UNIVERSITATEA “VALAHIA” TARGOVISTEFACULTATEA DE INGINERIA MEDIULUI SI BIOTEHNOLOGII

Studenti: Grupa I, sgr A Barbu Ionut Badiceanu Marius Badea Alexandra Bobeica Maria Bobeica Georgiana Buzescu Georgiana Capatana Denisa

1

CUPRINS

1. Roci sedimentare – Mediu de formare a sedimentelor2. Originea rocilor sedimentare3. Formarea rocilor sedimentare4. Structura si textura rocilor sedimentare

4.1 Structura rocilor sedimentare4.2 Texturile rocilor sedimentare

5. Clasificarea si descrierea rocilor sedimentare6. Criterii pentru nomenclatura si detrminarea rocilor sedimentare7. Descreierea rocilor sedimentare

7.1 Roci detritice7.2 Roci piroclastice7.3 Roci argiloase7.4 Roci calcaroase 7.5 Roci silicioase7.6 Roci aluminoase7.7 Roci fosfatice (fosforite)7.8 Roci feruginoase si manganoase7.9 Rocile evaporitice

8. Roci sedimentare utile9. Roci magmatice 9.1 Originea, propietati si evolutia magmelor

9.2 Formarea mineralelor magmatice10. Clasificarea rocilor magmatice

10.1 Clasificari mineralogice 10.2 Clasificari chimice

10.1.1 Grupa rocilor granitoide (acide)10.1.2 Grupa rocilor intermediare10.1.3 Gropa rocilor bazice10.1.4 Grupa rocilor ultrabazice10.1.5 Grupa rocilor nesilicate

11. Roci metamorfice - Conceptul de metamorfism12. Clasificarea rocilor metamorfice13. Factorii metamorfismului

13.1 Temperatura 13.2 Presiunea 13.3 Influienta relativa a temperaturii si presiunii 13.4 Efectele presiunii asupra rocilor

13.5 Efectele tensiunii auperficiale 13.6 Mineralele in echilibru cu fluidele 13.7 Limitele datelor experimentale privind reactiile metamorfice

14. Bibliografie

2

Introducere

Cu toate ca omul a venit în contact cu rocile sedimentare din imemoriale – primele unelte şi arme erau din silexuri, peşterile în care se adapostea în vremea glaciaţiunilor erau în calcare şi gresii, agricultura a aparut şi s-a dezvoltat pe suprafaţa rocilor sedimentare, olăritul pe seama argilei, cel putin o parte din exploatările miniere ale civilizaţiilor trecute s-au în roci sedimentare – despre o disciplina proprie care sa se ocupe cu studiul acestor roci nu putem vorbi decat de la sfarsitul secolului trecut, începutul secolului nostru. Aceasta este pedologia rocilor sedimentare. Apariţia rocilor sedimentare la suprafata scoartei Pamantului – loc de interferenta al multor procese geologice – este controlata, indeosebi, de procesele exogene, de aici si numele de roci exogene.

1) Mediu de formare a sedimentelor

Plecand de la cunoasterea conditiilor actuale de sedimentare se poate imagina si intelege – cel putin partial daca nu in totalitate - modul in care au luat nastere rocile sedimentare in trecutul geologic. Datele de observatie directa indica drept mediu de formare a sedimentelor, in principal, bazinele marine, ariile conditionate intr-o masura ceva mai redusa si in cea mai mica masura domeniile de tranzitie intre cele doua medii anterioare.

La secolului XX – lea, Penck, din calcularea ariilor ocupate la suprafata pamantului de catre zone cu diferite altitudini, a intocmit o diagrama in care reda o curba hipsometrica, devenita clasica, adusa mereu la zi numita curba lui Penck. Aceasta curba pune in evidenta doua nivele geomorfologice de importanta planetara :

- platforma continentala, ce cuprinde muntii, dealurile, campiile si selful (platforma epicontinentala acoperita de marile epicontinentale cu adancimi pna la 200 m). Inaltimea acestei platforme apreciata initial la 820 m scazut la 690 m, pe masura ce s-au cunoscut mai bine datele asupra inaltimii reale a uscatului din regiunile polare (Groelanda; Antartica);- platforma oceanica, cu adancime medie de 3700 m numita si campie abisala, deparece multa vreme a fost considerate a fi lipsita de accidente importante de relief.In realitate cuprinde campiile abisale, dorsale (cresteri oceanice) si fosele.Intre cele doua nivele geomerfologice de prim ordin, racordarea se face printr-o zona in

panta numita taluzul continental. De obicei limita superioara taluzului continental face un unghi mai mare – asa numit

“genuchi” – cu selful, pe can partea inferioara este racordata lin cu platforma oceanica. O serie de cercetari marine, incepand cu cele din Golful Mexic, au permis separarea unei zone de trecere intre taluz si campia abisala fara limite clar definite, numita “ridicarea continentala”. Se poate conchide ca, din punc de vedere geologic, continental nu este sinonim cu uscatul, caci el se continua prin self si taluz. Pe intreg domeniul continental, in intelesul sau geologic, crusta Pamantului conserva o patura granitica, subtiata spre taluz si ridicarea continentala, vulcanismul poate fi bazic, acid sau intermediary, iar sedimentelle detritice provin numai de pe uscat.

Domeniul oceanic, ce include si fosele, este caracterizat geologic printr-o crusta subtire, formata numai din sedimente si patura bazaltica, vulcanismul este intodeauna basic, iar sedimentele sunt formate numai din acumulari de schelete ale organismelor planctonice, din

3

alterarea materialului furnizat de eruptiile vulcanice submarine sau din pulberi meteorice. Aceste sedimente sunt cu mult mai subtiri decat cele terigene sin u mai provin de pe uscat.

Pentru usurinta, examinarea domeniilor de formare a sedimentelor o vom face urmand separatia obisnuita in bazine marine, arii continentae si arii de tranzitie.

2) Originea rocilor sedimentare

Conform conceptiei actuale despre formarea planetei noastre, la inceputuri – scoarta ei a fost in intregime magmatica. Asa deci ultima sursa de formare a rocilor sedimentare o constituie rocile magmatice, cu toate ca astazi suntem obisnuiti a vorbi si chiar observam uneori formarea sedimentelor pe seama rocilor preexistente : magmatice, sedimentare si metamorfice. In conditiile de la suprafata scoartei terestre rocile magmatice si cele metamorfice sant instabile, deoarece mineralele lor s-au format la temperature si presiuni mult mai mari. Sistemul multicomponent instabil al acestor roci tinde spre un nou echilibru controlat de parametrii (temperatura, presiune, etc.) la suprafata scoartei.

Numeroase analize chimice indica o compozitie chimica globala a mesei sedimentare actuale in acord cu originea ei din roci magmatice.

Procesele de transformare a rocii magmatice in roca sedimentara pot fi urmarite prin analiza transformarilor chimice si prin observarea schimbarilor mineralogice care au loc. Aceasta transformare implica scoaterea calciului si trecerea lui in minerale carbonate, scoaterea sodiului si transportarea lui in oceane si retinerea potasiului in argile. In procesul diferentierii rocilor sedimentare, argilele fixeaza potasiul dar sant sarace in sodium si calciu, calcarele fexeaza calciul la care se adauga o cantitate insemnata de bioxid de carbon, iar gresiile fixeaza silicea.

Garrels si Mackenzie (1971) au prezentat un model de calcul privind transformarea unei roci magmatice medie intr-o roca sedimentara. Potrivit modelului elaborate se pot determina proportiile relative, in greutate, ale principalelor trei tipuri de roci sedimentare : calcarele,gresiile si argilele care apar in raportul 8 : 11 : 81.

Daca in procesul de transformare a rocii magmatice in roca sedimentara, din compararea analizelor chimice se constata numai adaugarea de CO2 si H2O, precum si pierderea in continut de Na2O, in compararea compozitiei mineralogice normative rezulta inseminate schimbari mineralogice. Mineralele rocii magmatice initiale, cu unele exceptii, intre care cuartul si hematitul, au fost in intregime distruse; CaO din lagioclazi trece in cacti, iar Na2O este transportat in bazinele oceanice. Prezenta cuartului in oca sedimentara intr-o cantitate de doua ori mai mare decat in roca magmatica sursa, sugereaza ca aceasta trece neschimbat, in intregime, in roca sedimentara, iar in plus silicea eliberata din silicatii rocii magmatice trece, in mare parte, in cuart.

3. Formarea rocilor sedimentare

Actiunea factorilor exogeni asupra rocilor, in conditii subaeriene sau subagvatice, determina distrugera edificiilor mineralogice si petrografice ale acestora si in constructia altora in procesele sedimentare.

In procesul de formare a rocilor sedimentare disting patru faze succesive mai importante :

4

- dezagregarea si alternarea rocilor preexistente si actiunea agentilor geologici externi (apa, vant, temperatura, organisme);- transportul materialului dezagregat de catre apa, vant, ghetari;- sedimentarea acestui material;- consolidarea materialului sedimentat (diageneza)

4.Structura si textura rocilor sedimentare

Termenii de structura si textura definesc modurile in care se face asocierea granulelor ce constituie rocile sedimentare. Acesti termeni au un continut exact opus pentru geologii europeni (U.R.S.S., R.F.G., Franta, Romania, etc.) fata de cei de limba engleza (S.U.A., Marea Britanie).

Notiunea de structura in literature geologica europeana se refera la dimensiunile absolute si relative ale granulelor ce constituie roca, la forma si la gradul lor de cristalinitate (in S.U.A. si in Marea Britanie aceste caracteristici definesc termenul de textura).

Notiunea de textura in Europa se refera la raporturile de dispozitie in spatiu a elementelor componente (in tarile de limba engleza aceasta este structura rocilor).

4.1 Structura rocilor sedimentare

Datorita mediului diferit in care au luat nastere sedimentele (pe cale mecanica, prin precipitarea chimica sau prin recristalizare) structura rocilor sedimentare este diferita. Putem grupa structurile in doua mari clase : clastice si neclastice.

Structuri clastice. Rocile detritice formate prin acumularea mecanica a mineralelor sau a fragmentele de roca prezinta structuri clastice. Aceste structuri se refera la forma (grad de rulare, aspecte de pe suprafata granulelor) si dimensiunile granulelor constituente. Particulele constituente pot fi libere, in cazul rocilor clastice neconsolidate (pietrisuri, nisipuri, etc.) sau legate prin intermediul unui liant (ciment, matrice).

Cea mai uzuala sistematica a structurilor pleaca de la dimensiunile mineralelor pe baza carora au fost definite trei grupe mari de structuri clastice : grosiere, medii si fine.

In literature de specialitate se intalneste si o terminologie de provenienta greaca : psefit, psamit, aleurit, pelit si termini echivalenti de provenienta latina : rudit, arenit, silt, lutit. Tremenul aleurit (silt) defineste o categorie intermediara intre structurile mediu si fin granulara, ceilalti avand o corespondenta perfecta. Exista tendinta de a utiliza terminii structurali de provenienta Latina pentru rocile sedimentare, iar cei de origine greaca pentru rocile metamorfice provenite din roci sedimentare (exemplu : sist pelitic).

Din motive practice de apreciere a structurilor este suficient sa se considere ca psefite (rudite) fragmentele mai mari de 2 mm; psamite cele cuprinse intre 2 si 0,05 mm; aleurite cele cuprinse intre 0,05 si 0,005 mm, iar pelitele au fragmentele mai mici decat aceasta dimensiune.

Structuri neclastic. Cuprind structurile cristaline si structurile amorfe in care granulele se gasesc in strans contact una cu alta incat nu exista nici un spatiu intergranular intre ele.

Structurile cristaline se impart in macrocristaline, microcristaline si criptocristaline.

5

Structura macrocristalina caracterizeaza rocile sedimentare constituite din granule cu diametru de 0,2 mm sau mai mare. Ea a fost subdivizata astfel : grosier (cu diametru > 5 mm), mediu (cu diametru intre 1 si 5 mm) si fin granulara (cu diametru < 1 mm).

Structurile microcristaline si criptocristaline nu pot fi observate decat la microscop, ultimile doar la marimi puternice.

4.2 Texturile rocilor sedimentare

Texturile definesc aspectele generale, ce se vad cu ochiul liber, ale rocilor sedimentare care se cerceteaza in teren. Ele se clasifica astfel :

- texturi deformationale, formate imediat dupa depozitare si inainte de consolidare prin alunecare si surpare si/sau prin punerea in libertate a fluidelor si a gazelor.- texturi biogene, de origine animala si vegetala.- texturi chimice, formate inainte sau dupa litificarea sedimentului, prin procese chimice.

5. Clasificarea si descrierea rocilor sedimentare

Clasificarea si nomenclatura rocilor sedimentare constituie o problema care a cunoscut si cunoaste o larga dezbatere, fara a se fi ajuns insa la niste solutii definitive. Aceasta situatie este determinata de marea varietate a parametrilor definitorii (criterii) si de faptul ca acestia nu se aplica intregii multitudini de roci, cid oar o parte din ei caracterizeaza doar o parte a multitudinii.

