Génesis de la pizarra

G ÉNESIS DE LA PIZARRA Fernando García Bastante- Universidad de Vigo

1-I

Introducción

Puede que sea aventurado afirmar que la tierra como sistema dinámico, cíclico y generador continuo de recursos minerales, dicta la estrategia a seguir en el aprovechamiento de dichos recursos; mas en el caso de las pizarras, la afinidad conceptual existente entre los procesos esenciales que acontecen durante su formación y los que se emplean para su explotación, es manifiesta, tal como se verá en el decurso del capítulo. La pizarra es una roca que se origina cuando un proceso metamórfico de bajo a muy bajo grado afecta a una roca pelítica. Las variaciones de las condiciones termodinámicas iniciales, provocadas por la aparición de un fenómeno tectónico regional, causan en la pelita una serie de cambios mineralógicos, texturales y estructurales, transformándola finalmente en una roca ornamental de interés comercial y, por consiguiente, minero. Este interés surge tanto como consecuencia de la excelente fisibilidad y estabilidad que caracterizan a las pizarras, como por su belleza; lo que en definitiva se traduce en un alto valor económico. La finura y naturaleza de sus granos, y su estructura pizarrosa le confieren unas características físicas y químicas envidiables en su uso como elemento para cubiertas; y en aquellos casos de tamaño de grano mayor, como elemento para revestimientos y solados. La composición mineralógica de las pizarras de techar es ligeramente variable, presentando normalmente como minerales esenciales: clorita, sericita y cuarzo. Como accesorios aparecen: cloritoide, rutilo, feldespatos, carbonatos, arcillas, moscovita, biotita, sulfuros de hierro, grafito, circón, turmalina, etc. La orientación subparalela de los filosilicatos define una textura lepidoblástica (causa primera de la fisibilidad), con presencia de porfidoblastos. En los siguientes apartados se exponen los aspectos más relevantes de las diferentes etapas del proceso de formación de las pizarras. También se señalan algunas de las controversias existentes sobre la importancia relativa de cada uno de los procesos que

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intervienen en la génesis de las pizarras, e incluso sobre los propios mecanismos genéticos. En el artículo siguiente se describirán las estructuras geológicas que aparecen habitualmente asociadas a los yacimientos de pizarra — éstas rompen la continuidad del yacimiento disminuyendo los recursos mineros y, por tanto, su valor económico— y los factores que condicionan la calidad de una pizarra de techar. 2-I

El papel de los procesos geológicos externos

Ya se ha indicado que las pizarras derivan de rocas sedimentarias detríticas de grano muy fino, rocas que a su vez se forman mediante los procesos de meteorización, transporte, sedimentación y diagénesis. Cuando los agentes geológicos externos actúan sobre las masas rocosas (ya sean de origen ígneo, metamórfico o sedimentario), provocan en ellas unas alteraciones químicas y físicas, que si son de suficiente intensidad dan lugar a la formación de sedimentos de tamaño pequeño y naturaleza variada, que se acumulan en las zonas deprimidas de la corteza terrestre. Estas lutitas están compuestas por partículas de tamaño arcilla (< limo (entre

1 256

mm y

1 16

1 256

mm) a tamaño

mm).

La fracción arcillosa de los sedimentos está compuesta por filosilicatos alumínicos, esto es, minerales de los grupos de las arcillas, de las micas y de las cloritas. Una gran parte de esta fracción arcillosa se produce por la alteración de las rocas que tienen en su composición una proporción considerable de silicatos alumínicos (micas y feldespatos fundamentalmente). La disgregación mecánica de la roca provocada por la acción de las aguas, del hielo, de la temperatura..., la descomposición química causada por los procesos de hidrólisis, hidratación, oxidación, disolución...: ambas manifestaciones de la agresividad de los agentes destructores externos que actúan sobre la corteza terrestre, operan simultáneamente y se refuerzan mutuamente.

