomendable el uso de más de una tabla determinativa para
así basar la identificación en varias propiedades. Entre las tablas
más usadas en la etapa I tenemos las siguientes:
- Tabla de birrefringencia (Michel-Lévy) - (Tabla 6.1)
- Tabla de carácter óptico-signo óptico-color - (Tabla 6.2)
- Tabla de carácter óptico-signo óptico-relieve-birrefringencia
(Tabla 6.3 y 6.4)
Para la etapa II pueden ser consultados libros de texto tales como:
- Elements of Optical Mineralogy (Winchell, 1951)
- Mineralogía óptica (Kerr, 1965)
- Identificación microscópica de los minerales (Heinrich, 1970)
- Optische Bestimmung der gesteinsbildenden Minerale (Tröger,
1969)
- Tabla de Birrefringencia de Michel-Lévy.
TABLAS DETERMINATIVAS DE MINERALES
OPACOS
Existe una gran variedad de tablas, diagramas y programas
computarizados aplicados a la determinación de minerales opacos,
tanto para la etapa de seguimiento de las propiedades de la muestra
problema como para la etapa de comparación (según la sistemática
para la determinación de minerales explicada en el punto 5.1).
Algunas de las tablas más usadas son las siguientes:
- Schneiderhöhn (1952) - Schouten (1962)
- Uytenbogaart & Burke (1971) - Ramdohr (1975)
- Picot, P. & Johan, Z. (1982) - Spry, P.G. & Gedlinske,B.I.
(1987)
- IMA-COM QDF III (Criddle & Stanley, 1993)
I
Cuidadosa
CUIDADOSA
DETERMINACIÓN determinación deDE
PROPIEDADES propiedades del DEL
MINERAL mineral PROBLEMA problema
TABLAS Tablas
DETERMINATIVAS
Determinativas
Lista de posibles
LISTA DE POSIBLES
MINERALES minerales
II
Verificación VERIFICACIÓN en la muestra EN de
LAlas MUESTRA propiedades DE LAS de cada PROPIE- uno
DADES DE CADA UNO DE LOS
MINERALES de los minerales DE LA de LISTA la lista
Identificación IDENTIFICACIÓN del mineral
DEL MINERAL
Figura 6.1
Secuencia de los pasos para la determinación de especies minerales.

74
Humberto Chirif
Tabla 6.1
Tabla de Michel-Lévy mostrando rangos de birrefrigencia de los principales minerales.

Microscopía Óptica de Minerales
75
Tabla 6.2
Tabla de carácter y signo óptico vs. color (Kerr, 1965)
+
-
+
ROJO ROSA ANARANJADO PARDO AMARILLO
Blenda
Espinela
Cliaquita
Perovsquita
Rutilo
Piedmontita
Perovsquita
Sodalita
Fluorita
Perovsquita
Granate
Turmalina
Corindón
Piedmontita
Titanita
Estaurolita
Clinocloro
Perovsquita
Perovsquita
Piedmontita
Estaurolita
Perovsquita
Blenda
Fluorita
Espinela
Colofana
Cliaquita
Perovsquita
Granate
Circonio
Casiterita
Rutilo
(Biotita)
Dravita
Stilpnomelana
Turmalina
Apatito
Titanita
Monacita
Egirina-Augita
Condrodita
Perovsquita
Sodalita
Blenda
Fluorita
Espinela
Colofana
Granate
Circonio
Casiterita
Rutilo
(Cloritoide)
(Biotita)
Dravita
Stilpnomelana
Escorolita
Turmalina
Jarosita
Piedmontita
Titanita
Estaurolita
Monacita
Cloritoide
Clinocloro
Egirina-Augita
Condrodita
±
Iddingsita
Iddingsita
-
Allanita
Hiperstena
Andalucita
Dumortierita
Biotita
Allanita
Flogopita
Egirina
Hiperstena
Hornblenda
Biotita
Epídota
Glaucofana
Allanita
Flogopita
Actinolita
Glauconita

