13.- Metamorfismo y yacimientos minerales

Rocas metamórficas con interés minero

Mármol

Serpentinita

Neis

Minerales industriales de origen metamórficoGranate

Corindón

Grafito

Asbestos

Nesosilicatos de Aluminio (andalucita, sillimanita, distena)

Yacimientos metálicos relacionados con metamorfismo

Lecturas recomendadas

  

13.- Metamorfismo y yacimientos minerales

    El metamorfismo es un proceso de transformación de rocas o yacimientos minerales preexistentes, que ocurre en relación con el aumento de presión y/o temperatura que tiene lugar en determinados puntos de la corteza terrestre. Como consecuencia, se forman rocas nuevas (las rocas metamórficas), con texturas, estructuras y composiciones mineralógicas diferentes a la de la roca original. Desde el punto de vista de la formación de yacimientos, el metamorfismo no presenta excesivo interés, si bien es cierto que da origen a algunos minerales y rocas de cierto interés minero, y modifica la textura y mineralogía de mineralizaciones preexistenes.

Rocas metamórficas de interés minero

Como consecuencia de los procesos de metamorfismo regional se originan dos tipos de rocas que se explotan en canteras: los mármoles y las serpentinitas. Menor interés presentan otras rocas como los neises.

El mármol es la roca metamórfica con mayor interés minero. Se forma como consecuencia del metamorfismo de calizas, bajo condiciones de metamorfismo tanto regional como de contacto, que inducen la recristalización de la calcita a alta temperatura. Este proceso transforma las variadas texturas originales de las calizas en texturas granoblásticas de tamaño de grano muy variable, que puede llegar a ser de varios milímetros, lo que se traduce en una mayor resistencia mecánica y homogeneidad de la roca.

Conviene resaltar el hecho de que el término geológico de mármol no es equivalente al empleado en la industria, que suele incluir las calizas marmóreas en sentido amplio, es decir, calizas compactas, que suelen presentar una mayor heterogeneidad texturas y estructural, y peores características de comportamiento mecánico y físico químico que los mármoles auténticos.

El mármol está compuesto mayoritariamente por calcita granoblástica, pero pueden contener además otros minerales, tales como micas (mármoles cipolínicos), dolomita, brucita, vesubianita, wollastonita, diópsido, tremolita, grafito, pirita.

Un hecho a resaltar en el estudio de los mármoles es que su homogeneidad puede no ser completa: además de los mármoles homogéneos, blancos o grises tipo Macael, existen otros que presentan heterogeneidades, más o menos desarrolladas, que van desde bandeados o foliaciones tectónicas, marcadas por lo general por acumulación de minerales oscuros, y que son típicas de mármoles formados por metamorfismo regional, a formas o cambios de coloración más o menos irregulares, difusas, que pueden ser producto de inhomogeneidad de la roca caliza original. Esto permite una clasificación industrial de estas rocas según su tonalidad, en monocromos (o sencillos), cuando presentan una sola tonalidad, y polícromos (o compuestos), caso de presentar varios colores. La mayor parte de los mármoles monocromos se presentan en tonalidades blancas, amarillentas, verdosas, o negras, mientras que los polícromos se denominan según su tonalidad dominante. Los mármoles polícromos o compuestos presentan inclusiones de otros minerales, generalmente micas, cuarzo y serpentinas, en agregados o vetas que adoptan morfologías diversas y les confieren diversas tonalidades. Basándose en su estructura, se clasifican en veteados, caso de presentar colores listados; arborescentes, si las bandas de colores se ramifican; y brechiformes, en el caso

que estén constituidos por fragmentos angulosos. Un caso particular de los mármoles brechiformes lo constituyen los brocateles, cuyos fragmentos presentan tonalidades distintas.

Un carácter a controlar para definir la explotabilidad de una masa marmórea es su fracturación. Al ser rocas afectadas por procesos tectónicos, a menudo están muy fracturadas, lo que dificulta su extracción en bloques comerciales, y favorece el desarrollo de fenómenos kársticos, que igualmente dificultan la explotación.

También la presencia de minerales oxidables es un carácter geológico de interés minero, pues éstos pueden producir importantes problemas estéticos en el material instalado.

Las aplicaciones concretas del mármol son en general conocidas: chapado de exteriores e interiores, elementos arquitectónicos auxiliares (p.ej., escalinatas), complementos decorativos (estatuas), arte funerario. Hay que recordar que el granito está reemplazando en muchas de estas aplicaciones al mármol, por su mayor resistencia y durabilidad, sobre todo en exteriores y suelos.

Explotaciones importantes de mármoles a nivel mundial se localizan en Italia (zona de Carrara, prácticamente agotada) y en España (zona de Macael, Almería).  

La serpentinita es otra roca metamórfica de interés ornamental, de color verde, y con tonalidades variadas, claras y oscuras, que se forma por el metamorfismo regional de rocas magmáticas ultramáficas (peridotitas).

Desde el punto de vista mineralógico, está constituida muy mayoritariamente por minerales del grupo de la serpentina (antigorita), que suelen estar acompañados por otros filosilicatos afines, como el talco, por minerales opacos, como magnetita o cromita, y por carbonatos ricos en Mg (magnesita-dolomita).

Sus caracteres estructurales y texturales pueden ser muy variados, mostrando formas más o menos irregulares, que en unos casos ofrecen caracteres estéticos positivos, mientras que en otros impiden totalmente la explotación minera. En especial, la fracturación es el principal factor negativo para este tipo de aprovechamiento.

La serpentinita, por sus caracteres mecánicos (sobre todo, por su baja dureza) se agrupa con los mármoles ("mármol verde"). Sus aplicaciones son similares: revestimientos, elementos auxiliares (columnas, zócalos), etc.

En España existen importantes macizos serpentiníticos, agrupados en tres áreas: los macizos máficos-ultramáficos gallegos, la Serranía de Ronda (Málaga) y las pequeñas masas existentes entre los materiales metamórficos de Sierra Nevada (Granada-Almería).  