In stiintele naturii criteriile genetice sunt cele mai frecvent utilizate in clasificari. La rocile sedimentare, care de regula sunt poligenetice, aplicarea criteriului genetic nu poate fi facut decat in anumite limite sic el mai mult in grupe mari, iar subdiviziunea acestora in continuare nu poate fi facuta decat pe criterii descriptive (structura, textura) sau compozitionale. Intre clasificarile genetice citam pe cele imaginate de Mrazec, Pettijohn, Ruhin si Svetov.

Mrazec distinge doua mari categorii de roci sedimentare : abiogene – in care include rocile de precipitatie chimica si cele detritice – si roci biogene. Acestora le adauga grupa rocilor piroclastice. Alte clasificari imbraca doar caractere descriptive si/sau compozitionale ca cele triunghiulare ale lui Vatan, Gilberts sau simplificate ca cea a lui dreyfuss care imparte rocile sedimentare in : detritice, argiloase, carbonasate, silicioase si saline.

M. G. Filipescu a prezentat o incercare de clasificare a rocilor sedimentare, in care compozitia chimica si procesul genetic de care sant legate acestea reprezinta cele doua criterii pricipale.

In tratatele de geochimie rocile sedimentare sunt grupate, conform proceselor geochimice care le genereaza, astfel : rezistate (nedescompuse chimic = corespund rocilor detritice); hidrolizate – rezulta din descompunerea hidrolitica a materialului initial (ex. Argile, bauxite); oxidate (ex. Hidroxizii si oxizii de fier si mangan); reduzate – rezulta prin sedimentarea materialului in conditii reducatoare; evaporate (ex. depozitele de sare, gips, anhidrit); precipitate – precipitatea substantei din solutii din alte cauze decat evaporarea (ex. calcare, dolomite); biolite – cuprind rocile la a caror formare au participat organismele animale si vegetale, indifferent in ce mod.

6

6.Criterii pentru nomenclatura si determinarea rocilor sedimentare

Rocile sedimentare sant definite dupa criterii texturale, structurale si de compozitie.

Criteriul textural cunoaste doua aspecte : granulometric si morfometric.Dupa dimensiunile particulelor constituente (aspect granulometric) rocile sedimentare

(detritice, piroclastice, calcare clastice) se impart in psefite (rudite); psamite (arenite); aleurite (siltite); pelite (lutite). Pentru rocile cristalizate (dolomite,silicolite, fosforite, micrite, sparite, etc) se folosesc termenii cripto-, micro-, mediu-, larg cristalin.

Dupa aspectul morfometric se disting trei situatii : - pentru granule s-au stabilit urmatoarele categorii morfometrice : angular (brecii, arcoze, grauwacke, argile) subangular,subrotunjit, rotunjit (conglomerate, tillite, gresii litice, gresii cuartoase, aglomerate vulcanice, calcarenite), bine rotunjit. Reflecta gradul de prelucrare a materiolului prin eroziune, coraziune, alteratie, transport, sedimentare, diageneza;- pentru cristale s-au tipuri de habitus : idiomorf (dolomite), hipidiomorf, xenomorf (micrite, sparite, silicolite, fosforite);- pentru agregate de cristale si agregate granulare se disting : oolite (calcare, dolomite, silicolite, fosforite), concretiuni (nisipuri, gresii, calcare etc.).

Criteriul structural se refera la aranjarea spatiala a constituentilor care reflecta procesele de formare a rocilor sedimentare. Se deosebesc urmatoarele tipuri de structuri :

- mecanice, realizate prin transport si acumulare gravitationala (pietrisuri, nisipuri, conglomerate, brecii, gresii, loess, agglomerate, tufuri, argile, calcare clastice);

- chimice, realizate prin precipitate anorganogena (argile, micrite, sparite, travertine, dolomite, bauxite, fosforite, etc.);

- structuri organogene, realizate prin precipitatie organogena si acumulari de bioclaste (calcare organogene, calcare recifale, diatomite, spongolite, radiolarite etc.);

- diagenetice (sparite, accidente silicioase, bauxite, fosforite, dolomite).Dupa relatia particule – liant structurile se impart in : omogene (argile, domolite, jaspuri);

fara distinctie intre particule si liant;heterogene (roci cu particule si liant : conglomerate, gresii).

Criteriul compozitional permite stabilirea principalelor tipuri petrografice :- roci detritice (clastice) monominerale (conglomerate cuartoase, gresii cuartoase,

calcarenite) si poliminerale (brecii si conglomerate poligene, gresii litice, arcoze, grauwacke, etc.);

- roci piroclastice : aglomerate si tufuri riolitice, dacitice, trahitice, andezitice, bazaltice;- roci argiloase monominerale : argile caolinitice, montmorillonitice, illitice, etc.;- roci argiloase poliminerale : argile, marne, etc.;- roci carbonatice : calcare, dolomite, calcare sideritice;- roci silicioase : silicolite;- roci aluminoase : bauxite si laterite;- roci fosfatice;

7

- roci feruginoase si manganoase;- roci evaporitice.

7.Descrierea rocilor sedimentare

7.1. Roci detritice

Rocile detritice reprezinta depozite rezultate prin acumularea fragmentelor provenite din dezagregarea materialelor preexistente. Sant constituite din fragmente carora li se adauga destul de des un ciment, motiv pentru care ele pot fi consolidate si neconsolidate.

Rocile detritice neconsolidate (necimentate, mobile) ce prind pietrisurile si nisipurile.Pietrisurile sunt roci detritice mobile constituie de fragmente de natura magmatica,

metamorfica, sedimentara, cu diamaetru > 2 mm. Impreuna cu nisipurile alcatuiesc sesul aluvionar pe cursul inferior, uneori si mijlociu, al tuturor apelor curgatoare. Functie de constitutia geologica a regiunilor strabatute de cursurile de apa este si constitutia mineralogica - petrografica a pietrisurilor.

Nisipurile sunt roci detritice mobile (neconsolidare) constituite din fragmente ce au diametru cuprins intre 2 si 0,02 mm. Se disting trei mari grupe de nisipuri : eoliene, marine si fluviatile. Nisipurile se caracterizeaza printr-un continut scazut in particule prafoase si argiloase. De obicei sunt constituite din granule cu greutate specifica nu prea mare (cuart, feldspati, carbonate, fragmente de roci) ce alcatuiesc asa-numita “fractiune usoara” careia I sa adauga uneori – si atunci in proportii reduse – fractiuni de minerale grele (cu greutatea specific > 2,5), constituite din : rutil, zircon, disten, sfen, granat, magnetit, etc. Forma granulelor de nisip este variabila, de la sferica la colturoasa, iar sortarea nisipurilor este cuprinsa in limite largi. Cea mai buna sortare o are nisipurile eoliene. Stratificatia nisipurilor prezinte o mare variatie. Nisipurile marine tind sa aiba o stratificatie mai uniforma si mai continua decat cele fluviatile. Cea mai neregulata stratificatie o au nisipurile eoliene, aici sunt frecvente stratificatiile incrucisate.

Rocile detritice consolidate (cimetate) sunt constituite din fragmente de natura dietritica, legate intre ele prin intermediul unui ciment (matrice). In unele cazuri matricea poate participa in proportii ridicate, constituirea insasi un sediment de origine detritica. Cimentul poate fi de natura singenetica, atunci cand se depune odata cu fragmentele detritice, sau epigenetica, adica venit in sediment dupa formarea lui. Ambele tipuri de ciment de obicei sunt carbonate sau silicioase.

Roci detritice cimentate cuprind ca roci psefitice : breciile si conglomeratele, iar ca roci psamitice : gresiile.

Dupa raportul fragmente/ciment, psefitele cimentate se impart in : ortoconglomerate si ortobrecii (predomina cantitativ fragmentele) si paraconglomerate si parabrecii (predomina cimentul). Dupa compozitia petrografica distingem psefite oligomictice (compozitie omogena) si polimictice (compozitie variata petrografic). Dupa locul de provenienta a fragmentelor constituente, psefitele se divid in : extraformationale sau bazale (provin din afara bazinului de sedimentare si se gasesc la baza complexelor sedimentare) si intrainformationale (provin din interiorul bazinului de sedimentare si se gasesc in interiorul unui complex de strate).

Brecia este o roca psefitica constituita din fragmente angulare, de dimensiuni si compozitii petrogrifice variate, cimentate cu un liant care poate fi ; argilos, silicios, mai rar calcaros sau de

8

compozitie complexa (matrice). Dupa origine breciile se impart in : vulcanice, tectonice si sedimentare.

Breciile sedimentare contin fragmente din orice tipuri de roci, chiar din cele moi (argile) daca materialul a fost foarte putin transportat. Existenta unui singur tip petrografic de fragmente indica brecii intraformationale.

Conglomeratele sunt roci psefitice cimentate constituite din fragmente rotunjite, lipsite de stratificatie si cu o culoare variabila determinate mai ales de matrice.

Tilurile si tilitele sunt formele mobile si consolidate ale depozitelor de origine glaciara. Sunt alcatuite dintr-un material argilos circa 4/5 si 1/5 blocuri. Suprafata fragmentelor mari (blocuri) este marcata de zgarieturi si fatuiri datorate transportului glaciar. Matricea este proaspata si de culoare cenusiu inchisa pana la verde inchisa.

Tiloidele sunt roci asemanatoare tilitelor, dar care s-au format in alte conditii decat cele glaciare (prin alunecari de teren produse de seisme, alunecari gravitationale determinate de alte cauze).

Gresiile sunt roci psamitice cimentate constituite din granule clastice care au diametru intre 2 mm si 0,2 mm. Rezulta din consolidarea nisipurilor. In descrierea gresiilor, natura mineralogical a granulelor si a cimentului reprezinta – in majoritatea cazurilor – elemental principal; se pot individualiza astfel mai multe tipuri de gresii. Arcoza este o gresie formata din cuart si feldspat ca elemente principale. Pentru a putea vorbi de o arcoza, feldspatul trebuie sa cuprinda cu cel putin 25% la constitutia rocii. Arcozele amintesc de granite, de altfel, unele arcoze nici nu sunt altceva decat granite dezagregate si alterate in situ. Gresiile cuartoase se caracterizeaza printr-un continut (fragment+ciment) de peste 90% cuart (silice). Sunt foarte raspandite, dar au grosimi mici. Gresiile litice sunt cele mai obisnuite in frecvente tipuri de gresii. Se caracterizeaza printr-un exces al fragmentelor de roci asupra granulelor de fledspat si printr-o predominare a cimentului precipitat secundar asupra matricei detritice primare. Sunt definite ca gresii ce contin peste 25% fragmente de roca si sub 10% feldspat. Grauwackele sunt gresii alcatuite din nisip legate intre ele printr-o matrice argiloasa. Se estimeaza ca ele ar reprezenta ceva mai putin de ¼ din totalul gresiilor. Sunt mai abundente in perioadele vechi din istoria scoartei terestre, fiind caracteristice domeniului geosinsinclinal.

Siltitele (aleurolite) fac trecere intre nisipuri si argile, reprezentand roci aleuritice fin granulare, dure si compacte. Reprezinta in special produse ale activitatii fluviatile si lacustre (exemplu : formeaza 60% din materialul deltei fluviului Mississippi).

Loessul este o roca aleuritica neconsolidata, friabila, de culoare galbuie, alcatuita din fragmente (diametru intre 0,01 si 0,05 mm) de cuart si de feldspat in principal, carora li se adauga mice, biotit, amfiboli, calcite, minerale grele si minerale argiloase.

7.2 Roci piroclastice

Piroclastitele reprezinta materiale expulzate de cosurile vulcanice si depuse pe uscat sau in bazine cu apa. Depunerea are loc dupa dimensiuni, putand arata o foarte buna stratificatie gradate; fragmentele mai grosiere in baza trec gradat spre fragmente mai fine in partea superioara. Fragmentele cu diametru > 32 mm expulzate din cosuri vulcanice se numesc bombe daca in momentul explozieiei materialul din care sunt formate era partial sau total topit si blocuri daca acel material era solid. Se disting urmatoarele tipuri de roci piroclastice : aglomerate si brecii piroclastice, tufuri lapilice, tufuri, roci tufacee.

9

Aglomeratele reprezinta depozite piroclastice alcatuite predominant din bombe vulcanice prinse intr-o matrice de tuf, iar breciile piroclastice sunt alcatuite in principal din blocuri angulare si subangulare cu diametru > 32 mm prinse intr-o matrice tufacee.

Tufurile lapilice sunt formate esential din lapili (fragmente ejectate cu diametru intre 4 si 32 mm) prinsi cu un ciment tufaceu fin granular.

Tufurile reprezinta cenusile vulcanice consolidate. Ele sunt roci cimentate formate din granule (cu diametrul < 4 mm) de cristale, fragmente de roca, sticla. Dupa natura magnei din care deriva se disting tufuri : riolitice, andezitice, dacitice, bazaltice, etc.

Rocile tufacee (tufitile) rezulta prin consolidarea unui sediment hibrid alcatuit din material sedimentar si material piroclastic ejectat, ajuns in bazinul de sedimentare. In general, putem vorbi de treceri, mai mult sau mai putin gradate, de la tufuri prin intermediul tufitelor la roci sedimentare propriu-zise. In functie de proportia de participare a materialului piroplastic este acceptata urmatoarea nomenclatura : 100% tuf, sub 75% tufit, sub 25% gresie tufitica, sub 10% gresie cu material eruptiv.

