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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.
Génesis de la pizarra
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”.
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MAXWELL, J.C. (1962) — “Origin of slaty and fracture cleavage in the Delaware Water
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RAMSAY, J. G. y HUBER, M. (1983) — ”The techniques of modern structural
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