Los neises son rocas que pueden formarse por distintos mecanismos, que se pueden agrupar en dos: el metamorfismo de alto grado de rocas pelíticas, que da origen a los denominados paraneises, y la deformación tectónica (por lo general acompañada de metamorfismo) de rocas graníticas, que origina los denominados ortoneises. Estos últimos son los que presentan mayores posibilidades industriales, por ser rocas compactas y competentes, susceptibles incluso de pulimento.

Están formados mayoritariamente, al igual que los granitos, por cuarzo, feldespato potásico, plagioclasa, mica (biotita a menudo acompañada de moscovita), como minerales mayoritarios más comunes, que pueden estar acompañados de muchos otros (granate, anfíbol, cordierierita), y de los accesorios comunes en este tipo de rocas (apatito, esfena, circón, pirita).

Sus texturas y estructuras están dominadas por la presencia de una foliación o bandeado, marcado por reorientación mecánica y/o recristalización de minerales laminares (micas), por la granulación del cuarzo, y por la rotación de los granos de feldespato, que suelen dar origen, por su mayor resistencia al aplastamiento, a formas ocelares (augen). El resultado es el bandeado neísico típico, con alternancias claro-oscuras y nódulos claros, de feldespato.

Los neises se agrupan con los granitos en cuanto a su explotación minera y aplicaciones industriales. Como carácter específico, hay que señalar que el hecho de que sea una roca bandeada afecta  a su instalación en obra y a su aprovechamiento, que estarán condicionados por este factor.  

Minerales industriales de origen metamórfico

El metamorfismo origina otras muchas rocas, aparte de las descritas, en general sin aplicación industrial directa. Sin embargo, en algunos casos estas rocas pueden contener concentraciones de minerales de interés económico, susceptibles de extracción minera y concentración. Algunos de los más significativos son: granate, corindón, grafito, asbestos, nesosilicatos de aluminio (andalucita- sillimanita- distena).  

El granate se forma en muchas rocas metamórficas de origen pelítico (esquistos en sentido amplio, neises), aunque también aparece en algunas rocas ígneas, y, debido a su escasa alterabilidad, suele concentrarse en sedimentos aluvionares. En las rocas metamórficas solo llega a ser aprovechable cuando es muy abundante, o cuando la roca está afectada por un proceso de alteración que haya destruido al resto de minerales.

Un factor importante que afecta a su explotabilidad es el contraste de densidad entre el granate y el resto de minerales que componen la roca, que suele permitir una separación mineralúrgica de bajo coste.

Las aplicaciones del granate están relacionadas con sus propiedades de: dureza y densidad relativamente altas, resistencia química, y no toxicidad, que permiten que tenga cinco campos principales de aplicación: abrasivo para eliminación de óxidos sobre superficies metálicas (decapar), revestimientos abrasivos, filtrado de aguas, corte por chorro de agua, y pulido.

En España se explota en Níjar (Almería), pero no en rocas metamórficas, sino a partir de una roca volcánica excepcionalmente rica en este mineral, y fuertemente alterada, lo que permite la liberación natural del mineral. A nivel mundial, el mayor productor es EE.UU, a gran distancia de otros como Australia, India y China.  

El corindón se forma fundamentalmente como consecuencia de metamorfismo de contacto a partir de rocas arcillosas alumínicas, junto con otros minerales típicos de este ambiente (sillimanita, piroxeno). También se forma en otros tipos de ambientes, sobre todo en pegmatitas, de donde proceden los cristales de calidad gema (rubí, rojo, y zafiro, azul). El esmeril, por su parte, es un agregado microcristalino de corindón con otros minerales, como hematites, magnetita, cuarzo y/o espinela.

El corindón se emplea fundamentalmente como abrasivo para pulido, en todo tipo de procesos industriales. Esto se debe no solo a su gran dureza (9 en la escala de Mohs, el segundo mineral más duro tras el diamante), sino también a su elevado punto de fusión (1.950ºC), y a la forma de sus granos, controlada por la partición perfecta que suelen presentar, y que favorece esta aplicación. También se emplea en la fabricación de ladrillos refractarios.

Por su parte, el esmeril es un abrasivo de menor calidad, que se utiliza fundamentalmente como aditivo en revestimientos, como antideslizante.

Zimbabwe y la República de Sudáfrica son los principales productores a nivel mundial de corindón, mientras que Turquía y Grecia lo son de esmeril. En España no existen explotaciones mineras de ninguno de los dos. Por su parte, las variedades gema se obtienen de yacimientos fundamentalmente de tipo pegmatítico, o concentrado en aluviones, de Sri Lanka, Birmania, Tailandia, entre otros.  

El grafito es el producto de la recristalización metamórfica de la materia orgánica contenida en las rocas afectadas por metamorfismo regional o de contacto. Cuando este proceso se produce sobre capas de carbón, o sobre rocas que contienen hidrocarburos líquidos (petróleo) se producen yacimientos de interés económico de este mineral, que también pueden tener su origen en otros procesos: grafito magmático, pegmatítico, hidrotermal...

Sus aplicaciones más conocidas en la actualidad son las relacionadas con la fabricación de objetos y elementos ligeros pero de alta resistencia, como material deportivo (esquís, raquetas), o piezas de automoción (barras protectoras). También, como elemento moderador en reactores nucleares, como aditivo lubricante, o en la fabricación de carbono activado, entre otros usos.

Los principales países productores de grafito son China, Corea del Sur e India. En España se explota o se ha explotado hasta fecha reciente en Gadamur y Puente del Arzobispo (Toledo).  

La denominación de asbesto se refiere a un grupo de minerales caracterizados por presentar una estructura fibrosa, y que corresponden al grupo de los anfíboles, o de la serpentina. En concreto, se trata de seis variedades mineralógicas: crisotilo (variedad de serpentina), crocidolita (variedad del anfíbol riebeckita), amosita (variedad del anfíbol grunerita), y los asbestos de los anfíboles antofilita, tremolita y actinolita, que no tienen nombres específicos.

De esta forma, cada uno de estos "asbestos" presenta en el detalles propiedades diferentes, lo que condiciona sus aplicaciones concretas, relacionadas fundamentalmente con el origen etimológico de la palabra asbesto, que proviene del griego y significa "incombustible": se emplean como aislantes térmicos, si bien la toxicidad de algunos de ellos (fundamentalmente de la crocidolita)  ha hecho decaer de forma muy severa estas aplicaciones. También se emplean como aditivo en cementos (fibrocementos), entre los cuales el más conocido es la uralita.