7.3. Roci argiloase

Argile. Numele de argila este dat rocilor cu plasticitate mai mult sau mai putin evidenta. Argilele sunt roci fin granulare (cu diametrul < 0,01 mm), constituie predominant din minerale argiloase caolinitice, montmorillonitice si illitice. Caracterele structurale si textuale ale argilelor sunt determinate de dimensiunile elementelor componente si de natural or mineralogica, ele conducand la aspecte complet specifice cum ar fi : consolidarea prin tasarea si rearanjarea fizico-chimica a materialului initial; aparitia de minerale noi; aparitia sistozitatii.

Argilele se caracterizeaza printr-o plasticitate ridicata, o permeabilitate practice egala cu zero (nu lasa apa sa treaca), refractaritatea destul de mare si o absorbtie de apa ridicata, mai ales la unele varietati de argile (care contin montmorillonit se umfla exceptional de ult pe directia de alungire a mineralelor). Argilele permit schimbul de ioni fara ca structura lor sa se strice, culoarea fiind semnificativa. Argilele negre au un exces de material carbunos sau bituminnos, cele rosii include hematit in stare pulverulenta, cele brune limonit, si argilele galbene sugereaaza oxidarea incipientelor oxizilor de fier, cele verzi se caracterizeaza prin abundenta mineralelor cloritice sau glauconitice, iar argilele albe sunt bogate in silicati de aluminiu si sarace in compusi de Fe, Mn, Cr.

Argilele reziduale s-au format in situ, adica particulelor componente n-au suferit nici un transport motiv pentru care ele sunt nestartificate si nesortate. Compozitia lor mineralogice corespunde rocilor pe seama carora sau format.

Lateritul este un tip special de argila reziduala alcatuit mai ales din hidroxizi de Al si Fe, ce apare in anumite conditii numai in regiunile tropicale si subtropicale.

Argilele sedimentate, in functie de locul de sedimentare, pot fi : marine, lacustre, fluviatile si galciare. Argilele marine dupa compozitie pot fi : silicioase, calcaroase si bituminoase.

Argilitele repreezinta roci argiloase intarite prin dehidratarea si reclistalizare datorita presiuni litostatice, sunt roci compacte de culori inchise, nu se inmoaie in apa si au o stratificatie foarte fina ce permite separarea in placi.

Marnele sunt roci sedimentare cu o larga raspandire, situate dupa compozitia mineralogica intre argile si calcare. In functie de continutul de carbonat de calciu avem urmatoarea succesiune :

10

argila (0% CaCO3) – argile marnoase (0-1 CaCO3) – marne (25-75% CaCO3) – marne calcaroase (75-90% CaCO3) – calcare (100% CaCO3).

7.4 Roci calcaroase

Calcare. Sunt roci constituite predominant din carbonat de calciu(CaCO3) sub forma de calcite sau de argonit. Ele se pot forma pe trei cai : plecand de la organismele callcaroase ; prin precipitare directa a carbonatilor de calciu; prin remanierea calcarelor preexistente. Este foarte dificilă o sistematizare a calcarelor datorită caracterului lor poligenetic (împletirea foarte strînsă a celor trei grupe genetice). Există mai multe clasificări. O clasificare împarte calcarele în : abiogene (detritice), chimice (anorganogene, biochimice) şi organogene. In altă sistematizare sunt cuprinse doar două grupe de calcare : abiogene (chimice, detritice) şi biogene (biochimice, organogene). O a treia clasificare împarte calcarele în : endo-genetiee (autohtone), exogenetice (alohtone) şi epigenetice.

Calcarele autohtone. Includ toate calcarele formate predominant in situ prin procese biogene şi biochimice, fie prin activitatea constructivă directă a organismelor iau prin acumularea scheletelor lor, fie prin efecte biochimice indirecte asupra precipitării carbonatului de calciu. Dintre acestea cităm:

-calcarele recifale sunt calcare de bioconstrucţie, rezultate prin activitatea vitală a organismelor coloniale (corali, alge) şi a comunităţilor organice legate de sedimente;

-calcarele organogene sunt constituite predominant lin cochilii de moluşte, crinoide etc;

-calcarele fin granulare sunt produse prin acumularea şi activitatea organismelor bentonice şi pelagice (îndeosebi foraminifere, alge calcaroase şi bacterii). Un grup parte de calcare fin granulare îl formează calcarele bioluminoase, calcarele sapropelice şi calcarele cu materie cărbunoasă;

-micritul (forma prescurtată de la „microcristalylline alcinate") defineşte rocile calcaroase constituite pe cale iochimică din granule de dimensiunile celor argiloase;

-cretele sînt roci calcaroase poroase, friabile, care se deosebesc de calcarele propriu-zise prin porozitatea lor ridicată şi prin lipsa de coeziune. Creta nu este o varietate mineralogică, si pur şi simplu o structură particulară realizată din agregate de calcit ;

Calcare alohtone. Se formează prin procese detritice, aidoma rocilor detritice cu care sunt asociate şi către care prezintă treceri gradate. Cuprind: calcirudite, calcarenite şi calcilutite.

Calciruditele (rudite calcaroase, conglomerate şi gresii calcaroase) sînt roci calcaroase alcătuite, în proporţie de peste 50%, din fragmente angulare sau rotunjite, cu diametru >2 mm, prinse într-o matrice de calcit.

Calcarenitele sunt roci calcaroase ale căror fragmente, în proporţie de peste 50%, de dimensiunea nisipurilor, sunt prinse într-o matrice de calcit. O formă

11

particulară de calcarenite o reprezintă calcarele olitice (oolite, pisolite) constituite din granule sferice.

Calcilutitele reprezintă echivalenţii fin granulari ai tuturor calcarelor alohtone (ex. calcarele litografice, numite aşa deoarece se foloseau odinioară în litografie).

Alte forme de precipitare a carbonatului de calciu cuprind: -travertinele sunt roci de culoare galbuie, neomogene,foarte poroase şi deci uşoare. Se formează de regulă în zone cu izvoare de natură postvulcanică cu apă de temperatură normală, prin precipitarea carbonatului de calciu sub formă de cruste. Pachetele de travertin pot atinge grosimi apreciabile, indicînd totdeauna o stratificaţie vizibilă;

-stalactitele şi stalagmitele sunt formaţiuni calcaroase, caracteristice peşterilor, care au luat naştere ca urmare a precipitării carbonatului de calciu din fiecare picătură de apă prelinsă din tavan;

- crustele; calcaroase iau naştere la suprafaţa solului, în ţinuturi aride şi cu temperatură ridicată, dacă apele subterane - chemate prin capilaritate la suprafaţă - sunt bogate în CaCO3

-sinterele se formează prin precipitarea carbonatului de calciu din ape fierbinţi ca urmare a scăderii temperaturii apei şi a presiunii CO2. Au aspecte fibroase, foliare sau pisolitice prinse într-un ciment calcitic ce

asigură compactitatea rocii. Cele mai cunoscute apar la Karlovy Vary (Cehoslovacia) şi Yellowstone Park (S.U.A.).

Dolomitele sunt roci de culoare gălbuie alcătuite în exclusivitate sau preponderent din mineralul dolomit. Ele sunt asociate de obicei calcarelor, de care se leagă şi printr-o serie continuă de compuşi intermediari:

calcare 0% MgCa(CO3)2- calcare magneziene 10% MgCa(CO3)2- calcare dolomitice 50%MgCa(CO3)2, - dolomite calcaroase 90% gCa(CO3)2 - dolomite 100% MgCa(CO3)2.

Rocile dolomitice apar în toate erele geologice cu frecvenţe ceva mai mari în depozite mai vechi. Se pare că dolomitele reprezintă faciesuri de ape mai adanci.

Calcarele sideritice- sunt roci calcaroase la constituţia cărora participă şi sideritul (FeCO3). Ele se formează în condiţii speciale în lagune sau în golfurile bazinelor marine, ce presupun un mediu reducător în porţiunile mai adanci, sărace în oxigen şi bogate în CO2 şi H2S. Ele au o structură oolitică tipică şi pot constitui minereuri sedimentare de fier.

7.5. Roci silicioase

Cherturile sunt roci silicioase dense şi compacte. Cele mai comune roci sedimentare silicioase provin din geluri opaline, de origine chimică sau organică, care în tendinţa de a realiza un nou echilibru se deshidratează transformandu-se într-o masă criptocristalină numită chert. Ele pot fi asociate cu roci calcaroase, elastice şi evaporite.

Cherturile calcaroase, numite şi chaille-uri, au luat naştere prin silicifierea calcarelor, prezentîndu-se ca o reţea spongioasă de silice care cuprinde cavităţi colorate cu oxizi de fier.

12

Silexurile sunt accidentele silicioase din crete de formă nodulară, dar pot apare şi ca vinişoare sau pături. Sunt constituite dintr-un material criptocristalin dur (98% silice) şi se detaşează uşor din rocă.

Novaculitele, sunt cherturi pure stratificate. Jaspul este un chert ferugino de obicei rosu dar poate fi si galben, brun sau negru, iar jaspilitul este un termen care defineşte jaspul interstratificat cu hematit. Se mai întalnesc cherturi asociate cu material cărbunos, sapro-pelic, sau cu evaporite (chert nectic), precum şi cherturi pseudooolitice, oolitice şi sferulitice. Un tip special de cherturi îl reprezintă menilitele din rocile argiloase. Ele sunt constituite din silice sub formă de opal globular sau concreţionar care impregnează masa fundamentală argiloasă.

Pămanturile silicioase sunt sedimente poroase constituite din testuri de diatomee şi radiolari sau din spiculi de spongieri. Dintre acestea cităm:

- spiculite (spongolite). Provin din acumularea masivă a spiculilor de spongieri (peste 50% din masa rocii) cuprinşi într-o matrice silicioasă (opal+calcedonie), rora li se adaugă uneori material detritic (glauconit, peticule argiloase). Spongolitele sunt roci dure, compacte, de culoare cenuşie, brună sau roşcată;

-diatomite. Sunt alcătuite predominant din fruste de diatomee, cărora li se adaugă mici cantităţi de spongieri şi radiolari, totul cimentat cu opal. Sunt de culoare deschisă cenuşiu-gălbuie, friabile, foarte uşoare.

-radiolarite. Sunt constituite preponderent, din radiolari cu adaosuri de spiculi de spongieri.

7.6. Roci aluminoase

Rocile bogate în oxid liber de aluminiu, avand raportul Al2O3:SiO2>l se numesc roci aluminoase (alitice) se deosebesc de rocile argiloase caolinoase care au o culoare subunitară a raportului A12O3 : SiO2. In anumite condiţii (temperatură, climă, umiditate, relief puţin inclinat, substrat de roci bogate în alumosilicaţi) în regiuni tropicale şi subtropicale, mineralele argiloase din strat se descompun în hidroxizi de aluminiu şi silice, licea este îndepărtată iar produsul rezidual astfel format poartă numele de laterit. Se disting laterite feruginoase (bogate în fier) şi laterite aluminoase (bogate în aluminiu) ce trec în bauxite.

Lateritele sînt roci poroase cu aspect de zgură (mai afanată) de culoare cenuşie, portocalie sau roză, alcătuita din caolinit, oxizi de fier, alumină liberă şi bioxid de titan.

Bauxitele reprezintă ultimul stadiu de evoluţie al lateritelor aluminoase, în sensul că sunt roci compacte, dar cu structură în mare parte cristalină, greutate specifica ridicată şi alcătuite preponderent din oxizi de aluminiu. Se face distincţie între bauxitele formate pe un substrat silicatic şi cele formate pe un substrat carbonatic.

13

7.7. Roci fosfatice (fosforite)

Fosforitele sunt roci alcătuite, în exclusivitate preponderent, din minerale fosfatice. Sunt de origine primară sau secundară. Fosforitele de origine primară se impart în varietăţi detritice şi varietăţi organice.Varietăţile detritice sunt: arenacee, glauconitice, ovulitice, oolitice, crete fosfatice.

Fosforitele organice sunt: cu spiculi de spongieri, cochilifere, cu radiolari, cu oase, coprolitice şi guano.

Fosforitele de origine secundară cuprind: nisipuri fosfatice, roci fosfatizate şi fosforite reziduale.

Materialul fosfatic îmbracă două aspecte: concreţionar şi stratiform. De obicei prin fosforite se înţeleg aspectele concreţionare, unele cu diametru de 10-15 cm, întilnite în roci carbonatate, argiloase sau nisipoase. Nodulele de fosforite pot fi dispersate în roci sau pot apare in concentraţii. Depozitele fosfatice stratiforme se pot reprezenta fie ca ciment fosfatic (ex. la gresii fosfatice), fie a granule constituente (ex. calcare fosfatice).

Rocile fosfatice pot îmbrăca şi alte aspecte: depozite de valve ale brahiopodelor fosfatice, brecii de oase ale vertebratelor superioare, dejectii ale unor animale (mai ales păsari) cunoscute sub numele de guano.

7.8. Rocile feruginoase şi manganoase

De regulă, depozitele de compuşi ai Fe şi Mn au caracterul de zăcăminte de minerale utile, ele constituind roci propriu-zise.