76
Humberto Chirif
Tabla 6.2 (Continuación)
Tabla de carácter y signo óptico vs. color (Kerr, 1965)
VERDE AZUL VIOLETA GRIS NEGRO
Fluorita
Sodalita
Fluorita Fluorita
Sodalita
+
Espinela
Perovsquita
Granate
Rutilo
(Cloritoide)
(Clorita)
(Biotita)
Espinela
Lazurita
Rutilo
Perovsquita
Rutilo
Cliaquita
Perovsquita
Circonio
Casiterita
Rutilo
Espinela
Granate
-
Stilpnomelana
Escorolita
Turmalina
Apatito
Escorolita
Corindón
Apatito
Escorolita
Corindón
Escorolita
Apatito
Escorolita
Titanita
Piedmontita
Titanita
Titanita
+
Cloritoide
Clorita
Egirina-Augita
Cloritoide
±
Perovsquita
Crocidolita
Clorita
Riebeckita
Biotita
Epídota
Crocidolita
Clorita
Riebeckita
Epídota
Glaucofana
Perovsquita
Crocidolita
Glaucofana
Perovsquita
Glaucofana
-
Lamprofilita
Egirina
Hiperstena
Actinolita
Glauconita
Egirina
Glauconita
Hornblenda
Dumortierita
Cordierita
Lazurita
Dumortierita

Microscopía Óptica de Minerales
77
Tabla 6.3
Tabla de signo óptico-relieve-birrefringencia para minerales anisótropos positivos
(tomado de Pichler & Schmitt-Riegraf, 1993)
r
0,100
0,750
0,050
0,030
0,025
0,020
0,015
0,010
0,005
0,000
Thompsonita
Plagioclasa
Natrolita
Gibbsita
Harmotoma
Heulandita
Phillipsita
Apofilita
Chabacita
Mesolita
Mordenita
Tridimita
η
1,65
1,55 1,60 1,70 1,80
Anhidrita
Cordierita
Crisolito
Clinocloro
Plagioclasa
Calcedonia
Lizardita
Cuarzo
Anhidrita
Baritina
MgFe-Cloritoide
Topacio
Forsterita
Prehnita
Enstatita
Lawsonita
Omfacita
Sillimanita
Jadeita
Arfvedsonita
Broncita
Enstatita
Akermanita
Xenotimo
Diopsido
Piemontita
Estilpnomelano
Titanoaugita
Augita
Diopsido
Pigeonita
Pumpellita
Thulita
Zoisita
Cloritoide
Estaurolita
Clinozoisita
1,65
1,55 1,60 1,70 1,80
Rutilo
Siderita
Titanita
Zinnwaldita
Egirina-augita
Aenigmatita
Fayalita
circon
Ortita

78
Humberto Chirif
Tabla 6.3 (Continuación)
Tabla de signo óptico-relieve-birrefringencia para minerales anisótropos positivos
(tomado de Pichler & Schmitt-Riegraf, 1993)
r
1,65
1,55 1,60 1,70 1,80
Aragonito
Calcita
Goethita
0,100
0,750
0,050
0,030
0,025
0,020
0,015
0,010
Cancrinita
Epistilbita
Plagioclasa
Skolezita
Stilbita
K-Feldespato
Laumontita
Meionita
Talco
Zinnwaldita
Lepidolita
Cordierita
Pennina
Plagioclasa
Antigorita
Crisolita
Berilo
Muscovita
Glauconita
Phengita
Flogopita
Seladonita
Glaukonit
Seladonita
Andalucita
Wollastonita
Fe-Clorita
FeMg-Clorita
Biotita
Ti-Biotita
Turmalina
Actinolita
Glaucofana
Tremolita
Smaragdita
Tchermakita
Barkevikita
Katophorita
Crossita
Gehlenita
Arvedsonita
Mg-Riebeckita
Magnesita
Oxybiotita
Egirina-Augita
Oxyhornblenda
Oxyhomblende Anatasa
Epidota
Piemontita
Kersutita
Hastingsita
Distena
Cloritoide
Hiperstena
Ortosa
0,005
0,000
Analcima
Apofilita
Chabacita
Cristobalita
Mordenita
Nefelina
Marialita
η
Apatito
Corindón
Vesuviana
1,65
1,55 1,60 1,70 1,80