Su origen está en relación con el metamorfismo regional de rocas básicas o ultrabásicas. En concreto, los asbestos suelen formarse como relleno de venas durante estos procesos, de forma que las fibras de asbesto crecen perpendidularmente a las paredes la fractura, con lo cual la longitud de las fibras, que es un factor económico muy importante, está condicionado por el espesor de estas venas.

Los principales países productores de asbestos son Rusia, Canadá, Brasil y Zimbawue. Como ya se ha indicado, su consumo a nivel mundial ha descendido debido a las consideraciones sobre sus efectos sobre la salud.  

Los nesosilicatos de aluminio andalucita, sillimanita y distena son variedades polimorfas, que se forman por metamorfismo de rocas alumínicas, pelíticas, bajo diferentes condiciones de presión y temperatura (ver figura). Existe otra variedad sintética, que es la mullita, que se forma en condiciones de alta temperatura y baja presión, que raramente se dan en la naturaleza (figura típica: la 2.1 de Velho vale). Algunos, como la andalucita, pueden también formarse bajo otras condiciones más propicias a la formación de yacimientos, como las condiciones hidrotermales. En las rocas correspondientes están acompañados siempre de otros minerales como cuarzo y micas, a lo que pueden acompañar otros como granate, estaurolita, etc., dependiendo de la composición concreta de la roca y de las condiciones a las que haya estado sometida. No obstante, en los casos en que son explotables suelen aparecer concentrados en bolsadas de cierto volumen.

Se emplean para la obtención de cerámicas especiales, refractarias, que se utilizan en la industria metalúrgica (revestimientos de hornos, moldes). Algunos de estos minerales tienen variedades de calidad gema, que no suelen tener origen metamórfico, sino hidrotermal.

Los principales países productores de estos minerales son la República de Sudáfrica, Francia y España para andalucita, EE.UU. e India para distena, e India para sillimanita. En España son relativamente abundantes, en los distintos terrenos metamórficos (Macizo Ibérico, Zona Bética, Pirineos), pero no llegan a presentar interés minero.  

Yacimientos metálicos relacionados con metamorfismo

El metamorfismo puede afectar a los yacimientos de minerales metálicos, produciendo en los mismos cambios más o menos significativos. En especial, cuando el metamorfismo va acompañado de una deformación tectónica importante puede llegar a transformar completamente el yacimiento, en cuento a su disposición geométrica, mineralógica e incluso petrológica. En los casos más "suaves", produce o puede producir una recristalización de las menas, que implica un aumento del tamaño de grano que favorece el proceso de beneficio minero. Por ejemplo, en el caso de las Formaciones Bandeadas de Hierro ("banded iron formations", BIF), el metamorfismo regional induce una recristalización del mineral precursor (p.ej., goethita) a magnetita, y del chert original a cuarzo recristalizado poligonal, granoblástico.    

Lecturas recomendadas

Bard, J.P. (1985). Microtexturas de rocas magmáticas y metamórficas. Masson. 181 pg.

Miyashiro, A. (1978). Metamorphism and metamorphic belts. George Allen & Unwin. 492 pg.

Oyarzun, R. (1982). Geology and geochemistry of the banded iron formations in the Nahuelbuta mountains, Chile. Tesis Doctoral. Universidad de Leeds (Inglaterra). 226 pg.

Spry, A. (1969). Metamorphic textures. Pergamon Press. 249 pg.

Velho, J.; Gomes, C.; Romariz, C. (1998). Minerais industriais. Geologia, propriedades, tratamentos, aplicaçoes, especificaçoes, produçoes e mercados. G.C. Gráfica de Coimbra, Lda. 591 pg.

Yardley, B.W.D. (1995). An introduction to metamorphic petrology. Longman Scientific and technical. 248 pg.   

10.- Rocas y yacimientos ortomagmáticos

El proceso magmático

Rocas plutónicas

Granito

Sienita

Diorita y gabro

Peridotita

Rocas subvolcánicas

Yacimientos metálicos de origen ortomagmático

Lecturas recomendadas  

  10.- Rocas y yacimientos ortomagmáticos

    La cristalización de los magmas da origen a una gran variedad de minerales, que se asocian para dar origen a las diversas rocas ígneas, que a su vez pueden contener una cierta variedad de concentraciones de determinados minerales de interés económico. Esta variedad está en relación con la variedad de procesos implicados en la génesis y evolución de los magmas desde su formación en niveles más o menos profundos del planeta hasta su cristalización en proximidad de la superficie.

El proceso magmático

Es un hecho de observación que existe una gran variedad de magmas, que dan origen a la gran variedad de rocas ígneas que se pueden reconocer en el planeta. También es posible observar cómo en términos generales los magmas (y por consiguiente, las rocas formadas a partir de éstos) se asocian con situaciones geodinámicas concretas, es decir, que en

situaciones geológicas equivalentes solemos encontrar los mismos tipos de rocas ígneas. De ello se deriva la conclusión de que la formación de los magmas está íntimamente relacionada con el marco geodinámico que se produce en los diversos ambientes derivados de la tectónica de placas.

Ahora bien ¿qué es un magma, y cómo y porqué se forma? Como definición básica, un magma es un fundido, que en general está formado por una fase líquida mayoritaria, a la que acompaña una fase sólida (cristales o fragmentos de rocas) y otra gaseosa, y que se encuentra a temperaturas entre 1.500 y 800ºC. La fase líquida suele estar formada por silicatos fundidos con proporciones muy variables de cationes: Mg, Fe, Ca, Na, K... Magmas menos comunes son los formados por carbonatos (magmas carbonatíticos), o los formados por sulfuros (magmas sulfurados).