Roci feruginoase. Toate rocile sedimentare conţin fier, iar puţine dintre ele au valori mai mari de cîteva procente ca sa poată fi numite roci feruginoase. Mineralogic, rocile feruginoase sunt constituite din oxizi şi hidroxizi de fier (limonit, hematit, magnetit), carbonaţi de fier , silicaţi de fier (chamosit, greenalit, glauconit). Ele se împart în roci feruginoase: cu oxizi; cu carbonaţi; cu silicaţi; cu sulfuri.

Rocile feruginoase cu oxizi şi hidroxizi pot fi de origine marină, cand au aspect oolitic şi se numesc minette, de natură reziduală, reprezentand laterite feruginoase.

Rocile feruginoase cu carbonaţi. Prezintă culoare cenuşie sau brună şi formează ontile sau strate cu grosimi nu prea mari, constituind aşa numitele „minereuri de fier sărace".

Rocile feruginoase cu silicaţi se prezintă cu aspect oolitic sau ca mase fin stratificate. In constituţia lor cei mai importanţi silicaţi sunt chamositul şi greenalitul. Lor li se asociază oxizi şi hidroxizi şi chiar carbonaţi şi sulfuri de fier. Taconitele sunt roci care conţin silicaţi de fier fin granulari.

Rocile feruginoase cu sulfuri apar numai cu caracter excepţional ca strate cu grosimi centimetrice, alcătuite exclusiv din sulfuri (pirită şi marcasită). In foarte multe roci sedimentare (argile, marne, gresii, calcare) apare pirita, de obicei, sub formă de cristale libere sau fin diseminată dand rocii culoarea neagră, fără însă a le putea atribui caracterul de feruginos, datorită proporţiei reduse de participare.

14

Cele mai importante zăcăminte de roci feruginoase sunt legate de formaţiunile geologice foarte vechi, precambriene, ca cele din scutul canadian (America de Nord), de la Krivoi Rog şi Kursk (U.R.S.S.), Transvaal (Africa de Sud), itabiritele din Brazilia şi zăcămintele din India asociate formaţiunii Singhbhum.

Rocile manganoase. Constituie depozite asemănătoare celor feruginoase, cu care deseori se asociază datorită afinităţilor geochimice dintre fier şi mangan. Principalele minerale de mangan ce alcătuiesc asemenea depozite sunt psilomelanul, piroluzitul, braunitul, mai rar hausmanit, manganit şi rodocrozit. Invariabil, lor li se asociază minerale de fier calimonit, hematit şi clorite feruginoase. Rocile manganoase au o culoare neagră caracteristică, uneori albăstruie dată de hidroxizii de mangan. Ele pot fi, în funcţie de modul de formare, stratificate, compacte, vacuolare şi poroase. De obicei rocile manganoase se asociază cu rocile silicioase, sugerand (după unii autori) originea comună a celor două tipuri de roci din activitatea magmatică submarină.

După modul de formare distingem trei principale grupe de roci manganoase: depozite reziduale; de mlaştină; formaţiuni marine.

Prima grupă se formează pe calcare, roci eruptive bazice şi roci metamorfice supuse alterării într-un climat cald şi umed. Ele conţin minerale de fier. Cele mai mari exploatări de mangan din India, Africa de Sud; Ghana şi Brazilia sînt în depozitele manganoase reziduale.

Tot într-un climat cald şi umed se formează şi depozitele de mlaştină prin acumularea oxizilor de mangan din ape bogate în oxizi humici. Asemenea depozite conţin mult material argilos şi, de obicei, au şi caracter feruginos.

Depozitele marine pot fi legate de activitatea subvulcanică submarină sau independente de aceasta. Primele sunt depozite fin stratificate separate de intercalaţii de argile şi tufuri alterate şi se asociază fie cu roci silicioase, fie cu roci porfirice. Depozitele marine manganoase, independente de activitatea vulcanică, au fost puse pe seama precipitării manganului provenit din alterarea rocilor de pe continent şi transportat de apele curgătoare. Asemenea depozite, ca cel de la Ciaturi, de pe versantul sudic al Munţilor Caucaz, se prezintă sub forme concreţionare realizate din oxizi de Mn.

7.9. Rocile evaporitice

Rocile evaporitice (saline) alcătuiesc 3% din masa totală a rocilor sedimentare. Sunt datorate precipitării sărurilor din soluţii concentrate în urma evaporării apei în bazine lagunare. Compoziţia lor mineralogică este destul de monotonă; fiind alcătuite fie din sare gemă, fie din gips şi anhidrit, sau din săruri de potasiu şi magneziu asociate cu sare gemă. Pentru evaporite este caracteristică stratificaţia ritmică datorată prezenţei impurităţilor argiloase care se repetă la anumite nivele, compoziţiei mineralogice diferite de la o bandă la alta, sau diferenţelor în granulaţia mineralelor componente. Acest tip de stratificaţie oglindeşte în acest caz variaţiile sezoniere de concentraţie, conţinut în suspensie, temperatură a soluţiilor.

Gipsurile si anhidritele. De obicei apar fin cristalizate dar se întalnesc şi cazuri în care apar fibroase sau larg cristalizate. Gipsul, ca şi sarea gemă, se depune

15

numai în primele faze ale procesului de evaporare, adică atunci cand concentraţia în alte săruri dizolvate este mică. O dată cu creşterea concentraţiei de NaCl şi MgCl în locul gipsului se va depune anhidritul, iar mai tarziu sărurile de potasiu. In multe zăcăminte de sare stratele de gips se găsesc în orizonturile inferioare, alternand cu stratele de sare, iar în unele cazuri stau direct pe calcare de precipitaţie chimică. Mase importante de gips mai iau naştere prin hidratarea anhidritului în depozitele sedimentare sub acţiunea apelor de infiltraţie, la temperatură mică şi la adancimi cuprinse între 100- 150 m

Sarea gema . Rocile saline sunt de obicei macrogranulare, constituite din cristale de sare gemă a căror culoare variază de la incolor la alb, cenuşiu, galben, roşietic, albastru, în funcţie de impurităţile pe care le conţin. Prin evaporarea rapidă a apei din bazine închise şi lagune, cu concentraţie ridicată de clorură de sodiu, apar numeroase cristale piramidale la suprafaţa apei, cu baza îndreptată în sus. Culoarea lor este albă din cauza bulelor microscopice de aer pe care le includ. Aceste forme piramidale cad la fund, unde îşi continuă creşterea cu zone transparent-incolore.

8. Roci sedimentare utile

Viaţa, animală şi vegetală, cu multitudinea ei de aspecte se desfăşoară pe un suport solid de piatră. In zorii omenirii piatra a fost cea mai valoroasă materie primă. Istoria consideră, pe baza cercetărilor arheologice, că societatea comunei primitive începe cu epoca pietrei. Cu peste 600 000 ani în urmă, oamenii îşi confecţionau unelte şi arme din piatră (mai ales din silex). Mai apoi solul - în fond o piatră zdrobită şi măcinată - a devenit cel mai important mijloc de nutriţie, bază a vieţii. Diferitele civilizaţii ce s-au succedat pe suprafaţa Pămantului au fost clădite pe „trepte" de piatră, şi multe din aceste trepte erau din roci sedimentare.

Argilele. Se înscriu printre cele mai răspîndite roci sedimentare şi reprezintă una din substanţele utilizate din cele mai vechi timpuri la construcţii din cărămidă, olărie, monumente, inscripţii (pe tăbliţe de argilă). în Albia Nilului s-au găsit numeroase cioburi de ţiglă glazurată a căror vechime a fost apreciată la 13000 de ani. Produsele de ceramică ale vechilor civilizaţii vorbesc despre rafinamentul asirienilor şi egiptenilor, simţul artislic al chinezilor, spiritul utilitarist al romanilor şi perfecţiunea grecilor.

Datorită posibilităţii de exploatare în condiţii foarte uşoare, numeroase industrii utilizează argilele în stare brută sau spălate în instalaţii speciale pentru: constructii (ca plastifiant în betoane), baraje de pămînt, fluide de foraj.

In ţara noastră argilele comune au o mare răspandire mai ales în zonele colinare din Oltenia, Muntenia si Moldova, în Dobrogea, Banat şi Transilvania. Ele se folosesc la fabricarea cărămizilor, iar atunci cînd au mai impurităţi se utilizează şi pentru ţiglă.

Marne. Compoziţia chimică a marnelor, datorita variabilităţii procentuale a mineralelor componente ( carbonat de calciu şi minerale argiloase), limitează gama de întrebuinţări a acestor roci. Cu toate acestea marnele impreună cu calcarele, constituie materia primă pentru fabricarea cimentului. Fabricile de ciment de la noi ( Turda, Bicaz, Medgidia, Fieni, Barseşti, Tg. Jiu) utilizeaza, marnele existente în

16

apropierea respectivelor localităiti ţinutul în CaCO3 face ca marnele să poată fi utilizate ca si amendament în agricultură pentru solurile potzolice acide.

Rocile calcaroase (calcare şi dolomite). Construcţiile moderne nu ar putea fi realizate fără calcare şi dolomite, roci ce au un aspect plăcut ce satisface rafinamentul arhitectural contemporan. In construcţii ele pot fi folosite începînd de la blocuri de fundaţie, salbancuri şi pană la lucrări monumentale şi elemente decorative (placaje, dale, glafuri, trepte, stalpi). Prin lustruire unele calcare capătă un aspect uneori chiar mai atrăgător decat marmura şi sunt folosite la interioarele construcţiilor (balustradele scărilor de la Casa Scanteii şi Sala Palatului sunt con-fecţionate din calcare de la Căprioara, judeţul Arad).

Pe teritoriul ţării noastre sunt numeroase cariere în care se exploatează calcare, dolomite şi alte roci calcaroase. Dintre acestea cităm: Dîmbovicioara, Repedea, Codru Babadag, Iacobeni, Parcheş (calcare pentru construcţii şi elemente ornamentale ale construcţiilor); Carjelari, Căvăran, Dragoslavele, Mihoc-Ripiceni, Tismana (pentru var); Cernavodă, Dambovicioara, Hăghimaş, Mateiaş, Medgidia, Suseni (pentru ciment); Baia de Fier, Carjelari, Hăghimaş, Mahmudia (pentru siderurgie şi metalurgie); Dambovicioara, Moneasa, Vadu Crişului (pentru filler şi mozaic); Baia de Fier, Codlea, Zărneşti (pentru celuloză); Gureni-Peştişani, Mateiaş, Zărneşti (pentru ceramică şi sticlă); Baia de Fier, Dragoslavele, Murighiol, Remetea (pentru sodă);

Gresii şi conglomerate. Principala utilizare a acesi roci este în construcţii (ca blocuri de fundaţii, salbancu şi ca piatră pentru drumuri, căi ferate, diguri. Din gresii silicioase sau silexuri, prin măcinare, se obţine o pudră de cuarţ, din care se fabrică cărămizi pentru căptuşală acidă necesară cuptoarelor metalurgice. Gresie de Buştenari - o gresie cuarţoasă de tip Kliwa, dar mult mai friabilă - este folosită pentru fabricarea sticlei îndeplinind toate condiţiile calitative şi fiind uşor de exploatat (în carieră).

17

9. ROCI MAGMATICE

9.1 ORIGINEA, PROPIETATILE SI EVOLUTIA MAGMELOR

Magma este definita, de obicei, ca o topitura naturala de silicati. Se considera magmele drept o consecinta a unor procese care determina trecerea in stare fluida a unor materiale topite dar rigide, sau provoaca fuziunea materiei solide. Pentru mantaua superioara diminuarea presiunii si/sau cresterea continutului in H2O in anumite regiuni ale ei provoaca scaderea punctului de fuziune si deci posibilitatea aparitiei magmalor. Pentru litosfera aportul de caldura in cazul subductiei sau al zonelor fierbinti determina fuziunea. In conditiile particulare ale unui inalt grad de metemorfism este posibila aparitia de magme si roci magmatice echivalente celor descrise anterior, dar unei asemenea topituri i se da numele de magma, iar procesele sunt incadrate la ultrametamorfism. Zonele fierbinti sunt determinate de curenti de convectie din manta, care prin impingerea materialului magmatic generat in astenosfera in sus, pe zone cu aspect columnar, provoaca deformarea mecanica si termica a materialului din placa acoperitoare si chiar strapungerea placii cu procese magmatice intruzive si extruzive. Exemplul clasic pentru acest caz este arhipelagul Hawaii. Magmele nu sunt accesibile observatiei si studiul direct, decat in cazul , si atunci destul de dificil, cand agung la suprafata sub forma de lave. Din punct de vedere al chimiei fizice o magma poate fi considerata ca un sistem multicomponent consta dintr-o faza lichida si o faza gazoasa. Deoarece componenti cei mai importanti ai rocilor magmatice sunt silicati, cea mai mare parte a fazei lichide are o compozitie silicatica. Cunoasterea compozitiei chimica a magmelor se rezuma de fapt la determinarea compozitiei chimice a rocilor corespunzatoare eruptive , iar continutul in substanta volatile poate fi dedus cu aproximatie .Magmele sunt sisteme preponderent silicatate cu compozieie chimica relativ simpla, in ele se gasesc un numar restrans de elemente chimice (Si, Al, Fe, Mg, Ca, Na, K, Ti, P), iar asociaiile reciproce ale acestor elemente sunt mult restranse de conditiile fizice (temperatura, presiune). Sulfurile au un oarecare rol numai in unele magme sarace in silice, in schimb substantele volatile prezinta un deosebit interes. Dintre substantele volatile cea mai importanta este apa si ea poate fi retinuta in solutia silicata numai la mari presiuni. Substantele volatile nu pot fi insa retinute de magme decat in conditiile unei adancimi apreciabile in scoarta fiindca la suprafata lavele pierd repede substantele volatile. Vascozitatea sau frecarea interna este definita, in fizica, ca o forta tangentiala pe unitatea de suprafata in interiorul lichidului intre doua plane la distanta de 1 cm dintre care unul este fix iar celalant se misca cu o viteza de 1 cm pe secunda. Se masoara in poise(gr/cm/sec). Vascozitatea masoara capacitatea lavelor de a curge. S-a stabilit ca vascozitatea magmei descreste foarte repede cu cresterea temperaturii.