Microscopía Óptica de Minerales
79
SCHNEIDERHÖHN (1952)
DUREZA / ANISOTROPIA / COLOR
BLANCO
ISOTROPO
LIGERAMENTE
COLOREADO
DUREZA
RELATIVA
< gn
(gn - po)
> po
DEBILMENTE
ANISOTROPO
ANISOTROPO
CLARAMENTE
COLOREADO
SCHOUTEN
(1962)
COLOR / ANISOTROPIA / REFLEJOS / DUREZA / REFLECTANCIA
COLOR / REFLECTANCIA / DUREZA /
REFLEJOS / ANISOTROPIA /BIRREFLECTANCIA
COLORES
DEFINIDOS
AZUL
VERDE
PARDO
AMARILLO
REFLEJOS
INTERNOS
DUREZA
RELATIVA
VISIBLES
AUSENTES
ALTA
MEDIA-BAJA
ROJIZO
REFLEC-
TANCIA
ALTA
MEDIA
BAJA
COLORES
NO
DEFINIDOS
REFLECT.
>50
REFLECT.

80
Humberto Chirif
Tabla 6.4
Comparación de propiedades de glaucofana, actinolita y tremolita
(basado en Pichler & Schmitt-Riegraf, 1993)
Glaucofana Actinolita Tremolita
Color Color
Azul a violeta
Incoloro a verde Incoloro a verde
azulado
azulado
Pleocroismo Fuerte No reconocible No reconocible
Relieve
Medio Medio Medio
α = 1.595 , - 1.630 , α = 1.647 ,
α = 1.608 ,
Índice Índice de de refracción β = 1.614 , - 1.650 , β = 1.659 ,
β = 1.618 ,
y birrefringencia
y birregrigencia
γ = 1.620 , - 1.652 , γ = 1.667 ,
γ = 1.630 ,
0.025 , - 0.022 , 0.020 ,
0.022 ,
Extinción Extinción
Simétrica, recta y Simétrica, recta y Simétrica, recta y
oblicua según corte oblicua según corte oblicua según corte
Carácter Cáracter óptico Biáxico negativo Biáxico negativo Biáxico negativo
Ángulo 2V 2V

Microscopía Óptica de Minerales
81
Foto 6.2
Al girar la platina se observa una fuerte variación de color de gris claro a violeta azulado
(pleocroísmo fuerte). Observación con luz transmitida y nícoles paralelos.
Foto 6.3
El mineral problema también presenta formas tabulares subhedrales correspondientes a cortes
prismáticos. Observación con luz transmitida y nícoles paralelos.

82
Humberto Chirif
Foto 6.4
Al girar la platina nuevamente se observa una fuerte variación de color de violeta claro a azul
(pleocroísmo fuerte). Observación con luz transmitida y nícoles paralelos.
Foto 6.5
Extinción oblicua de muy bajo ángulo (aproximadamente 4º). Observación con luz transmitida
y nícoles paralelos.

Microscopía Óptica de Minerales
83
Foto 6.6
Al girar 45º a partir de la posición de extinción, el cristal se ubica en la posición de máxima
anisotropía. El máximo color de interferencia es verde de segundo orden, lo que corresponde a
una birrefringencia de alrededor de 0,024. Observación con luz transmitida y nícoles paralelos.
Foto 6.7
Observación con objetivo de alto aumento (40x) para elección de la zona a estudiar con luz
conoscópica. La zona encerrada en el círculo es óptima por no estar cruzada por planos de
clivaje y estar exenta de inclusiones o alteraciones. Observación con luz transmitida y nícoles
paralelos.

84
Humberto Chirif
Foto 6.8
Figura de interferencia biáxica negativa. Observación con luz transmitida conoscópica y nícoles paralelos, sin
compensador (izquierda) y con compensador de yeso (derecha).