El porqué se forman los magmas está relacionado con cambios puntuales en la termodinámica del interior del planeta: en condiciones normales, las capas superficiales de la Tierra (litosfera) están en estado sólido, debido a que a pesar de encontrarse a temperaturas lo bastante altas como para estar fundidos, la presión es también bastante alta como para incrementar el punto de fusión de los minerales lo suficiente como para evitar esta fusión. Por tanto, para que se produzca fusión ha de producirse una pérdida de presión, o un cambio en la composición de la roca que rebaje el punto de fusión de los minerales que la componen, o un incremento sustancial de la temperatura. El primer caso es posible por una descompresión debida a la formación de fracturas profundas, que liberen la presión interna de la roca, y además favorezcan el ascenso del magma. El segundo caso también se da, y suele ser consecuencia de la adición de volátiles a la roca (agua, CO2...) durante procesos geológicos concretos (sobre todo, la deshidratación de corteza durante la subducción). El tercer caso se produce como consecuencia de la formación de las denominadas plumas mantélicas (puntos calientes), que son fenómenos que incrementan la temperatura de áreas profundas del planeta de cierta extensión. Otra posibilidad en este mismo sentido es que el incremento de temperatura que origina la fusión esté relacionado con los procesos tectónicos y magmáticos asociados al metamorfismo regional, en bordes destructivos de placas.

El proceso de fusión raramente es una fusión completa de una porción de roca más o menos voluminosa, sino que suele ser una fusión parcial, en la que se va produciendo de forma progresiva la fusión de los componentes minerales menos refractarios de entre los que componen la roca. Esto es especialmente cierto en los magmas máficos, procedentes de la fusión parcial del manto superior, mientras que en los magmas félsicos, de afinidad granítica, lo que se suele producir es un fundido de composición determinada a partir del conjunto de la roca, en función de su composición concreta, y de las condiciones de presión y temperatura existentes durante el proceso de fusión. Esto es debido a que estos magmas se suelen formar como consecuencia de procesos de anatexia, es decir, de fusión local de rocas de la corteza, inducida por fenómenos asociados por lo general a metamorfismo de alto grado.

Resulta evidente que durante esta variedad de procesos, y en función de las distintas variables que hemos mencionado, se puede originar una gran variedad de magmas, de composiciones distintas en el detalle. A estos magmas formados "in situ", y que aún no han

sufrido los procesos de diferenciación que veremos a continuación se les denomina magmas primarios.

Una vez formados, estos magmas tienden a ascender, como consecuencia de su densidad, menor que la de las rocas que las rodean, y de la expansión volumétrica que sufren, a la que contribuye la liberación en los mismos de una fase gaseosa más o menos abundantes. La ascensión puede ser más o menos lenta, desde las velocidades supersónicas que son capaces de llevar hasta la superficie magmas del manto superior cargadas de fragmentos de éste de diámetro decimétrico, hasta velocidades lentas, combinadas con estancias en cámaras magmáticas intermedias que incrementan el tiempo de residencia del magma en capas más o menos profundas.

A su vez, el ascenso puede implicar la llegada del magma hasta la superficie, dando origen a los fenómenos volcánicos, o hasta su proximidad, originando las rocas subvolcánicas, o puede ser que el magma quede emplazado en niveles relativamente profundos de la corteza, dando origen a las rocas plutónicas. Estos factores implican diferencias en la velocidad a que se produce el enfriamiento del magma: en los procesos volcánicos esta velocidad es máxima (debido al contraste entre la temperatura del magma y la del ambiente atmosférico), lo que produce las texturas típicas de estas rocas, porfídicas y parcialmente vítreas. En las rocas subvolcánicas el enfriamiento es algo más lento, lo que hace que no suelan contener vidrio, aunque sí desarrollan texturas porfídicas, y/o de grano fino. En las rocas plutónicas el enfriamiento es lento (el contraste con la temperatura de las rocas en las que encajan es aún menor), lo que favorece la formación de cristales regulares y de grano medio o grueso.

Pulsar aquí para ver la variedad de procesos magmáticos

Por otra parte, durante el ascenso se producen una serie de procesos que cambian la composición del magma, y que se conocen con el nombre genérico de diferenciación. Los principales mecanismos de diferenciación son los siguientes:

Cristalización fraccionada. El magma primario puede contener cristales, o puede ser que éstos se formen durante el ascenso, si éste es lo suficientemente lento. Cuando estos cristales tienen una densidad distinta a la del magma, y en condiciones favorables (sobre todo, residencia en cámaras magmáticas intermedias), se puede producir la separación de estos cristales, o bien por acumulación en la parte superior de la cámara (los de feldespatos, que suelen ser los menos densos) o en su fondo (olivino, piroxeno, que suelen ser los más densos). Esto origina la segregación de determinados componentes minerales, cambiando la composición del magma residual.

Asimilación. Durante el ascenso el magma puede fundir rocas con las que se pone en contacto, incorporando los fundidos correspondientes a su composición, que variará de acuerdo con la composición de las rocas asimiladas.

Mezcla de magmas. Ocurre fundamentalmente durante la residencia en cámaras magmáticas, como consecuencia del aporte de nuevas porciones de magmas primarios, que cambian la composición del magma allí acumulado.

Como consecuencia de estos procesos de diferenciación se originan los denominados magmas diferenciados o derivados, cuya composición puede ser muy diferente a la del correspondiente magma primario. Todos estos factores (modo de formación, mayor o menor ascenso en la corteza, grado de diferenciación) son los responsables de la gran variedad de rocas ígneas que conocemos.

Otra cuestión importante en las rocas ígneas es el orden de cristalización de sus minerales, identificable en muchos casos por las relaciones texturales que se establecen entre ello. Este orden de cristalización está determinado por dos factores principales: la termodinámica del proceso de cristalización, y la composición concreta del magma que cristaliza. El primer factor fue estudiado por Bowen, que observó que la cristalización de los minerales durante el enfriamiento de un magma sigue, en términos generales, una secuencia determinada, que se puede subdividir en dos grandes ramas (Figura): la denominada rama discontinua (minerales ferromagnesianos), y la rama continua (plagioclasas), que convergen en un tronco común, que corresponde a la cristalización de feldespato potásico y finalmente cuarzo, siempre los últimos en cristalizar. Es lo que se conoce con el nombre de Serie de Bowen. La mayor o menor evolución de la serie depende fundamentalmente del contenido inicial en sílice, debido a que las reacciones (p.ej., olivino -> piroxeno -> anfíbol) implican un consumo creciente de este componente (Mg2SiO4 + SiO2 -> 2MgSiO3).