18

Lavele bazaltice, care au o temperatura ridicata, au o vascozitate redusa, comparabila cu a uleiurilor, motiv pentru care ele pot atinge viteze de curgere de 16 km/ora. Lavele granitice, sarace in substante volatile si cu o temperatura mult mai scazuta, au o vascozitate mare, curg greu si chiar formeaza cupole si stalpi ce sunt impinsi incetul cu incetul din crater. Deci vascozitatea depinde de compozitia chimica a magmei, de temperatura si presiune.Temperatura magmelor poate fi determinata direct in torentele de lava incandescenta sau poate fi dedusa indirect prin studiul temperaturii de formare a cristalelor, masurarea reportului izotopic si al altor metode. Temperaturile masurate la lavele in curgere sunt cuprinse, de regula, intre 900-1100°C. Majoritatea masuratorilor s-au facut la lave cu compozitie bazaltica, bazanitica si andezitica. Cele mai mari valori au fost inregistrate la lavele bazaltice, exemplu la eruptiile din Hawai s-au inregistrat temperaturi extreme de 1150-1350°C. Din multitudinea de determinari –directe au indirecte – rezulta ca putine magme au temperatura mai mare de 1000°C, antingand in mod exceptional 1350°C. Majoritatea magmelor bazaltice au temperaturi cuprinse intre 800-900°C, iar cele acide intre 600-700°C. Desigur ca marea variatie chimica si mineralogica a rocilor magmatice de datoreaza in mare masura evolutiei magmelor. Fiecare grup de roci nu reprezinta altceva decat produsele evolutiei magmatice care a pornit de la un anume tip de magma, urmand apoi o directie propie de evolutie. Se intelege ca natura magmei genetatoare, cat si evolutia ei ulterioara depind de mediul geologic si tectonic, in care se gaseste cuptorul magmatic.

9.2 FORMAREA MINERALELOR MAGMATICE

Studiul microscopic al rocilor magmatice si numeroase experiente de laborator efectuate asupra diverselor topituri au permis conturarea unei imagini privind formarea mineralelor magmatice, desigur in lumina legilor generale ale chimiei fizice. Deoarece magmele sunt sisteme complexe, multicomponente, studiul experimental nu poate fi realizat decat treptat. Plecand de la sisteme simple cu 1,2 si 3 componenti se pot desprinde tresaturiile esentiale ale procesului de cristalizare magmatica. Sistemul monocomponent cu doua faze a fost studiat pe clinoenstatit supus la diverse temperaturi si presiuni care depasesc punctul de topire. Sistemele bicomponente permit legii cristalizarii cu punct eutectic, a dezamestecului si licuatiei, zonarea cristalelor. Sistemele multicomponente, asa um sunt topituriile magmatice, ofera imaninea cea mai concludenta privind cristalizarea mineralelor. Fenomenele de cristalizare din sistemele multicomponente se desfasoara ca procese continue, care implica schimbari treptate ale compozitiei fazelor solide care au cristalizat deja. Totul este de o durata indelungata, deoarece este nevoie de timp pentru ca prin difuzie, respectivii componenti sa ajunga pe fetele unui cristal in crestere. Daca o reactie n-a avut timp sa se desfasoare complet la temperatura joasa astfel incat ramane "inghetata" in roca.

19

Din studiul experimental al cristalizarii unor mase topite cu o compozitie anorganica (cu temperatura de cristalizare scazuta) sau de tip piroxenic a reisit posibilitatea cristalizarii substantei pure incepand de la punctul de fuziune si dependenta cristalizarii de numarul de centre de cristalizare ce se pot forma in unitatea de volum. S-a dovedit experimental ca numarul de centre de cristalizare (germeni) creste la inceput cu gradul de subracire, pentru ca trecand printr-o valoare maxima sa scada la zero. Cresterea initiala a numerelor de germeni depinde de influienta din ce in ce mai redusa a agitatiei termice, iardescresterea ulterioara este determinata de cresterea vascozitatii pe masura racirii. Capacitatea de cristalizare unui lichid depinde de formarea spontana a germenilor si de viteza lor de crestere. Ea se acceantueaza cu subracirea si devine neglijabila cu 100°C sub temperatura de fuziune a substantei.

20

10. CLASIFICAREA ROCILOR MAGMATICE

10.1 CLASIFICARI MINERALOGICE

Criteriul mineralogic, avand si profunde implicatii genetice, s-a dovedit preferabil pentru ca el se sprijina pe o realitate – aceea a mineralelor, este suficient de elastic si are, in cele mai multe cazuri, o aplicabilitate macroscopica. Mineralele principale –grupate in functie de afinitatile lor genetice – permitstabilirea categoriilor majore de roci, mineralele subordonate pot fi luate uneori in considerare pentru stabilirea categoriilor de ordin inferior de roci, iar mineralele accesorr nu intra in discutie. In general, clasificarile mineralogice pot fi calitative, semnificative si cantitative. Dintre clasificarile calitative – care aveau in vedere mai ales o identificare si incadrare rapida pe teren. Ele au evoluat spre forme semnificative de clasificare, cu un numar redus de parametri usor de recunoscut (tabelul alaturat). Primele aspecte cantitative in clasificarile mineralogice apar pe la inceputul secolului al XX-lea la Iddings si Shand, care impart rociile magmatice – in functie de participarea procentuala in greutate a cuartului, feldspatilor si feldspatoizilor – in trei grupe -suprasaturate (cuart abundent, minerale saturate in SiO2) ; -saturate (participare importanta a feldspatilor, dar neinsemnata a cuartului, doar 0-10%) ; -nesaturate (cu participarea a feldspatoizilor) ;

Leucoroci← → MelarociMinerale felsice

dominanteMinerale mafice

abundenteFeldspati absenti

Cuart prezent

Cuart absent

Mai ales hornblenda

Mai ales

piroxeni

Olivina absenta

Olivina prezenta

FaneriticNeporfiric

GranitAplit

PegmatitSienit Diorit

GabbroDiabaz

PiroxenitHornblendit Periodit

Porfiric Granit porfiric

Sienit porfiric

Diorit porfiric

Gabbro porfiric

(Foarte rar)

AfaniticPorfiric Felsit porfiric Bazalt porfiric

MelafirNeporfiric Felsit Bazalt

Trap

SticlaPorfiric

VitroporfirObsidian porfiric

Pitchstone porfiric ( Rar)Neporfiric Obsidian, perlit,

Ponce, pichstoneFragmentar Tufuri, brecii, aglomerate

21

10.2 CLASIFICARI CHIMICE

Pentru clasificarea rocilor magmatice, criteriul chimic, desi permite sesizarea si considerarea unor detalii adesea importante, are un pronuntat caracter "artificial" pentru ca orice clasificare pe baza de analize chimice nu este o clasificare reala a rocilor, ci a chimismului lor. Pentru usurinta descrierii in lucrarea de fata vom adopta o clasificare simplificata, in grupe si famili de roci, in care se regasesc toate cele trei tipuri – plutonice, hipoabsiale si vulcanice -, bazata pe compozitia mineralogica si chimica, criterii structurale si texturale, originea rocilor. Aceasta clasificare cuprinde : -grupa rocilor granitoide (acide) ci doua familii : familia granitelor (alcaline si calcoalcaline) si familia granodioritelor : -grupa rocilor intermediare cu familia dioritelor si familia sienitelor (calcoalcaline, alcaline, cu feldspatoizi) ; -grupa rocilor bazice cu familia gabbrourilor (calcoalcaline si alcaline) ; -grupa rocilor ultrabazice cu familia peridotite si familia perkinite ; -grupa rocilor nesilicate cu familiile : carbonatite, sulfidite, ferolite si apatitolite ;

10.2.1 GRUPA ROCILOR GRANITOIDE (ACIDE)

Cuprinde roci cu un ridicat continut in cuart (100% in silexite pana la 10% in diorite cuartifiere). Datotita continutului ridicat in cuart si feldspati alcalini, ele au caracterul de roci suprasaturate. Desi prezinta tranzitii intre ele, geneza lor este legata de acelasi proces geologic

Familia granitelor

Aceste roci bogate in cuart se impart dupa participarea feldspatilor in : -alcaline ; -calcoalcaline Granitele alcaline cuprind roci plutonice, roci hipoabisale cu structura aplitica, pegmatitica si porfirica, roci efuzive.

Unele granite alcaline, formate la temperatura ridicata, contin un singur feldspat alcalin, pertit sau mocroclinpertit, altele, formate la temperatura mai scazuta, au

feldspatii sodici si potasici cristalizati separat. Alaskitul este un granit in compozitia caruia ortoza sau microclinul ocupa circa 65% din volumul roci. Ekeritul este un granit cu anortoza, iar granitul cu riebeckit cunoaste o participare a riebeckitului

de 60%. Se mai intalnesc granit cu arfedsonit, cu hastingsit, cu egirin, cu barkevicit, cu biotita. Descrierea rocilor de tip hopoabisal si efusiv se va face cu cele similare

22

din categoria granitelor calcoalcaline.

Granit - Fig 1 Granitele calcoalcaline cuprind roci plutonice (granit comun, granit cu muscovit si biotit, granit piroxenic, granit cu amfiboli, yosemitit, adamelit, charnockit, ) ; Dintre rocile plutonice : granite cu muscovit si si biotic fac trecerea spre granitele alcaline cu muscovit, care sunt mai putin raspandite ; granitele cu amfiboli, destul de raspandite, contin plafiocalzi, cuart, biotit si amfibiol care este, de regula, o hornblenda verde (comuna) cu incluziuni de titanit sau o hornblenda bruna cu incluziuni de allanit. Dintre rocile hipoabisale : aplitele sunt roci leucocrate, mai bogate in silice si alcalii si mai sarace in oxizii metalelor bivalente decat cele plutonice, cu granulatie marunta, compacte, alcatuite din cuart, feldspat alcalin, mai rar plagioclaz si o foarte mica participare a micelor, piroxenilor sodici si amfiboli, pegmatitele in masele granitice pot sa apara atat sub forma de filoane, cat si ca separatii lanticulare cu treceri gradate la roca inconjuratoare. Dintre rocile efuzive citam : porfirul cuartifier contine, in medie, ortoza 35%, cuart 25%,plagioclaz 20%, biotit 15%, restul minerale accesorii. Functie de predominarea unui material sau altul se intalnesc porfire granitice cu biotit, cu hornblenda, cu augit, porfire granitice alcaline cu egirin, cu arfedsonit ; riolitele sunt roci neovulcanice de culoare si aspect variabil atat prin dezvoltarea si participarea diferita a fenocristalelor cat si prin caracterele pastei( masei fundamentale).

Familia grandioritelor

Contin minimum 10% cuart, iar feldspatii alcalini alcatuiesc mai mult de 15% din cantitatea totala a feldspatiilor. Raportul dintre feldspati potasici si cei calcosodici variaza intre 1 :2 si 1 :8 Grandioritele sunt roci plutonice, holocristaline, faneritice, hipidiomorf – grauntoase. Sunt constituite din plagioclaz, feldspat potasic, cuart, hornblenda, biotit, mai rarpiroxeni si minerale accesorii. Dintre rocile filoniene (hipoabisale) mentionam porfife granodioritice, aplite si pegmatite, kersantite, comptonite si odinite.

23

Ca roci efuzive mai abundente sunt cele neovulcanice. Dintre acestea mentionam : riodacitele, reprezinta corespondentele efuzive ale granodioritului, contin feldspat alcalin si calcosodic in proportii asemanatoare. Ca fenocristale predomina cuartul su plagioclazul : riobazaltul este corespondentul de suprafata al granogabbroului. La compozitia lui participa 40% plagioclaz, 30% augit, 15% cuart, 10% ortoza si 5% minerale opace.

granodiorite - fig 2

Familia dioritelor cuartifiere

Sunt roci ce fac tranzitia intre grandiorite si diorite. Roci plutonice. Dioritul cuartifier este alcatuit din 45% plagioclaz, 22% cuart, 15%biotit, 10% hornblenda si augit, 5% ortoza micropertitica si minerale accesori. Tonitul este o roca cu structura holocristalina fenaritica, la compozitia careia participa 35% plagioclazi zonati, 10-12% cuart, 25% hornblenda, 20% biotit, 5% ortoza, iar ca minerale accesorii titanit, apatit si zircon. Ca roci hipoabisale (filoniene) cu structura pegmatitica (pegmatit), cu structura aplicata (aplit –diorit cuartifier si aplit tonalitic), cu structura porfirica (porfirit trondhjemitic si porfirit tonalitic). Roci efusive. Dacitul este alcatuit dintr-o pasta mocrocristalina pana la sticloasa cu fenocristale de plagioclaz andezin zonat, cuart corodat, ortoza, biotit, hornblenda si sporadic piroxeni. Pasta este alcatuita din microlite fine de plagioclaz, cuart si ortoza. Dupa mineralul maloncrat constituient se deosebesc varietatile : dacitul cu biotit, cu hornblenda, cu augit, cu hipersten. Porfiritul cuartifier este un dacit sau riodacit paleovulcanic, alcatuit din plagioclaz, cuart, hornblenda si augit. Bazaltul cuartifier este un bazalt cu fenocristale de cuart (fig 3).