Boletín N° 1, Serie J - INGEMMET
Dirección de Recursos Minerales y Energéticos
BIBLIOGRAFÍA
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- Atlas of igneous rocks and their textures. Essex:
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instrumental y aplicaciones. Leitz: Wetzlar, 115 p.
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Gesteinsbildende minerale in Dünnschliff. Stuttgart:
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PICOT, P. & JOHAN, Z. (1982) - Atlas of ore minerals. Amsterdam
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RAMDOHR, P. (1980) - The ore minerals and their intergrowths.
3a. ed. Oxford: Pergamon Press, 2 t.
RAMDOHR, P. (1975) - Die Erzminerale und ihre Verwachsungen.
4a. ed. Berlin: Akademie Verlag, 1227 p.
SCHNEIDERHÖHN, H. (1952) - Erzmikroskopisches Praktikum.
Stuttgart: Schweizerbart’sche, 284 p.
SCHNEIDERHÖHN, H. (1952) - Erzmikroskopische
Bestimmungstafeln. Stuttgart: Schweizerbart’sche, 24p.
SCHOUTEN, C. (1962) - Determinative tables for ore microscopy.
Amsterdam: Elsevier, 242 p.
SMIRNOV, V.I. (1982) - Geología de yacimientos minerales.
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SPRY, P.G. & GEDLINSKE, B.L. (1987) - Tables for the
determination of common opaque minerals. New
Haven, CT: Economic Geology Publishing Company,
52 p.
TRÖGER, W.E. (1969) - Optische Bestimmung der
gesteinsbildenden Minerale. Teil 2: Textband. 2. ed.
Stuttgart: Schweizerbart’sche, 822 pp.
UYTENBOGAARDT, W. & BURKE, E.A.J. (1971) - Tables for
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VAUGHAN, D.J. (1990) - Microhardness properties in
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YOUNG, B.B. & MILLMAN, A.P. (1964) - Microhardness and
deformation characteristics of ore minerals. Inst. Mining
Metall. Trans.,73(7): 437-466.

PÁGINA EN BLANCO

ANEXO 1
PROPIEDAD DE LOS
MINERALES TRANSPARENTES

Microscopía Óptica de Minerales
89
COLOR, PLEOCROÍSMO, RELIEVE Y LÍNEA DE BECKE
Foto A1.1
Cristal de olivino. Color pardo rosáceo, relieve positivo alto y pleocroísmo ausente. Observación con luz transmitida y nícoles
paralelos.
Foto A1.2
Cristal de titanita. Color pardo amarillento, relieve positivo alto y pleocroísmo débil. Observación con luz transmitida y nícoles
paralelos.
Foto A1.3
Cristal de biotita. Color beige a pardo anaranjado intenso, relieve positivo medio y pleocroísmo fuerte. Observación con luz
transmitida y nícoles paralelos.

90
Humberto Chirif
Foto A1.4
Cristal subhedral de plagioclasa (izquierda) y cristal subhedral de cuarzo (derecha). Obsérvese el carácter incoloro de ambos
minerales, así como el relieve positivo bajo de la plagioclasa y el relieve negativo del cuarzo con respecto a minerales vecinos.
Foto A1.5
Cristal de circón visto con luz transmitida, campo oscurecido y nícoles paralelos. A la izquierda, el cristal enfocado (obsérvese
el relieve alto), y a la derecha, desenfocado, aumentando la distancia de trabajo. Nótese que se ha formado una línea brillante
en la parte interna del perímetro, lo cual indica que el circón tiene mayor índice de refracción que el mineral vecino.

Microscopía Óptica de Minerales
91
MORFOLOGÍA / CLIVAJE
Foto A1.6
Cristal anhedral de calcita. Clivaje bueno en la dirección A. Planos de maclas en las
direcciones B y C. La alta birrefringencia de este mineral permite notar las maclas
aun en nícoles paralelos. Observación con luz transmitida y nícoles paralelos.
Foto A1.7
Cristal anhedral de biotita. Obsérvese el clivaje perfecto en la dirección señalada.
Observación con luz transmitida y nícoles paralelos.

92 Humberto Chirif
Foto A1.8
Cristales subhedrales de granate. Obsérvese el relieve positivo alto. Observación
con luz transmitida y nícoles paralelos.
Foto A1.9
Cristal euhedral de cuarzo. Obsérvese las trazas de la fractura concoidal (líneas
curvas). Observación con luz transmitida y nícoles paralelos.

Microscopía Óptica de Minerales
93
Foto A1.10
Cristal euhedral de plagioclasa.Obsérvese el clivaje bueno en dos direcciones.
Observación con luz transmitida y nícoles paralelos.
Foto A1.11
Cristal euhedral de hornblenda. Obsérvese el clivaje bueno en dos direcciones.
Observación con luz transmitida y nícoles paralelos.

94 Humberto Chirif
EXTINCIÓN
Foto A1.12 Agregado radial de calcedonia mostrando extinción paralela. Observación con luz
transmitida y nícoles cruzados.
Foto A1.13
Cristal prismático de anfíbol mostrando extinción oblicua de 39º. Observación con
luz transmitida y nícoles cruzados.