Por otra parte, la composición del magma impone restricciones a este secuencia, de forma que si éste es pobre en sílice y rico en Mg, Fe, Ca (magmas máficos) solamente cristalizarán los primeros términos de las dos series (olivino, piroxeno, plagioclasa cálcica), mientras que en los magmas más ricos en sílice y pobres en Mg y Fe (magmas félsicos) se formarán esos minerales durante los primeros estadios de la cristalización magmática, pero reaccionarán con el fundido sucesivamente para dar términos más evolucionados de la serie, y la roca finalmente estará formada por cuarzo, feldespato potásico, plagioclasa sódica y biotita. En las rocas formadas a partir de magmas de composición intermedia encontraremos, por tanto, plagioclasa intermedia, anfíbol y piroxeno como minerales característicos (ver figura).

Rocas plutónicas

Las rocas plutónicas son el producto de la cristalización de magmas a profundidades considerables en la corteza terrestre. Son rocas caracterizadas por texturas granudas, de grano medio-grueso, y con una mineralogía variable, que permite su clasificación detallada, al ser estudiada mediante microscopía petrográfica. En concreto, su clasificación se lleva a cabo mediante el cálculo de una serie de parámetros de abundancia mineralógica, y el empleo de diagramas de clasificación, los más usuales de los cuales son los de Streckeisen (1966), que se muestran (simplificados) en las figuras abajo expuestas. Los parámetros utilizados son:

M: % de minerales ferromagnesianos (Sumaolivino+piroxeno+anfíbol+biotita)

Q: Contenido (%) de cuarzo, recalculado a 100% con los parámetros A y P

A: Contenido en feldespato alcalino (Sumaalbita + feldespato potásico) recalculado a 100% con los parámetros Q y P (si la roca contiene cuarzo) o F y P (si contiene feldespatoide)

P: Contenido en plagioclasa, recalculado a 100% igual que el parámetro A

F: Contenido en feldespatoide recalculado a 100% igual que el parámetro Q

Las rocas con parámetro M igual o mayor a 90% se clasifican como ultramáficas, y su clasificación detallada se basa en los contenidos en olivino, ortopiroxeno y clinopiroxeno (ver figura siguiente).

Si el valor del parámetro M es inferior al 90% se clasifican en el doble triángulo QAPF de la figura siguiente.

Las texturas de las rocas plutónicas son granudas o granulares de grano medio a grueso, con peculiaridades propias de cada tipo de roca, como vemos a continuación. Si quieres ver algunas texturas propias de rocas plutónicas pulsa aquí.

De entre la variedad de rocas plutónicas existentes, destacaremos para su descripción detallada las más comunes, o aquellas de más común aplicación industrial: granito, sienita, diorita, gabro y peridotita.

Granito

El granito es la roca plutónica por excelencia, hasta el punto de que en el mundo industrial se denominan granitos a todas las rocas plutónicas, independientemente de su composición real. En sus términos más precisos, el granito es una roca relativamente escasa, aunque

difícil de diferenciar en el campo de sus términos más próximos, sobre todo de la granodiorita, por lo que a menudo estas rocas plutónicas de tonalidades claras se describen con el nombre genérico de granitoides.

Desde el punto de vista de su composición mineralógica, lo más característico de los granitoides es su alto contenido en cuarzo, que implica un valor del parámetro Q entre 20 y 60%. Los feldespatos son también componentes mayoritarios de estas rocas, y suelen ser plagioclasa sódica (oligoclasa) y/o feldespato potásico, generalmente ortoclasa y/o microclina. Además, es frecuente que contengan biotita y/o anfíbol, y en ocasiones moscovita (granitos de dos micas). Como minerales accesorios suelen incluir circón, apatito, y minerales metálicos entre los que predominan la magnetita, la ilmenita y la pirita.

La textura granítica, propia de estas rocas, es una de las más características de las que presentan las rocas ígneas: es una textura holocristalina, hipidiomorfa, granular de grano medio, en la que la plagioclasa y la biotita o anfíbol suelen ser idiomorfos, y el cuarzo y el feldespato xenomorfos e intergranulares, debido a la secuencia de cristalización (serie de Bowen).

En el campo, el granito aparece formando macizos rocosos que pueden llegar a ser de miles de kilómetros cuadrados, con contornos en general curvilíneos, a menudo festoneados por la denominada aureola de metamorfismo de contacto. Es frecuente que a gran escala estos macizos están afectados por una red de fracturas que puede no ser deformacional; de hecho, en ocasiones se origina simplemente por la contracción ligada al enfriamiento del macizo (diaclasamiento). Este proceso suele dar origen a una fracturación concéntrica (tipo capas de cebolla), que suele ser paralela a los contactos externos del macizo (y a menudo también a la superficie topográfica) y a una fracturación groseramente radial.

A nivel de afloramiento, suele dar origen a un relieve característico, el denominado berrocal, formado como consecuencia del desarrollo del proceso de meteorización favorecido por la fracturación que suele afectar a este tipo de rocas, que suele individualizar paralelepípedos de roca a partir de los cuales, por erosión diferencial de vértices y aristas, se forman los bolos (p. ej., La Pedriza, en la Sierra de Guadarrama).

En cuanto a su aplicación, el granito es una de las rocas más empleadas en la industria de la construcción, sobre todo en forma de placas pulidas para revestimiento de exteriores e interiores. También en grandes bloques se utiliza como elemento arquitectónico de tipo sillería, mientras que triturada, o cuando está ya triturada de forma natural por la tectónica, se emplea como árido, e incluso directamente como balasto para líneas férreas. Incluso las arenas que se forman por alteración sobre sus afloramientos se pueden aprovechar para la construcción.

A este respecto de la aplicación, hay que resaltar que el objetivo primordial de la explotación del granito es la obtención de grandes bloques comerciales, de varios metros cúbicos, para el posterior serrado y pulido de las placas. Esto no siempre es posible, debido a diversos factores que veremos a continuación, lo que hace que existan algunas (aunque escasas, sobre todo los tectonizados para áridos) explotaciones de granito para otros fines.