Bazalt - fig 3

24

10.2.2 GRUPA ROCILOR INTERMEDIARE

Cuprinde roci alcatuite din minerale saturate si nesaturate

Familia dioritelor

In aceasta familie rocile plutonice (diorit, esboit) sunt mai putin precvente decat cele efuzive ( andezit, porfirit, porfirit cu labrador, andezit bazaltoid). Dintre rocile filoniene mentionam pegmatitele si aplitele dioritice, kersantitele si lamprofirele Roci plutonice. Dioritele sunt roci cu structura holocristalina, faneritice, de culoare cenusie verzuie, uneori neagra continand plagioclaz 50-70%, minerale melanocrate 25-40%, iar in varietaile acide apare si cuartul 10%. Au structura masiva mai rara gnaisica si structurahipidiomorf – grauntoasa. Dupa participarea mineralelor melanocrate distingem :diorite cu biotit, cu biotit si hornblenda, cu hipersten, cu augit. Roci filoniene. Mai des intalnite sunt porfirele diorite si microdioritice, aplitele si lamprofirele dioritice. Roci efusive. Cele mai raspundite sunt andezitele porfirele andezitice. Andezitele constituie cele mai raspundite eruptii din tertiar si quaternar. Formeaza corpuri si panze de lava, lacolite, cupole, filoane, stalpi. Deseori doua sau trei minerale se intalnesc ca fenocristale. Pasta este mai rar intalnita avand culoarea bruna, de obicei este microlitica. Andezitele cu structura pilotaxitica sunt foarte raspundite.Distinctia intre andezite si bazalte se face in mod uzual dupa indicele de culoare, mai mic de 40 la andezite, mai mare de 40 la bazalte.

bazalt – fig 4

Andezitele cu labrador se numesc alboranite sau andezite bazaltice. Dupa predominanta mineralului melanocrat se disting andezite cu piroxeni, cu augit, cu hornblenda, cu biotit, cu olivina.

25

olivina – fig 5

Intre andezitele cu hornblenda si biotit si andezitele piroxenice exista difertie tipuri de tranzitie. Varietatile sticloase sunt :retinite, perlite ponci andezitice, air rocile piroclastice andezitice sunt reprezentate prin brecii, aglomerate si cinerite andezitice. Ca roci paleovulcanice apar diferite varietati de porfirite augitice, hornblenda – biotit albitofire si tufuri porfirice.

tufuri vulcanice – fig 6

Familia rocilor sienitice

Cuprinde roci intermediare ce au un continut de siliciu mai mic decat granitele, dar contin mai multe alcalii decat acestea. De obicei lipseste cuartul ca mineral independent. Sienitele se deosebesc de granite prin lipsa cuartului si printr-un continut ceva mai ridicat ce alcalii. Se disting trei categorii de sienite :calcoalcaline, alcaline si sienite cu feldspatoizi. Sienitele calcoalcaline. Sunt alcatiute din feldspati potasici, plagioclazi, horhblenda, mai rar biotit si augit. Dintre mineralele accesorii cel mai des intalnit este titanul. Ca roci plutonice mentionam : sienitele comune, sienitul cu anortit, sienitul cu alivina, durbachit, monzonit, sienit cuartifier. Dintre rocile efizive citam :trahite, latite, tefroite andezitice, vulsinite di doreite. Trahitele sunt rareori sticloase, de regula porfireice, cu fenocristale de feldspat, mai

26

rar de hornblenda si augit, intr-o pasta alcatuita predominant din microlite alungite de feldspat alcalin cu dispozitie fluidala – structura trahitica.

trahit – fig 7

Sienitele alcaline. Se caracterizeaza prin predominanta neta a peldspatului potasic asupra celui plagioclaz (raport 7 :1). In aceste roci plagioclazul lipseste de regula, iar feldspatul alcalin constituie 95% din volumul lor Dintre tipurile intrusive citam ortositul, un sienit cu circa 90% ortoza, nordmarkitul – o varietate cu cuart de sienit intalnita in Norvegia – contine micro sau criptopertit intre 80-90% din volumul rocii, iar ortoza sau microclinul joaca rolul unei mase ce inglobeaza albitul sau oligoclazul acid. Dintre rocile hipoabisale se disting aplite sienitice, aplite monzonitice, porfirite monzoitice, bostonitul, lamprofire sienitice. Dintre rocile efuzive neovulcanice citam trahiandezite si trahite, iar dintre cele paleovulcanice ortofire si keratofire.

sienit – fig 8

Sienitele cu feldspatoizi. In aceste roci silicea este intr-o cantitate mai mica, iar alcaliile intr-o cantitate prea mare pentru a putea forma numai ortoza si albit si din aceasta cauza vor apare feldspatoisii : nefelin, cancrinit, nosean, hauyn, leucit, analcim.

27

Dintre rocile plutonice citam sienite cu nefelin (hibinit, mariupolit, foyait, juvit, miaskit, lardalit, borolanit), sienite cu hauyt, cu nosean, cu cancrinit, cu sodalit, cu analcim. Rocile de caest tip cunosc o mare varietate datorata compozitiei mineralogice, chimice si aspectelor structurale. Ele alcatuiesc mase importante in peninsula Kola, Groenlanda, Transvaal, Brazilia. Dintre rocile hiopabisale citam pegmatitele sienitice ci nefelin, aplite sienitice cu nosean, cu sodalit, cu leucit, cu cancrinit, cu hauyn, porfire sienitice cu nefelin sau cu leucit, porfir larddalitic, sussexit. Dintre rocile efuzive citam : fonolitele, trahitele cu leucit, cu hauyn, cu nosean, cu sodalit. Fonolitele sunt roci deschise la culoare in care domina feldspatii alcalini si feldspatoizii sodici ; amfibolii si piroxenii sunt subordonati. Sunt compacte, au structura porfirice si dau un sunet placut la lovirea cu ciocanul. Varietatile cu fonolite constau in participarea diferitilor feldspatoizi sau a olivinei.

10.2.3 GRUPA ROCILOR BAZICE

Familia gabbrourilor

Sunt roci magmatice dintre care unele plutonice – gabbrourile, altele hipoabisale – diabazele si altele efuzive – bazaltele( cele mai raspundite ) Gabbrouri calcoalcaline. Cuprind ca roci plutonice gabbrourile obisnuite, gabbrourile cu hornblenda, gabbrouri cu olivina, troctolit, hiperlit, norit. Bazaltele sunt roci afanitice din plagioclazi piroxeni, uneori olivina, hornblenda si biotit. Sunt cel mai raspundite roci de pe suprafata Pamantului, ele predomina in regiunile orogene si reprezinta produsele principale ale activitatii vulcanilor de tip hawaian. Bazeltele pot fi, dupa masa fundamentala, hipocristaline si holocristaline, iar dupa compozitie cu sau fara olivina. Bazaltele tholeitice sunt roci suprasaturate, de regula lipsite de olivina. Bazaltele alcaline pot avea olivina, sau pot fi cu augit, cu plagioclaz, cu olivina si augit, cu olivina si plagioclaz. Oceanitele sunt bazalte bogate in olivina, iar ankaramitele sunt bogate in augit. Melafirele, roci bazaltice paleovulcanice, sunt de regula compacte, de culoare verde inchis, datorita uralitizarii si cloritizarii piroxenilor si serpentinizarii olivinei. Spilitele sunt vechi lave bazaltice, de culoare verde cenusie, fie granulare, compacte si lipsite de fenocristale. Le exte caracteristica textura vaculara cu tendinta de a forma separatii sferice sau placi. Gabbrourile alcaline. Sunt roci bazice subsaturate ce fac tranzitia intre gabbrouri cu nefelin si sienite nefelinice propiu-zise. Theralitele sunt gabbrouri formate din plagioclazi, piroxeni, barkevicit, epidomelan, magnetit, olivina, nefelin. Ijolitele si nelteigitele sunt roci abisale sodice hipidiomorf grauntoase, formate din nefelin, egirin – augit sau augit titanifer, reprezentand roci nefelinice melanocrate fara feldspati. Fergusitul este constituient din piroxeni si pseudoleucit, iar missouritul din piroxeni, olivina si leucit. Turjaitul este o roca gabbroidala alcatuita din 455 mellilit, 15-20% nefelin, 20% biotit, si din magnetit, perowskit, melanit si calcit.

28

Ca roci filoniene mentionam teschenitul, porfirite essexitice, porfirite skonkinitice, porfieite ijolitice si mai ales lamprofire de tipul camptonitelor si monchiquitelor. Ca roci efuzive mentionam :bazalte alcaline, corespunzatoare essexitelor si partial skonkitelor ; tefrite si tefrite olivinice corespunzatoaretheralitelor ; roci bazlatoide nefelinice, sanidinice si leucitice ; roci melilitice ; limburgite.

gabbrouri – fig 9

10.2.4 GRUPA ROCILOR ULTRABAZICE

Familia rocilor ultrabazice

Rocile ultrabazice se impart dupa compozitia chimica si mineralogica in :peridotite alcatuite din olivina, piroxeni, amfiboli si biotit ; perkinite, in care olivina lipseste sau apare intr-o proportie foarte mica. Datorita greutatii specifice mari rocile ultrabazice se intalnesc in partea cea mai adanca a intriziunilor. Separatiile care se formeaza in timpul sau la finele consolidarii magmei peridotitice apar ca niste filonase numite slire, iar cele formate dupa consolidarea magmei se numesc, slirehistogenetice. O parte din aceste roci s-au format din retopirea produselor de diferentiere, altele prin transformarea metasomatica a elementelor fero-magneziene cum sunt masele de serpentinite Peridotite. Ca roci plutonice mentionam dunite si eulsite formate aproape numai din olivina, dunite cu megnetit, cu ilmenit, cu cromit, cu enstatit, saxonite, harzburgite, wehrite. Dunitele, cele mai tipice roci peridotice, mai sunt numite si olivinite. Numele lor provine de la Muntele Dunn din Noua Zeelanda, unde sunt bine reprezentate . Dunitele cu cromit, cu ilmenit, cu magnetit, reprezinta varietatii in care respectivele minerale apar in proportii de5-30%, cu totul exceptional 50%. Dunitele se intalnesc sub forma de silluri sau stogkuri, au culaore verzuie si structura granulara. Peridotitele propiu-zise sunt roci inchise la culoare, verzui – negricioase, alcatuite din olivina, piroxeni si/sau amfiboli. Dupa compozitia mineralogica se impart in : -peridotite piroxenice, care cuprind peridotitele cu piroxeni monoclinici, peridotite cu piroxeni rombici, si peridotite cu piroxeni rombici si monoclinici ;

29

-peridotite cu hornblenda ; -peridotite micacee alcatuite din olivina si biotit sau flogopit.

perodotite – fig 10

Perkinite. Sunt roci ultrabazice fara olivina sau cu cel mult 5% olivina. Ele cuprind : piroxenite, hornblendite, grammatite, biotitite si melilite Dintre piroxenite citam : dialagitele (90-95%), diopsidite(93%), hiperstenite(93%), hornblendite(93%), grammatite, biotitite (95%), melilite.

10.2.5 GRUPA ROCILOR NESILICATE

Familia rocilor nesilicate

Carbonatitele. Sunt roci lichid - magmatice alcatuite din calcit sau dolomit, carora li se asociaza mai rar ankerit, sidferit, cancrinit. In carbonatite pamanturile rare, Nb, Ta, Ti, Sr, Ba ating concentratii ridicate putand forma minerale ca bastnaesit, monazit, piroclor, perowskit, baritina. Posibilitatea existantei magmei carbonatitice a fost dovedita pa cale experimantala, obtinandu-se cristalizarea sa la temperaturi de 700°C in prezenta apei si a bioxidului de carbon, la presiunide 2000 bari. Carbonatitele se asociaza complexelor inelare de roci alcaline, bazice si ultrabazice sub forma de dykuri, dykuri inelare, panze conice si stockuri, fiind intalnite mai frecvent in Peninsula Kola. Apatitolitele sunt roci verzui, grauntoase, cu aspect zaharoid, formate mai ales din apatit, la care se asociaza nefelin si egirin. Se intalnesc in Masivul Hibin, asociate cu ijolite si urtite. Ferolitele sunt legate mai ales de sienite porfirice cuartifiere, keratofire si gabbrouri.