Microscopía Óptica de Minerales
95
Determinación del tipo de plagioclasas por el método del ángulo de extinción
(Método Michel-Lévy)
Izq.
Der.
010
MACLA TIPO
ALBITA POLISINTÉTICA
ÁNGULO DE EXTINCIÓN A LA
IZQUIERDA Y A LA DERECHA
60
50
40
30
20
10
oligoclasa andesina labradorita bytownita
ÍNDICE
REFRACCIÓN
SIGNO ÓPTICO
1,53 1,54 1,55 1,56 1,57 1,58 1,59
+ +- +- - - - -
En cortes perpendiculares a los planos de macla polisintética tipo albita (010), el ángulo de extinción a la izquierda de un
conjunto de individuos tiene el mismo valor que el ángulo de extinción a la derecha del otro conjunto.
Para la determinación del tipo de plagioclasa, en primer lugar, hay que obtener el ángulo de extinción promedio de cristales
con el corte indicado en el párrafo anterior, aceptando, para ello, aquellos en los que los ángulos a la izquierda y a la
derecha no difieran en más de seis grados. Luego, ubicamos el valor del ángulo de extinción promedio en el eje de las
abscisas y trazamos una horizontal hasta hallar el punto de intersección con la curva; la ordenada correspondiente a ese
punto será el componente de anortita (An) de la plagioclasa.
Observemos que las plagioclasas cálcicas (labradorita, bytownita y anortita) presentan ángulos de extinción mayores a
30º. Ángulos de extinción entre 20º y 30º corresponden a andesina (An > 37). Ángulos de extinción entre 10º y 20º
corresponden a albita-oligoclasa (An < 13) o a oligoclasa-andesina (27 < An < 37); en el primer caso, el relieve será
negativo, y en el segundo, positivo. Finalmente, los ángulos de extinción menores a 10º corresponden a oligoclasa (13
< An < 27).

96 Humberto Chirif
Foto A1.14
Cristal de plagioclasa mostrando un ángulo de extinción de 25º a la izquierda y 23º a la
derecha. En la parte superior el cristal en posición 0º. El método de Michel-Lévy indica
que se trata de andesina de An=42. Observación con luz transmitida y nícoles cruzados.
Foto A1.15
Cristal de cuarzo de aproximadamente 1.4 mm de diámetro, cortado por venillas de
cuarzo, espesor micrométrico. El grano grande de cuarzo presenta extinción ondulante
(obsérvese que la superficie no se oscurece homogéneamente). Observación con luz
transmitida y nícoles cruzados.

Microscopía Óptica de Minerales
97
COLOR DE INTERFERENCIA
Foto A1.16
Cristal de la foto A1.13 girado 45º a partir de la posición de extinción, mostrando
máximo color de interferencia azul claro verdoso de segundo orden, lo que en la tabla
de Michel-Lévy corresponde a una birrefringencia de 0,023. Obsérvese que el máximo
color de interferencia está distribuido más o menos uniformemente en toda la superficie
denotando un espesor parejo de 30 mm, salvo en los bordes y en la fractura central del
lado derecho, donde el menor espesor se manifiesta con colores de menor orden
(azul, rojo hasta amarillo de primer orden). Observación con luz transmitida y nícoles
cruzados.
Foto A1.17
Detalle de la foto anterior. Obsérvese en los bordes colores de interferencia
correspondientes a espesores menores para la misma birrefringencia. Observación
con luz transmitida y nícoles cruzados.

98 Humberto Chirif
Foto A1.18
Agregado de cristales de anfíboles en nícoles paralelos (izquierda) y cruzados (derecha) mostrando diferentes
cortes y en consecuencia diferentes colores de interferencia. El individuo C se encuentra en su posición de
extinción.
Foto A1.19
Foto anterior girada 45º. El individuo C muestra su máximo color de interferencia (verde de segundo orden).
Obsérvese que los colores no son uniformes dentro de cada individuo, lo cual indica que el espesor no es
parejo.
Foto A1.20
Titanita en nícoles paralelos (izquierda) y cruzados (derecha) mostrando colores de interferencia de alto orden,
lo cual se observa como una mezcla mal definida de tonalidades crema, rosáceo y verde.