Los factores que definen la explotabilidad del granito como roca de construcción son, fundamentalmente, los siguientes:

El grado de fracturación que lo afecte. Es un factor decisivo, ya que si está afectado por una fracturación muy intensa será aprovechable como árido, mientras que los afectados por fracturación muy espaciada servirán para su explotación en bloques.

El grado de alteración que afecta a los minerales que componen la roca. Es de importancia primordial para poder utilizarla, puesto que si está muy alterada tenderá a sufrir procesos de desgranado, o no admitirá un pulimento adecuado.

La homogeneidad textural, ya que si el granito presenta variaciones bruscas en su textura dificultará enormemente su aprovechamiento. Estas variaciones texturales son muy variadas, incluyendo los gabarros (acumulaciones esferoidales de minerales oscuros), las cintas (acumulaciones planares de minerales primarios o secundarios), los fenocristales, los cambios de tamaño de grano, entre otros.

La presencia de minerales oxidables (p. ej., sulfuros), que puedan producir efectos indeseados sobre las placas o bloque en general una vez instalados.

En general, determinadas características petrofísicas pueden afectan a la calidad del material: la heladicidad o resistencia a las heladas, el coeficiente de absorción de agua, la calidad del pulido, la resistencia al ataque químicos, etc.

Por último, la mayor o menos vistosidad de la roca, en término de coloración (diferente a la más común, gris), tamaño de grano grueso y homogéneo, presencia de irisaciones en los feldespatos... condiciona el mayor o menor precio del producto en el marcado.

Si quieres hacer una visita virtual a una de las mayores canteras del granito, la del Monte Airy, en Carolina del Norte (USA), pulsa aquí.  

Sienita

La sienita es, desde el punto de vista geológico, un granitoide pobre en cuarzo y con un claro predominio del feldespato alcalino frente al cálcico. Suela estar formada precisamente por feldespato alcalino (ortoclasa) junto con plagioclasa de composición sódica (albita-oligoclasa) y suele contener algún mineral ferromagnesiano como la biotita o el anfíbol. Además, puede contener una cierta cantidad de cuarzo, o, alternativamente, de feldespatoide (sienitas nefelínicas). Su textura está dominada por los cristales del feldespato alcalino, y es una textura granular hipidiomorfa heterogranular (sin llegar a ser porfídica), en la que el feldespato constituye los granos mayores y el resto (plagioclasa, cuarzo o feldespatoide, biotita, anfíbol) suelen ser de menor tamaño.

Desde el punto de vista industrial, la sienita es un granito que suele presentar propiedades interesantes: o bien un color rojo más o menos intenso, debido a la presencia de abundantes exoluciones de hematites en el feldespato potásico, o bien irisaciones intensas, de color azulado, en el feldespato. Esto confiere a estas rocas, a igualdad de otros parámetros (grado de fracturación, de alteración, etc.) mayor interés que a otros granitoides.

Diorita y gabro

La diorita y el gabro son rocas con importantes semejanzas tanto desde el punto de vista geológico como industrial. Desde el punto de vista geológico constituyen las rocas gabroídicas, y su diferenciación mutua solamente se puede realizar mediante microscopía petrográfica, si bien con frecuencia las dioritas son de tonalidades más claras que los gabros. Desde el punto de vista industrial corresponde al grupo de los granitos oscuros, muy apreciados en el arte funerario.

Están formadas mayoritariamente por plagioclasa y clinopiroxeno (augita). La diferencia fundamental entre ambas rocas es que en la diorita la composición de la plagioclasa es de An<50 (oligoclasa-andesina), mientras que en el gabro es de An50 (labradorita-bitownita-anortita). Esta diferencia suele ir acompañada de otras: en la diorita además de plagioclasa y clinopiroxeno pueden aparecer cuarzo, biotita y anfíbol, mientras que en los gabros podemos tener ortopiroxeno y olivino acompañando a los minerales principales. Como accesorios, en ambos casos podemos encontrar óxidos como magnetita, cromita, ilmenita, sulfuros como pirrotina y pentlandita, etc.

En el campo, los gabros suelen aparecer, como los granitos, formando macizos intrusivos de cierta importancia. No desarrollan las formas más típicas del berrocal, debido a que suelen presentar una mayor densidad de fracturación, y su alteración superficial suele ser más rápida que la de los granitoides. También es normal que presenten una aureola de metamorfismo de contacto.

Desde el punto de vista industrial ya se ha comentado que son los granitos de colores oscuros. A menudo las dioritas presentan tonalidades grises oscuras o verdosas, a menudo jaspeadas (caso del "negro ochavo", variedad comercial explotada en la zona de Barcarrota, Badajoz), mientras que los gabros suelen ser de coloración homogénea. Estas tonalidades oscuras hacen que sean muy apreciados tanto para construcción, combinado con otros colores, como en el arte funerario.

El principal problema que suelen presentar estas rocas es que sus afloramientos suelen estar afectados por una fracturación relativamente densa, que dificulta su explotación industrial.

Peridotita

La peridotita es una roca ultramáfica, formada por más de un 90% de minerales ferromagnesianos, oscuros, que suelen ser olivino y piroxeno (orto- y clino-). Además pueden contener algo de plagioclasa, y minerales metálicos como cromita, que puede llegar a concentrarse en yacimientos de interés económico.

Las texturas son variables, en función del tipo de peridotita: las hay formadas por acumulación de cristales en cámaras magmáticas, que desarrollan las llamadas texturas cumulíticas, en las que uno de los minerales (fundamentalmente el olivino) aparece formado el armazón general de la roca, con otros minerales (clinopiroxeno) intergranulares. En otros casos la textura es holocristalina equi- o ligeramente inequigranular, hipidiomorfa, con piroxeno subidiomorfo y olivino xenomorfo.

Las peridotitas aparecen constituyendo dos tipos diferentes de macizos rocosos, de origen muy diferente: o bien forman parte de láminas ofiolíticas, formadas por obducción o acreción de litosfera oceánicas en corteza continental (caso de los macizos máficos del NO peninsular, p. ej., Cabo Ortegal, Bragança, Morais), o bien forman macizos de gran extensión, que representan diapiros del manto, encajados tectónicamente en niveles muy superficiales de la corteza (Serranía de Ronda).