30

11. ROCI METAMORFICE - CONCEPTUL DE METAMORFISM

Metamorfismul este procesul de adaptare fizica si chimica a rocilor, la conditiile existente in nivelele mai adanci ale litosferei superioare, sub zonele de alterare si sedimentare. Schimbarile conditiilor, din mediul inconjurator, fac ca mineralele, care participa la procesele metamorfice, sa devina instabile; atomii si ionii acestor minerale sufera o rearanjare in structuri noi, adaptandu-se, in ceea ce priveste stabilitatea si compozitia lor, la noile conditii. Circulatia materiei, a atomilor, a ionilor, a moleculelor sau chiar a particulelor intregi, care patrund in roci, de la o faza la alta sau schimbandu-si pozitia in cadrul acelerasi faze, incepe sa constituie, de fapt, adevaratul obiect al petrologiei. Noua tehnica experimentala, aplicata in petrologiesi mineralogie, permite investigarea reactiilor la o gama larga de temperaturi si presiuni, pana la valori ridicate. In procesele metamorfice, ca de altfel in toate fenomenele naturale, starea de echlibru si sensul reactiilor posibile depind de marimea energiei libere. O parageneza minerala dintr-o roca( asociatie de minerale) reprezinta o stare de echilibru cu un minimum de energie libera. Orice schimbare in conditiile externe de temperatura sau de presiune va duce la o modificare a energiei libere, producandu-se o rearanjare, constituientii rocii reactionand nunii cu altii pentru a forma minerale noi, care sa atinga un nou echlibru. Ideea ca metamorfismul este un proces geologic produs prin impunerea unor conditii specifice de temperatura si presiune cu efecte mineralogice si structurale, net difertie de aspectu original al rocilor, nu a fost niciodata in mod serios contestata. Pentru comoditate, in scara trensformarilor care privesc metamorfismul, au fost adoptatea o serie de limite care, in mare parte, au loc in zona de suprafata ( hidratarea, dezagregarea, cimentatia) prin actiune apelor meteorice precum si procesele de diageneza, care al loc pana la adancimi de circa 1 km, au fost de la bun inceput excluse. Caracterulartificial al acestei limite consta in faptul ca atat diageneza cat si stadiile incipienta ale metamorfismului aunt procese asemanatoare. In zona inferioara a scarii metamorfismului progresiv o alta limita arbitrara este de obicei trasata intre domeniul proceselor metamorfice, care presupune reactii si aranjari textural-structurale in masa rocilor in satre solida, si domeniul proceselor magmatice, in care esentiala este participarea fazelor de topituri silicate. O stare intrimediara intre cele doua situatii este reprezentata de migmatite (roci in care sunt intim asociate o componenta metamorfica si una de compozitie granitica, care la inceput are consistenta lichida). Cu asemenea rezerve, metamorfismul poate fi definit ca o adaptare mineralogica si structural-texturala a rocilor, in functie de conditiile fizico-chimice care au fost impuse la regiuni ale scoartei terestre aflate sub nivelul zonelor de alterare si cimentatie si care difera de conditiile in care rocile in discutie s-au format initial. Prezenta apei din roci si temperaturile ridicate la care au loc metamorfismul determina ca una din fazele participante in metamorfism sa fie un fluid in stare supracritica si bogat in apa. Proportia participarii la un moment dat a acestui fluid

31

pare sa fie mica, celalante faze in reactie implicate in metamorfism fiind in stare solida. Analizele chimice ale diferitelor roci metamorfice se incadreaza in limitele de compozitie ale rocilor magmatice sau sedimentare comune, facand desigur exceptie in ceea ce priveste continutul in apa si bioxid de carbon, care apartin fazei fluide si de aceea sunt relativ mobile, ele trebuind sa fie excluse sau adaugate in timpul metamorfismului. Autorii clasici ai petrologiei metamorfice au interpretat fiecare asociatie comuna de minerale ca un sistem care aproximeaza echilibrul intern, controlat de o gama limitata de valori ale temperaturii si presiunuii. Inca din 1890, Williams scria despre balanta delicata dintre asociatiile minerale metamorfice si conditiile fizice ale metamorfice. Becke (1932), Goldschmidt (1911), Eskola (1915), Harker (1932) si numerosi alti cercetatori au gasit un numar mare de dovezi pratologice care sa sprijine afirmatia lui Williams. O serie de cercetatori care s-au ocupat de procesele metamorfice, incercand sa stabileasca o ordine si o logica in studiul lor, au efectuatmulte experiente de laborator, care sa reproduca conditiile din natura existente in timpul formarii sisturilor cristaline. Sistemele naturale sunt inca prea putin cunoscute, incat este foarte greu ca numai experientele de laborator sa dea o imagine clara asupra a ceea ce se petrece in scoarta Pamantului. Teoriile fizico-chimice si experientele efectuate n-au reusit sa duca la o intelegere, clara de exemplu, a originei rocilor cuarto-feldspatice in zonele gnaisice, la explicarea diferentierii metamorfice, a gruparii paragenetice a anumitor minerale metasomatice sau a modului de formare a mineralelor hidrotermale. Privirea proceselor metamorfice din punct de vedere termodinamic pare sa aduca mai multa lumina in descrierea acestor procese si sa dea o fundamentare teoretica a numeroaselor experiente ce se fac astazi. Legile termodinamicii ne precizeaza conditiile pentru echilibru in orice sistem fizic, precum si directiile si energiile motrice ale proceselor naturale sau spontane care apar in sistemele nestabile. Procesele care dau nastere rocilor metamorfice si metasomatice sunt determinate de instabilitati de diferite feluri, ale caror obiectiv este sa duca gruparile de minerale si complexe de roci respective inspre stari de echilibru termodinamic stabil. Este greu de admis ca echilibrul termodinamic va fi atins vreodata in cuprinsul unei mari patri din litosfera si ca termodinamica ar putea da informatii in legatura cu viteza diferitelor procese. Cu toate aceastea, cele doua principii ale termodinamicii si consecintele ce decurg din ele permit o interpretare teoretica a fenomenelormetamorfice.

12. CLASIFICAREA ROCILOR METAMORFICE

La baza clasificarii rocilor metamorfice stau urmatoarele criterii : compozitia mineralogica, structura si textura, compozitia chimica si raspundirea. Cel mai important caracter ce defineste rocile metamorfice este reprezentat de textura lor foliata (sistoasa sau gnaisica), liniata si patata (cazul metamorfitelor de contact termic). De aceea cele mai comune roci metamorfice au fost definite(clasificate) in functie de criterii structurale, dupa cum urmeaza :-corneene, roci nefoliate compuse dintr-un mozaic de granule echigranulare fara o oreientare preferientiala, cu structura granoblastica sau corneeana. In corneenele

32

patate apar porfiroblaste ale unuia sau ale mai multor minerale, cum ar fi biotitul si andaluzitul ;-ardezii, roci fin granulare,cu foliatie planara perfecta(clivaj ardezic), independenta de stratificatie, care rezulta din orientarea paralela a cristalelor tabulare de mica si, sau clorite ;-filite, roci asemanatoare cu ardeziile, dar de obicei cu o granulatie mai grosiera, suprafetele(planele) de clivaj prezinta un luciu matasos, datorat concresterii cristalelor tabulare de mice si clorite. In aceste roci se constata o laminare incipienta si o recristalizare a cuartului si feldspatilor, care tind sa se separe in strate subtiri, paralele, cu clivajul ;-sisturi, roci puternic foliate si de obicei laminatecu o granulatie mai grosiera decat a ardeziilor si filitelor. Foliatia este accentuata si prin laminarea mineralelor, datorita segregarii unor strate subtiri, alternativ mai bogate, in minerale micacee sau in minerale cuarto-feldspatice. Aceasta laminare, care de foarte multe ori a fost confundata cu startificatia primara a rocilor sedimentare, este de fapt o textura metamorfica datorata diferentierii metamorfice in cadrul unei roci initial omogene ;

sisturi – fig 11

-gnaise, roci cu granulatie grosiera cu benzi cuarto-feldspatice discontinue si foliatie discontinua sau relativ exprimata ; gnaise – fig 12

33

-granulite (leptite sau leptinite), roci nemicacee, plan foliate, care pot fi laminate paralel cu foliatia. Termenul este de obicei rezervatpentru roci ce contin granati sau piroxeni si par sa fi cristalizat la temperaturi metamorfice ridicate ;

granulite – fig 13

-milonite, roci fin granulare, foarte coerente, cu textura in benzi sau vargata, fara schimbari chimice notabile. Ochiuri sau lentile de roca preexistenta, nedistrusa, persista ca enclave in masa fin granulara ;-filonitele, sunt roci similare milonitelor in care mica recristalizata sau cloritul confera o textura matasoasa pe planele de foliatie(ca in filite) ; Exista si roci metamorfice fara foliatie sau cu o foliatie putin evidenta. Aceastea sunt formate din unul sau doua minerale esentiale, in functie de care au fost denumite ;-cuartite, compuse din cuart recristalizat si provin mai ales din gresii si cherturi silicoase ;

cuartite – fig 14

-marmure, compuse din calcit sau cu totul exceptional din dolomit. Cea mai mare parte a marmurelor sunt calcare metamorfozate ;-amfibolite, roci de culoare inchisa aclatuite din hornblenda si plagiocalzi.

34

amfibolite – fig15

Majoritatea amfibolitelor deriva din roci magmatice bazice. Unele sunt formate prin metasomatismul sedimentelor calcaroase ;-serpentinele si saprofite. Sunt roci magneziene compuse din serpentina (cazul sepentinelor) si talc (cazul saponitelor) carora li se asociaza carbonati,clorit si tremolit ca posibili constituienti minori. Provin din peridotite si foarte rar di calcare dolomitice.

serpentinite – fig 16

35

13. FACTORI METAMORFISMULUI

In scoarta terestra se produc diverse transformari minerale, unele simple modificari de faza (transformari polimorfice), altele cu reacti chimice intre componente. Aceste transformari apar drept urmare a deranjamentelor minerale. Factorii raspunzatoriai aparitiei acestor deranjamente sunt variatiile temperaturii, presiunii cu diversele ei forme, tensiunii superficiale si ale chimismului. Temperatura si presiunea reprezinta principalii factori fizici ce controleaza metamorfismului. Reactiile chimice tind spre formarea unor minerale stabile, care sa aiba o energie minima libera in conditiile fizice ale metamorfismului. Intervalul temperaturi-presiuni, in cadrul carora minerale din rocile metamorfice pot fi socotite ca alcatuind o asociaite in echilbru, este destul de limitat, deoarece si domeniul in care sa se produca o interactiune chimica completa intre fazele solide,chiar in prezenta solutiilor din pori, este deseori limitat.Numeroase roci metamorfice existente la suprafata Pamantului trebuie considerate ca metastabile la temperaturile si presiunle de aici. Faptul ca ele au ramas neschimbate in decursul unei perioade lungi de racire si apasare ne arata ca vitaza de acomodare a asociatiilor mineralogice respective, in rapot cu scaderea temperaturii, a fost infinit de lenta. Exista situatii de minerale a caror acomodare chimica nu s-a realizat complet, ele sunt considerate metastabile si discutate ca minerale relicte.

13.1 TEMPERATURA

Numeroase reactii chimice sunt rezultatul unei cresteri a temperaturii, insotita si de schimbarea celorlante variabile fizice. Temperatura variaza in scoarta, atat pe orizontala cat si pe verticala, ea creste cu adancimea. Gradientul geotermic vertical (dT/dh) masoara viteza de crestere a temperaturii cu adancimea. Practic, poate fi cunoscut numai in zonele din apropierea suprafetei terestre, iar in cele adanci stabilirea lui este ipotetica. Geoizotermele terestre, cel putin la nivelul crusteisialice, sunt niste suprafete, mai mult sau mai putin neregulate, si nu corespund cu izobarele. Gradientulgeotermic, sub adancimea de 200 km, scade probabil simtator, apropiindu-se de zero la circa 500 km, de unde se pare ca spre centru temperatura mantalei ramane constanta. Cresterea temperaturii poate fi determinata de injectarea magmei (metamorfism de contact), de ingroparea la adancime intr-un geosinclinal (metamorfism de sarcina), sau de cresterea fluxului de caldura la marginile distructive ale placilor litosferice (metamorfism dinamotermic). In primul caz, temperatura va depinde de natura intruziunii (bazaltica sau granitica) si variaza in functie de timp (in sens geologic) si de distanta fata de contact, conform unor modele simple propuse de Lovering (1936-1955) si elaborate de Jeager (1957, 1959). Astfel temperatura la o oarecare distanta de contact, intr-un timp dat, depinde de urmatorii factori cantitativi : marimea si temperatura corpului magmatic, conductibilitatea termica, densitatea, caldura specifica, propietatile de difuziune ale rocilor gazda si ale magmei solidificate, temperatura initiala si continutul de apa ale

36

rocilor gazda, temperatura de cristalizare a magmei si variatia entalpiei (ΔH) a reactiilor metamorfice din aurora de contact. In al doilea caz, al metamoefismului de sarcina, prin scufundarea succesiva a rocilor la adancimi din ce in ce mai mari s-a produs o crestere a temperaturii, care a facilitat reactii intre difertie minerale sau sedimente. La adancimi de 10-20 km, care corespund cu adancimea maxima a ingroparii in cele mai groese geosinclinale cunoscute, in mod normal temperaturile sunt cuprinse intre 200-250°C. Pentru metamorfismul regional (dinamotermic) date experimentale arata ca se ating temperaturi de 700-750°C la ricile suprapuse unui metamorfism avansat, peste aceste temperaturi formandu-se topituri granitice.