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El grado de alteración química y física, las condiciones de pH-Eh y la composición de la roca origen, son los principales factores que controlan la formación de los minerales arcillosos y su estabilidad. En zonas con climas templados el grado de alteración química es moderado, y la illita es el mineral arcilloso mayoritario; la clorita se forma en ambiente alcalino con un mayor grado de alteración, al igual que la montmorillonita; la caolinita necesita condiciones ácidas con un grado de alteración aún más elevado; los minerales arcillosos interestratificados (illita-montmorillonita, illita-clorita...) provienen de la alteración de las arcillas preexistentes. Todos estos materiales después de ser transportados y depositados en las cuencas sedimentarias serán ingredientes fundamentales de la roca detrítica en formación. Acompañan a las arcillas minerales de mayor estabilidad química, principalmente cuarzo, minerales pesados como el circón, el rutilo, minerales de hierro y la turmalina; micas como la moscovita y menos frecuentemente la biotita; carbonatos, materia orgánica, feldespatos que han sobrevivido a la alteración, etc. Como consecuencia del hábito hojoso que presentan los filosilicatos, durante el proceso de deposición se produce una orientación preferente de estos, por decantación en ambiente tranquilo, subparalela al lecho de sedimentación, lo que origina una fábrica planar inicial. Dicha fábrica se acentúa a medida que quedan enterradas las arcillas y se inicia el proceso de diagénesis. Durante el proceso de diagénesis se producen una serie de transformaciones complejas que originan una reorganización mineralógica de las arcillas sustituyéndose unas por otras, formándose minerales arcillosos diagenéticos. En las etapas iniciales, como consecuencia del progresivo soterramiento de los sedimentos, se produce una compactación importante de estos, con pérdida del agua intersticial. También se producen cementaciones por la precipitación de arcillas, sílice, carbonatos, pirita (en ambientes reductores), etc., reduciéndose aún más la porosidad original de la lutita. La temperatura, que va incrementándose con la profundidad (al igual que la presión), tiene un papel principal en el conjunto de reacciones químicas que van a tener lugar.

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En torno a los cuatro kilómetros de profundidad la temperatura alcanza los 100ºC, comienza la pérdida del agua interlaminar de las arcillas, y aparecen cambios mineralógicos interesantes, progresivos con el enterramiento de los materiales. La esmectita se transforma en primer lugar en illita vía los interestratificados montmorillonita-illita y, conforme se entra en la anquizona, en clorita; esta última transformación también le ocurre a la caolinita; la illita va aumentando su cristalinidad; los feldespatos residuales se alteran a arcillas. Simultáneamente a la formación de los minerales arcillosos autígenos hay disolución de material cementante, lo que origina una porosidad secundaria. Hasta este momento hemos llegado a la anquizona, transición entre la diagénesis y la epizona o zona de metamorfismo débil. Las presiones reinantes son del orden de unos pocos kilobares, y las temperaturas rondan los 200ºC. En este momento entran en juego los procesos geológicos internos, que originan grandes deformaciones de las rocas y nuevas transformaciones mineralógicas como consecuencia de la aparición de presiones dirigidas y del aumento de la temperatura. 3-I

El papel de los procesos geológicos internos

A lo largo de la historia geológica de la tierra, pueden observarse largos períodos de tiempo durante los cuales se acumulan grandes espesores de sedimentos en las cuencas, seguidos de otros de intensa actividad orogénica que dan lugar a plegamientos y levantamientos de la corteza terrestre. Estos movimientos orogénicos ocasionan el metamorfismo de las rocas sedimentarias detríticas. El proceso consiste en una serie de transformaciones mineralógicas, estructurales y texturales de la roca, consecuencia de las variaciones de las condiciones termodinámicas en las que se encuentra la misma. Los cambios se deben por una parte a la aparición de unas presiones dirigidas que se superponen al estado de presión litoestático original, y por otra parte a un aumento de la temperatura (metamorfismo regional dinamotérmico). Los cambios se producen esencialmente en estado sólido, y si excluimos las pequeñas variaciones del contenido en agua (y del dióxido de carbono desprendido en la

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descomposición de los carbonatos), se pueden considerar isoquímicos en el conjunto de la roca (García de Miguel, 1976). La fase acuosa fluida actúa como medio de transporte de iones a corta distancia y como medio catalizador de las reacciones, favoreciendo las recristalizaciones en las etapas iniciales del metamorfismo de la roca. Para que el resultado final sea una pizarra, el metamorfismo ha de ser débil, con temperaturas moderadas; el correspondiente a la epizona o a la facies de los esquistos verdes, según la clasificación de Eskola (1920); según la división de Winkler (1967) de bajo o muy bajo grado, lo que significa que no se alcance la isograda de reacción correspondiente a la aparición de la biotita (fig. nº 1).