Una constante en este tipo de rocas es que suelen estar serpentinizadas: el olivino es un mineral muy inestable en las condiciones de la superficie del planeta, tendiendo a transformarse en serpentina. Esto transforma a estas rocas, en mayor o menor grado, en serpentinitas, que veremos en el capítulo de rocas metamórficas.

Cuando no aparecen serpentinizadas, las peridotitas son rocas con posibilidades industriales, derivadas de su característico color negro o verde oscuro. No obstante, la serpentinización parcial que las afecta y la inestabilidad del olivino en ambiente atmosférico suelen dificultar su aprovechamiento.

Rocas subvolcánicas

Las rocas subvolcánicas se pueden considerar como un caso particular dentro de las plutónicas, ya que son rocas que también cristalizan bajo la superficie de la Tierra, aunque en condiciones de menor presión y temperatura (a profundidades someras), lo que hace que su enfriamiento sea más rápido, dando origen a texturas características, diferentes a las propias de las rocas plutónicas.

Desde el punto de vista composicional, son equivalentes a las plutónicas, por lo que pueden tener la misma gama de composiciones mineralógicas que éstas. Se suelen nombrar con el nombre de la roca plutónica (o volcánica) equivalente, con el prefijo pórfido (p. ej., pórfido granítico, o pórfido andesítico), o con nombres que aluden a términos texturales (ver más abajo).

Aparecen formando intrusiones que raramente alcanzan grandes volúmenes. La morfología de estas intrusiones permite diferenciar entre diques (morfología tabular, y discordantes con la estratificación de la roca en la que encajan), sills (también tabulares, y concordantes o subconcordantes con la estratificación), lacolitos (masas de cierto volumen, subconcordantes y de morfología lenticular, con muro plano y techo convexo hacia arriba), olopolitos (intrusiones también concordantes en forma de cubeta, cóncavas hacia arriba).

La textura de las rocas subvolcánicas puede ser muy variada. La más frecuente es la textura porfídica   de matriz microcristalina, que indica una presencia de fenocristales en el magma, y una cristalización rápida pero no tanto como la de una roca volcánica, en la que la matriz suele ser vítrea o criptocristalina. Otras texturas que pueden presentar son:

Granofídica: es típica de rocas subvolcánicas silíceas, félsicas, equivalentes a los granitos en sentido estricto. Es una textura holocristalina hipidiomorfa inequigranular (o incluso porfídica) formada por cristales mayores de plagioclasa con cuarzo y feldespato potásico intergranulares que desarrollan intercrecimientos

gráficos. La roca subvolcánica de composición granítica y textura granofídica recibe el nombre degranófido.

Dolerítica: es característica de rocas subvolcánicas máficas, equivalentes al gabro. Es una textura holocristalina, hipidiomorfa, inequigranular, en general de grano fino-medio, formada por un entramado de plagioclasa idiomorfa con piroxeno xenomorfo intersticial. La roca subvolcánica de composición gabroídica y textura dolerita recibe el nombre de diabasa o dolerita. Pulse aquí   para ver una reconstrucción 3D de una textura dolerítica o aquí   para ver un ejemplo de Almadén.

Ofítica: aparece en el mismo tipo de rocas que la anterior, y es holocristalina con tendencia panidiomorfa, inequigranular a porfídica, de grano medio-fino, formada por grandes cristales de piroxeno que engloban pequeños microlitos de plagioclasa. La roca subvolcánica de composición gabroídica y textura ofítica recibe el nombre de ofita. Pulse aquí   para ver un ejemplo.

Su aplicación industrial suele ser limitada, debido sobre todo al escaso volumen que presentan. Ocasionalmente pueden servir para la obtención de áridos, o, muy excepcionalmente (cuando aparecen en grandes masas con escasa fracturación, circunstancias ambas poco comunes en este tipo de roca), como roca ornamental.

 

Yacimientos metálicos de origen ortomagmático

Los minerales metálicos acompañan, como hemos visto, a las rocas intrusivas como minerales minoritarios, en forma de óxidos o de sulfuros, fundamentalmente, que cristalizan a la vez que el resto de componentes silicatados de la roca. En el detalle, pertenecen a varios subtipos (ver figura):

Yacimientos formados por inmiscibilidad líquida. Los magmas máficos a menudo contienen altas proporciones de sulfuros metálicos, que pueden individualizarse debido a que son inmiscibles con el magma silicatado. Se forman así yacimientos de sulfuros de Ni-Co-Cu-Fe, formados por minerales como pirrotina, pentlandita, calcopirita..., a menudo enriquecidos en elementos del grupo del platino.

Yacimientos formados a partir del propio magma silicatado. Existen tres grandes subtipos:

o Formados por cristalización simple. En determinados casos, no es necesaria una segregación que produzca la concentración del mineral en cuestión: es el caso de los diamantes, cuyo alto valor económico hace que a pesar de encontrarse en muy bajas concentraciones, sea explotable.

o Formados por cristalización más acumulación. En la mayor parte de los casos, además de la cristalización del mineral hace falta un mecanismo que produzca un aumento de su concentración que lo haga explotable. El principal mecanismo es la cristalización fraccionada acompañada de acumulación preferencial por densidades en la cámara magmática. El caso más extendido de este tipo corresponde a yacimientos de cromita en rocas

máficas y ultramáficas, en los que de nuevo suelen darse concentraciones interesantes de elementos del grupo del platino.

o Formados por cristalización más acumulación y segregación. El caso más favorable para la explotación es aquel en el que los minerales metálicos llegan a separarse físicamente del resto del magma, por mecanismos diversos, fundamentalmente bajo la acción de esfuerzos tectónicos. Algunos yacimientos de magnetita corresponden a esta tipología.