Microscopía Óptica de Minerales
99
ELONGACIÓN
A
B
C
D
Foto A1.21
Cristal euhedral de talco mostrando elongación largo-rápido. Observación con luz transmitida y nícoles cruzados.
A (sin compensador):
B (sin compensador):
C (con compensador de yeso):
D (con compensador de yeso):
Cristal en posición de extinción (paralela).
Cristal en posición de máxima anisotropía mostrando color de interferencia verde de 2. o
orden (desfase de aproximadamente 750 nm).
Se ha producido sustracción, de verde de 2. o orden se ha pasado a blanco grisáceo
(750nm – 550 nm = 200 nm).
Al girar 90º se pasa a la posición de adición; de verde de 2. o orden a verde de 3. o orden
(750nm + 550 nm = 1300 nm).

100 Humberto Chirif
MACLAS Y ZONAMIENTO
Foto A1.22
Cristal de plagioclasa con macla combinanda albita-Carlsbad. Observación con luz
transmitida y nícoles cruzados.
Foto A1.23
Cristal de plagioclasa con macla tipo periclina algo curvada por deformación mecánica
del cristal. Observación con luz transmitida y nícoles cruzados.

Microscopía Óptica de Minerales
101
Foto A1.24
Cristal de plagioclasa cortado paralelamente al 010, mostrando líneas de crecimiento
y estructura zonada. Observación con luz transmitida y nícoles cruzados.
Foto A1.25
Cristal de anfíbol con macla inclinada. Observación con luz transmitida y nícoles
cruzados.

102 Humberto Chirif
Foto A1.26
Cristal de piroxeno maclado. Observación con luz transmitida y nícoles cruzados.

ANEXO 2
PROPIEDADES DE LOS
MINERALES OPACOS

Microscopía Óptica de Minerales
105
COLOR, REFLECTANCIA Y BIRREFLECTANCIA
Foto A2.1
Cristales anhedrales de bornita, calcopirita, calcosita y digenita mostrando sus colores
característicos: de rosado a marrón de la bornita, amarillo de la calcopirita, azul de la
digenita y gris azulado de la calcosita. Obsérvese el orden de reflectancias: calcopirita
> calcosita > digenita > bornita. Observación con luz reflejada y nícoles paralelos.
Foto A2.2
Covelita alterando a calcopirta. Obsérvese el pleocroísmo fuerte y la birreflectancia
de la covelita (algunos cristales son de color azul y otros gris azulado). Procedencia:
Mina Tintaya, Perú. Observación con luz reflejada y nícoles paralelos.

106
Humberto Chirif
Foto A2.3
Intercrecimiento simple de calcopirita (amarillo) con magnetita (blanco grisáceo). En el
cristal de magnetita del lado izquierdo, se observan inclusiones de pirrotita (color
rosáceo). El conjunto se encuentra rodeado de bornita y covelita. Procedencia: Mina
Raúl-Condestable, Perú. Observación con luz reflejada y nícoles paralelos.
Foto A2.4
Intercrecimiento de cristales anhedrales de pirrotita (rosado pálido, parte central de la
foto), magnetita (gris claro) y calcopirita (amarillo, parte centro superior e inferior).
Procedencia: Mina Raúl-Condestable, Perú. Observación con luz reflejada y nícoles
paralelos.

Microscopía Óptica de Minerales
107
ISOTROPÍA Y ANISOTROPÍA
Foto A2.5
Cristales euhedrales de pirita mostrando su característico color amarillo pálido y su isotropía. Observación con luz
reflejada, nícoles paralelos (izquierda) y cruzados (derecha).
Foto A2.6
Cristales euhedrales de arsenopirita, mostrando su característico color blanco y su anisotropía moderada que evidencia
zonamiento (parte central ligeramente mas oscura). Observación con luz reflejada, nícoles paralelos (izquierda) y
cruzados (derecha).
Foto A2.7
Cristales de enargita mostrando su anisotropía fuerte. Observación con luz reflejada, nícoles paralelos (izquierda) y cruzados
(derecha).