P (kbar) 10

muy bajo grado bajo grado

8 6 4 2

100 200 300 400 500 T (ºC) fig. nº 1. Condiciones termodinámicas para la formación de pizarras

El conjunto de procesos que originan la aparición de la fábrica pizarrosa fue propuesto por Sorby a mediados del siglo XIX (Ramsay, 1983): •

Reorientación mecánica de los minerales de hábito hojoso y acicular

•

Reorientación mecánica de los minerales que cristalizan durante el metamorfismo

•

Crecimiento de nuevos minerales en direcciones controladas por el campo de tensiones o por la anisotropía surgida tras la deformación

•

Deformación plástica de cristales

•

Cambio de forma de los cristales por disolución por presión y redeposición

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Aunque todos estos fenómenos fueron globalmente aceptados como generadores de la fábrica pizarrosa, la importancia relativa de cada uno de ellos era tema de discusión. Mientras que algunos autores creían que la recristalización tenía una influencia primordial en la aparición y orientación de la fábrica pizarrosa, otros atribuían el papel principal a los procesos puramente mecánicos: a los estiramientos a los que se ve sometido el medio rocoso durante los episodios tectónicos, consecuencia de la actuación de un desviador de tensiones (también existían posturas eclécticas). En 1962 Maxwell sugirió la formación de la fábrica pizarrosa en los episodios tectónicos iniciales. El contenido de agua de los sedimentos sería elevado y probablemente estos estarían todavía en un estado blando, sin litificar. La expulsión y transporte del agua de los poros originaría la alineación de las partículas arcillosas y así se iniciaría la pizarrosidad. Aunque algunos autores apoyaron las hipótesis de Maxwell, actualmente no parecen aceptables ya que plantean muchos interrogantes sin resolver. Por ejemplo, el hecho de que el plano de pizarrosidad sea siempre perpendicular al eje principal menor del elipsoide de deformaciones tectónicas. En los últimos 25 años se ha experimentado un fuerte cambio conceptual ya que el mecanismo dominante que explica la formación de la pizarrosidad ha pasado a ser la disolución por presión (Davis y Reynolds, 1996). Las principales transformaciones mineralógicas que se producen en la roca al adentrarse en la epizona son el paso de illita a sericita, y la desaparición de los interestratificados en favor de la clorita. Otros filosilicatos crecen en unas direcciones y menguan en otras (disolución por presión), dependiendo de su orientación (tanto dimensional como cristalográfica). Las recristalizaciones siguen direcciones preferentes, marcadas por el estado tensional anisótropo que actúa sobre la roca. Las micas adquieren una orientación dimensional preferente al disolverse material selectivamente según la dirección normal al eje de máximo acortamiento. Al igual que éstas, el cuarzo y el feldespato se disuelven en la dirección de máxima compresión y se depositan siguiendo las líneas de mínima tensión, pasando de una forma redondeada a otra alargada paralela a los planos de pizarrosidad.

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En las inmediaciones, las micas rotan progresivamente adaptándose al nuevo contorno de los granos. Otros fenómenos químicos que tienen lugar durante el metamorfismo, son el crecimiento de porfidoblastos (v.g. cloritoide, granate) por concreción, y el relleno de cavidades mediante secreción (un caso muy habitual son grietas rellenas de cuarzo). En cuanto a las etapas por las que pasa la roca sedimentaria hasta llegar a convertirse en una roca metamórfica, vistas desde una perspectiva mecánica, pueden resumirse en: Estado inicial de la roca sedimentaria Como se comentó anteriormente, en este estado la roca presenta una fábrica inicial planar (fig. nº 2). Esto es debido en primer lugar, a la orientación hidrodinámica de los minerales de hábito hojoso, y en segundo lugar por la compactación que sufren los minerales arcillosos durante el soterramiento.