 Yacimientos de inmiscibilidad líquida. Son, como su denominación indica, producto de la segregación a partir de un magma de dos líquidos: uno silicatado y otro sulfurando. Esto se debe a que a altas temperaturas estos dos componentes son miscibles, pero al bajar la temperatura, y si la cantidad de componente sulfurado es suficiente, puede producirse la desmezcla de los dos líquidos. Cuando el volumen de líquido sulfurado es pequeño, la segregación se produce como gotitas a partir de las cuales se produce la cristalización de los sulfuros, que quedan diseminados dentro del conjunto de la roca ígnea. Pero si el volumen del líquido sulfurado es suficiente, puede llegar a constituir una bolsada capaz de migrar independientemente del líquido sulfurado, y cristalizar aparte, dando origen a un verdadero yacimiento. Desde el punto de vista mineralógico están formados por sulfuros de hierro (pirita, pirrotina), níquel (pentlandita), cobalto (cobaltina) y cobre (calcopirita, bornita), como minerales más abundantes, a menudos acompañados también de magnetita. Como elementos en trazas a menudo presentan contenidos interesantes en elementos del grupo del platino, lo que aumenta el interés económico de estas mineralizaciones. A menudo la segregación son es perfecta, por lo que suelen presentar ganga de los silicatos formadores de la roca magmática. Aparecen siempre en relación con rocas intrusivas máficas o ultramáficas, de tipo gabro o peridotita. En unos casos encajan en la propia roca máfica, y en otros encajan en las rocas del entorno, o en el propio contacto entre la roca intrusita y el encajante. Suelen constituir bolsadas de volumen variable, alcanzando tonelajes que raramente superan el millón de toneladas de todo uno. Ejemplos de mineralizaciones de este tipo serían las de Sudbury   en Ontario (Canadá), Norilsk   en Rusia, o las recientemente descubiertas entre Badajoz y Huelva (Aguas Blancas).

 Yacimientos formados por cristalización simple. La cristalización directa de minerales de interés económico a partir de un magma solo genera un yacimiento cuando ese mineral tiene un valor económico extremadamente alto, puesto que el mineral queda disperso en el conjunto de la roca, y su extracción presenta un coste muy alto. Es por ello que solamente se consideren dentro de este grupo los yacimientos de diamantes, cuyo valor justifica la explotación de rocas con contenidos en el mineral de escasos kilates por tonelada. Los yacimientos de diamantes se encuentran albergados por unas rocas muy características, llamada kimberlitas, que corresponden a rocas volcánicas explosivas de origen muy profundo, que encajan en formaciones por lo general antiguas, propias de zonas de cratón (NO de Australia, Sudáfrica, África Central, Siberia). En estas zonas las kimberlitas aparecen como chimeneas profundas y estrechas (diatremas), agrupadas en conjuntos. Por otra parte, no todas las kimberlitas contienen diamantes. 

 Yacimientos formados por cristalización más acumulación. En este caso, a la cristalización del mineral sigue una acumulación preferencial del mismo, normalmente por diferencia de densidad: se trataría de una cristalización fraccionada de estos minerales de interés minero, concretamente de cromita en los yacimientos más característicos del grupo: la cromita cristaliza a partir del magma, y por su mayor densidad tiende a hundirse en el fundido, acumulándose en la parte baja de la cámara magmática. Las acumulaciones de cromita que constituyen este tipo de yacimientos corresponden a bolsadas (pods en su denominación en inglés) con dimensiones métricas o decamétricas, que aparecen más o menos concentradas en localidades dentro de un macizo intrusivo por lo general máfico (gabros, peridotitas). En estas bolsadas o pods la cromita es el mineral más abundante, y puede estar acompañada por otras menas como la magnetita, o por los silicatos formadores del conjunto de la roca (olivino, piroxenos). A menudo estas concentraciones de cromita contienen también concentraciones de interés de elementos del grupo del platino. Pertenecen a este tipo los yacimientos del Complejo de Bushveld (Sudáfrica), o el denominado Gran Dique de Rodesia (Zimbabwe). Yacimientos formados por cristalización más acumulación y segregación. Los minerales menos valiosos que se originan a partir de la cristalización del magma necesitan un proceso

aún más efectivo de concentración, que produzca un yacimiento explotable por tener suficiente volumen y contenidos. La magnetita, el apatito, o la ilmenita cristalizan a partir de prácticamente cualquier magma, y si son suficientemente abundantes pueden llegar a concentrarse por cristalización fraccionada, dando lugar a masas pequeñas, que alcanzar sus mejores características desde el punto de vista de su posible explotación minera cuando además son segregadas del conjunto magmático. Esta segregación origina bolsadas o rellenos de fracturas dentro de la propia roca intrusiva o en su encajante, en las que el mineral de interés aparece fuertemente concentrado, y con volumen suficiente como para constituir masas de gran tonelaje. Algunos ejemplos de este tipo de yacimientos son los de magnetita de Kiruna   (Suecia), o los de apatito de la Península de Kola (Rusia), o los de ilmenita de Columbia Británica.

 

Lecturas recomendadas

Coleman, R. (1977). Ophiolites: Minerals and rocks. Springer-Verlag. 229 pg.

Evans, A.M. (1993) Ore Geology and Industrial Minerals. An Introduction. Third Edition. Blackwell Science. 389 pg.

Gervilla. F.; Paniagua, A. (1992). Los yacimientos de cromo, níquel y elementos del grupo del platino. In: García Guinea, J.; Martínez Frías, J. (Coord.). Recursos Minerales de España. Textos Universitarios, CSIC. 241-274.

Gervilla. F. (1992). Depósitos de cromita-arseniuros de Ni-(Au-EGP) y de sulfuros de Fe-Ni-Cu y grafito asociados a las rocas ultramáficas del sur de España. In: García Guinea, J.; Martínez Frías, J. (Coord.).Recursos Minerales de España. Textos Universitarios, CSIC. 275-290.

Guilbert, J.M.; Park, Ch.F. (1986). The geology of ore deposits. Freeman. 985 pg.

Monterrubio, S.; Lunar, R. (1992). Mineralizaciones de Cr-EPG en el Complejo de Cabo Ortegal (NW de España). In: García Guinea, J.; Martínez Frías, J. (Coord.). Recursos Minerales de España. Textos Universitarios, CSIC. 291-320.

Nicolas, A. (1995). Las montañas bajo el mar: Expansión de los océanos y tectónica de placas. Springer-Verlag. 200 pg.

Thorpe, R.S.; Brown, G.C. (1985). The field description of igneous rocks. Geological Society of London. 154 pg.

Turner, F.J.; Verhhogen, J. (1978). Petrología ígnea y metamórfica. Ed. Omega. 726 pg.