108
Humberto Chirif
CLIVAJE, DUREZA RELATIVA
Foto A2.8
Cristales anhedrales de galena (blanco, parte central y derecha de la foto), esfalerita
(gris) y cobres grises (gris claro ligeramente versoso, parte izquierda). Asociado a la
esfalerita se observan pequeños granos anhedrales de calcopirita. Es típico en la
galena la formación de finísimas oquedades de forma triangular generadas por el clivaje
cúbico del mineral. Observación con luz reflejada y nícoles paralelos.
Foto A2.9
Intercrecimiento simple de galena (blanco, parte central) y cobre gris (ligeramente
verdoso). Obsérvese rayas en la galena que no pasan al cobre gris debido a su menor
dureza (menor resistencia al rayado). Observación con luz reflejada y nícoles paralelos.

Microscopía Óptica de Minerales
109
REFLEJOS INTERNOS
Foto A2.10
Cristal de pirargirita anhedral mostrando intensos reflejos internos de color rojo que
enmascaran la anisotropía. Procedencia: Mina Selene, Perú. Observación con luz
reflejada y nícoles paralelos.
Foto A2.11
Cristal de pirargirita anhedral. Compare la anisotropía de un extremo del cristal a
otro, además de los reflejos internos muy intensos de color rojo. Procedencia: Mina
Selene, Perú. Observación con luz reflejada y nícoles paralelos.

110
Humberto Chirif
TEXTURAS E INTERCRECIMIENTOS
Foto A2.12
Intercrecimiento simple de calcopirita y bornita con corona de calcosita y digenita.
Observación con luz reflejada y nícoles paralelos.
Foto A2.13
Corona de covelita en torno a calcopirita. Observación con luz reflejada y nícoles
paralelos.

Microscopía Óptica de Minerales
111
Foto A2.14
Detalle de la foto A2.13 mostrando el borde compuesto (propio de reacción) entre
calcopirita y covelita. Observación con luz reflejada y nícoles paralelos.
Foto A2.15
Relictos de calcopirita con corona de safflorita. Observación con luz reflejada y
nícoles paralelos.

112
Humberto Chirif
Foto A2.16
Goetita coloforme. Observación con luz reflejada y nícoles paralelos.
Foto A2.17
Foto anterior en nícoles cruzados. Con colores rojos y anaranjados se observan las
sucesivas capas de goetita coloforme. Observación con luz reflejada y nícoles
cruzados.

Microscopía Óptica de Minerales
113
Foto A2.18
Textura brechosa (veteada). Intercrecimiento de hematita (gris claro) con goetita
coloforme (gris oscuro). Observación con luz reflejada y nícoles paralelos.
Foto A2.19
Textura brechosa. Calcopirita intensamente cortada por venillas con relleno de
calcosita y digenita. Observación con luz reflejada y nícoles paralelos.

114
Humberto Chirif
Foto A2.20
Textura de exsolución. Cristal de ilmenita anhedral que muestra anisotropía gris y
lamelas de exsolución de hematita. Procedencia: Tapo, Perú. Observación con luz
reflejada y nícoles cruzados.
Foto A2.21
Textura de exsolución de calcopirita en esfalerita. A la izquierda la playa de galena.
Procedencia: Mina Colquijirca, Perú. Observación con luz reflejada y nícoles paralelos.

ANEXO 3
EL MICROSCOPIO DE POLARIZACIÓN Y SUS PARTES

Microscopía Óptica de Minerales
117
A
B
C
E
F
D
G
H
I
K
M
J
L
LL
N
Foto A3.1
Microscopio de polarización universal (luz transmitida y luz reflejada).
A = Oculares
B = Salida trinocular
C = Lente Amicci-Bertrand
D = Analizador
E = Compensadores
F = Tubo epiiluminador (para luz reflejada)
G = Fuente del tubo epiiluminador
H = Sistema revolver de objetivos
I = Platina circular y giratoria
J = Estativo
K = Conjunto subplatina (condensador de bajo poder, polarizador, diafragma y
L = Interruptor
condensador de alto poder)
LL = Regulador de intensidad de luz
M = Filtro azul
N = Base (incluye fuente luminosa)

118
Humberto Chirif
Cámara
Adaptador
Tubo de Enfoque
Tubo Trinocular
Foto A3.2
Sistema de fotografia digital instalado en la salida trinocular.
Foto A3.3
Sistema de fotografia digital instalado en el ocular. Retirar
el ocular e instalar directamente el tubo adaptador y la
cámara.