fig. nº 2. Estado inicial de la pelita

Estado metamórfico intermedio Cuando comienzan a actuar las presiones tectónicas sobre la roca sedimentaria se produce una contracción subparalela a la fábrica inicial, con una pérdida considerable de volumen. Esto último es el resultado del cierre mecánico de los poros vacíos que quedan tras la expulsión del agua durante la diagénesis. Aunque hay alargamiento en la dirección perpendicular al plano de acortamiento, este no es suficiente para compensar la disminución de volumen causada por dicho acortamiento. La forma típica del elipsoide de deformaciones es 2:1:1, quedando definidos los ejes más cortos por las direcciones de acortamiento y alargamiento (fig. nº 3).

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fig. nº 3. Estado intermedio metamórfico

En esta etapa, los minerales hojosos rotan alrededor del eje mayor del elipsoide de deformaciones modificando la fábrica inicial. La nueva fábrica está lo suficientemente desarrollada como para crear superficies de debilidad de direcciones variables. Esto resulta en una rotura de la roca en trozos alargados, de caras irregulares (fig. nº 4).

fig. nº 4. Estructura tipo lapicero

También se origina una fábrica lineal muy débil, consecuencia de la rotación de los minerales aciculares (fig. nº 3). Estado final de pizarrosidad En esta etapa la deformación tectónica está lo suficientemente desarrollada, como para imprimir en la roca una fabrica planar. Debido a la orientación preferente de los minerales hojosos y aciculares en el plano perpendicular al eje más corto del elipsoide de deformaciones (fig. nº 5), se produce en la roca una fuerte anisotropía mecánica. Esta anisotropía es la causa última de la excelente fisibilidad de las pizarras.

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fig. nº 5. Estado final de pizarrosidad

También se produce la deformación plástica de algunos cristales adoptando formas alargadas paralelas a la fábrica, como es el caso de la calcita La intensidad del proceso metamórfico puede ser de una magnitud tal, que produzca la alineación de los minerales aciculares (laminillas de sericita y clorita, cuarzo en forma de varillas alargadas y agujas de rutilo), paralela al eje de máximo alargamiento (fig. nº 5). Esta dirección se denomina, en la jerga de los pizarreros, como hilo o veta, y es una dirección de debilidad de la roca. En el caso de que esta lineación esté bien desarrollada, su intersección con la pizarrosidad origina una disyunción prismática de la pizarra, imposibilitando su explotación minera. La mayoría de las pizarras muestran también una lineación de intersección entre los planos de pizarrosidad y los de laminación, denominada como hebra, que en general no tiene porqué ser perpendicular a la anterior. Una vez conocidos el conjunto de procesos mecánicos y químicos que originan la pizarrosidad, es fácil entender que esta fábrica (fig. nº 6) sea penetrativa, esto es, que afecta a todo el conjunto de la masa rocosa. Esta propiedad, que muchas veces queda inadvertida, es de vital importancia desde el punto de vista minero, ya que nos permite extrapolar las muestras u observaciones puntuales, al resto del macizo desconocido.

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Traza de la pizarrosidad

fig. nº 6. Lámina delgada de pizarra, x 20

Referencias bibliográficas GARCIA DE MIGUEL , J. M. (1976) — “Petrología de rocas metamórficas”. Madrid, Edit. Fundación Gomez-Pardo. DAVIS, G.H. , REYNOLDS, S. J. (1996) — “Structural Geology of Rocks and Regions”. USA, Jonh Wiley & Sons, INC. MAXWELL, J.C. (1962) — “Origin of slaty and fracture cleavage in the Delaware Water Gap Area, New Jersey and Pennsylvania”. Geol. Soc. Am. Buddington volume 288-311.

RAMSAY, J. G. y HUBER, M. (1983) — ”The techniques of modern structural geology. Vol.1 : Strain analsys” .London, Edit. Academic Press. WINKLER, H. G. F. (1976) — “Petrogenesis of metamorphic rocks” , 4th edition. New York, Springer-Verlag.