13.2 PRESIUNEA

Deoarece rocile din scoarta terestra reprezinta sisteme heterogene, care pe langa faze minerale solide pot contine si faze fluide (lichide, gaze sau fluide supracritice), presiunea din scoarta terestra trebuie privita diferentiat. Presiunea asupra fazelor solide (Ps) poate sa nu coincida cu presiunea asupra fluidelor (Pt), asa cum au aratat Thompson (1955), Fyfe (1959), Winkler (1965). Marea masa de roci supusa metamorfismului se afla intr-o stare de presiune indusa de fortele externe. Aceasta (Ps) include incarcarea verticala a masei suprapusa (Pl=presiune litostatica) si fortele laterale (stress nehidrostatic) de origine tectonica, care din punct de vedere structural sunt exprimate prin cute si foliatii. Presiunea litostatica (Pt), in mod obisnuit, a fost echivalata cu presiunea hidrostatica, care trebuie sa se dezvolte in corpurile vascoase (circa 300 bari/km adancime). Celalant component este stressul de forfecare, a carui marime este limitata de starea « rheologica » a corpului. Intr-o coloana de roci aflata in echlibru gravitational, presiunea Pl, la o adancime h, poate fi calculata cu ajutorul relatiei :

Pl=ρ ghunde ρ este densitatea medie a coloanei de roci de la suprafata pana la adancimea h, iar g este acceleratia gravitationala. In bari Pl poate fi data, aproximativ, de relatia :

Pl=10²ρ h

unde ρ este data in grame/cm³, iar adancimea h in km. Cunoscand ca densitatea medie a rocilor in scoarta terestre este de circa 2,7 putem scrie:

Pl(bari) =2,7*10²h

Presiunea orientata (stress nehidrostatic) este mai greu de apreciat sub aspect cantitativ, valoarea sa maxima este controlata de limita de rupere rocilor, este pentru granite este de 3000 bari. Birch (1955) propune aprecierea presiunii reale asupra solidelor (Ps) urmatoarea relatie :

Ps = Pl± 4/3 P orientata=ρgh± P orientata

37

Dam in continuare, pentru diferite adancimi, valorile Pl si Ps dupa Seclaman (1981) :

Adancimea Pl Ps (maxim) Ps (minim)10 km 2 700 bari 6 700 bari 020 km 5 500 bari 9 500 bari 1 500 bari30 km 8 400 bari 12 400 bari 4 400 bari

Din prezentarea acestor valori rezulta ca presiunile reale (Ps) si presiunea litostatica (Pi) pot fi mari la adancimi relativ mici, unde un rol, important il joacapresiunea orientata. Aceste diferente se micsoreaza si probabil dispar cu adancimea, acolo unde Ps este considerata de multi cercetatori a fi aproximativ egala cu Pl. Presiunea orientata este determinat de impingerea diferitelor blocuri ale scoartei Pamantului in cadrul miscarilor tectonice. Majoritatea cercetatorilor considera ca stressul se manisesta ca o presiune diferentiata (cu valori ridicate pe anumite directii, in timp ce pe alte directii rocile raman nesolicitate). Stressul determina deformari rupturale sau plastice (cute), el fiind considerat ca o presiune interna provocata in roci de actunea unor forte tectonice externe. Stressul se manifesta cu intensitate mare in regiunile muntoase tinere (de varsta alpina) si foarte slab in regiunile cu formatiunimult mai vechi, cum sunt cele de platforma. Daca la reactiile metamorfice iau parte carbonati si minerale purtatoare de apa sau OH se elibereaza H2O si CO2. Cucat este mai inalta temperatura metamorfismului, cu atat este mai mica cantitatea de CO2 si H2O combinata in minerale stabile, deci o faza fluida compusa din componenti volatili este totdeauna prezenta in timpul metamorfismului. Intr-un sistem termodinamic presiunea actioneaza uniform asupra tuturor fazelor asociate. Intr-o roca poroasa saturata cu o faza fluida, presiunea hidrostatica din cadrul fluidului nu este in mod necesar aceeasi cu presiunea hidrostatica asupra fazei solide. Diferenta este probabil substantiala la mici adancimi, unde roca isi pastreaza porozitatea si unde fluidul din pori are o comunicatie cu suprafata prin fisuri, facturi si pori. La adincimi de citiva Km,experienta forajelor pentru petrol si gaze demonstreaza o puternica tendinta a presiunii fluidelor(Pf) de a se apropia de presiunea de sarcina (Ps). Este dificila aprecierea presiunii fluidelor (Pf) la diferite adancimi, intrucat este greu, daca nu chiar impisibil, de a avea date suficente despre natura fluidelor si conditiile fizice de la acea adancime. In cazul comunicarii fluidului cu suprafata Pf este data de relatia :

Pf =ρfghUnde ρf este densitatea medie a fluidului pe intervalul dintre suprafata scoartei si adancimea h. Considerand fluidul drept apa, atunci :

Pf =1/3 Pldeoarece densitatea apei reprezinta o treime din densitatea rocilor. In sistemele de pori izolati din rocile rigide, Pf poate varia in limitele largi, de la Pf=0, la valori

38

Pg≤Pl. Situatia Pf > Pl este de exceptie si are loc cand metamorfismul presupune o expulzare progresiva, ascendenta, a fluidelor. Metamorfismul progresiv decurge, de obicei, in secvente de reactii ce presupun deschiderea ; metamorfismul retrograd decurge printr-o serie corespunzatoare de reactii presupunand hidratarea. Daca consideramca faza gazoasa in anumite cazuri este apa pura, putem sa notam presiunea partiala a apei PH2O =Pf = Ps. Pentru cazurile comune de transformare a argilelor, prin micasisuri in granulite, sau de transformare a bazaltelor in amfibolite, ori sisturi verzi cu actinolit, relatia de mai sus aproximeaza conditiile de presiune ale metamorfismului. In mod similar, luand in considerare reactiile de decarbonare din metamorfism calcarelor impure, putem aprecia PCO2 =Pf=Ps. Fluidele dein porii rocilor pot fi amestecuri a doi sau mai multi componenti. In acest caz, presiunea partiala a unuia din componenti va fi Pi =PfNi, unde Ni este concentratia molara a componentului i. Este cazul metamorfozarii calcarelor intercalate cu argile, cand la inceput PH2O

creste catre valoarea maxima PH2O =Pf. Aceasta explica unele trasaturi ale asociatiilor metamorfice din rocile calcaroase: numar mare de faze in asociatiile minerale, distributia in teren a unor asociatii particulare, precum si larga varietate petrografica in reactiile tarzii de hidratare.

13.3 INFLUIENTA RELATIVA A TEMPERATURII SI PRESIUNII

Din datele prezentate reiese ca marimea temperaturii favorizeaza formarea asociatiei cu entalpia cea mai mare, pe cand cresterea pesiunii favorizeaza dezvoltarea asociatiei petrografice cu volumul cel mai mic. Daca luam in considerare cresterea temperaturii, aceasta duce de regula la reactii de deshidratare, datorita entalpiei relativ mari a vaporilor de apasi cu cresterea gradului de metamorfism are loc o crestere a densitatii mineralelor caracteristice. Aceasta crestere a densitatii de la zeoliti la omfacit si granat reprezinta o dovada ca presiunea este un factor de control. Aceasta idee este ilustrata de reactiile : andaluzit→sillimanit→disten olivina + anortit→granat augit + anortit→ granat + cuart ilmenit + anortit→ sfen + hornblenda nefelin + albit →glaucofan + jadeit anortit + gehlenit + wollastonit →grossular

Ar fi resti insa, a sustine reactiile prezentate mai sus sunt controlate numai de presiune, caci trebuie tinut seama se raporturile termice ale asociatiilor de minerale echivalente din punct de vedere chimic. Chiar si acolo unde reducerea volumului molar este evidenta, temperatura, mai degraba decat presiunea, a fost factorul principal de control al metamorfismului. Pentru a putea face o apreciere a influientei relative a presiunii si temperaturii, parageneza metamorfica trebuie considerata ca un tot, in comparatie cu compozitia mineralogica completa a rocii

39

mame. Alderman (1936), pentru transformarea rocilor bazice in eclogite, pe baza analizelor chimice, da urmatoarea ecuatie :

augit + labrador + limenit + omfacit + almandin – pirop + cuart + rutil Din aceasta reactie reiese ca aproape sigur presiunea a depasit temperatura ca factor de influienta care determina parageneza eclogitelor. Stabilirea unei asociatii de minerale in conditii fizice date depinde de tipul transformarii, care deplaseaza echilibrul. Conditiile de stabilitate din sistemele izolate termic nu sunt identice cu cele din sistemele in care caldura se poate irosi la fel de repede cum s-s si produs.Rolul presiunii orientate a fost discutat in detaliu inca din 1932 de Harker, care merge pana la gruparea mineralelor in minerale de stress ( disten, almandin, epidot, staurolit ) si antistress (andaluzit, cordierit, forsterit). Stressul de forfecare accelereaza reactiile metamorfice mai ales la temperatura mica si favorizeaza dislocatii rupturale si indirect energia de activare a reactiilor, care altfel ar fi prea lente pentru a fi si efective.

13.4 EFECTELE PRESIUNII ASUPRA ROCILOR

Compactarea treptata datorita presiunii duce la randul ei la cresterea densitatii si scaderea porozitatii si a permeabilitatii. Trasarea sedimentelor face ca grosimea rocilor sa fie mai mica decat a sedimentelor din care provin si variaza in functie de caracterul lor. Nisipurile, de exemplu, se compacteaza mult mai putin decat malurile argiloase. Datorita ei foitele de mica din argile, care initial sunt orientate diferit, in masa rocii se dispun treptat intr-un plan perpendicular pe directia presiunii principale. Prin aceasta reorientare a foitelor de mica roca avea foliatie, caracter pe care nu-l avea in timpul sedimentarii.Desi marea majoritate a deformariilor rocilor sunt plastice sau rupturale, uneori ele conserva si energia elastica pe zonele de ax ale cutelor sau pe flexuri. Asa se explica cunoscutele « lovituri de berbec » :fisurari si infoieri bruste ale rocilor, insotite de zgomote, ce se produc uneori pe peretii gareliilor sau ai altor excavatii miniere sapate in zonele de ax ale cutelor, cand are loc o eliberare rapida a energiei acumulate lent prin miscarile tectonice care au generat cutele.

13.5 EFECTELE TENSIUNUII SUPERFICIALE

Transformarile din rocile metamorfice se produc de regula prin mijlocirea unei solutii care ocupa porii intergranulari ai rocii respective. La modul general, reactiile metamorfice au un caracter heterogen, adica implica doua sau mai multe faze, respectiv la contactul dintre doua minerale diferite sau dintre un mineral si o solutie. Procesele care se produc la suprafata fazei se deosebesc partial de cele ce se produc in interiorul fazei. De exemplu, topirea incepe la contururile cristalelor, la temperaturii cu cateva grade mai mici decat punctele de topire normale. Cresterea si dezvoltarea cristalelor in contact cu solventii, vaporizarea lichidelor, si topirea eutectica a doua sau mai multe solide pot fi considerate ca procese ce privesc mai degraba suprafetele decat structurile interne ale fazelor.

40

Tensiunea de suprafata reprezinta forta care actioneaza asupra particulelor de la suprafata inspre interiorul fazei, tinzand sa reduca aria suprafetei. Energia superficiala este definita ca energie care trebuie cheltuita pentru ca o particula sa fie adusa din interiorul unei faze la suprafata sa. Diferenta dintre tensiunea superficiala si energia superficiala este mica si in majoritatea cazurilor aceste doua notiuni pot fi considerate identice. Intr-un corp solid in al carui pori exista o solutie, tendinta este de a se mari cavitatile cele mai mari si de a se umple cele mai mici care vor dispare. Prin acest proces, suprafata totala a interfetei se reduce la minimum.Tendintele de crestere a dimensiunii reanulare medii in decursul recristalizarii metamorfice si tendintele de dezvoltare a unui numar redus de porfiroblaste mari sunt probabil manifestari ala influientei tensiunii de suprafata, care exista la granitele dintre cristale. Daca o roca poroasa este impregnata cu o solutie multicomponenta, efectele metasomatice rezultate vor depinde nu numai de factorii presiune, temperatura si compozitie, dar si de dimensiunile si formele spatiilor libere, de tensiunea superficiala a solutiei exercitata asupra diferitelor minerale prezente.

13.6 MINERALELE IN ECHILIBRU CU FLUIDELE

Fluidele , in principal apa, joaca un rol important in formarea mineralelor metamorfice, actionand ca un catalizator, uneori si ca solvent. Putine minerale naturale sunt solubile in apa. Silicatii, aluminatii, oxizii si sulfurile ce alcatuiesc rocile naturale si corpurile de minereu au o solubilitate ce reprezinta o mica fractie din 1 % si asta numai in solutile foarte alcaline sau bogate in acid fluorhidric. Solutiile apoase existente in rociile metamorfice nu functioneaza ca un rezervor al elementelor ce alcatuiesc mineralele, ci pur si simplu ca un conducator al materialului de la un mineral la altul. Parametrii termodinamici ai acestor solutii nu au o importanta prea mare, caci solutiile au in general aceleasi energii libere ca ale mineralelor cu care aproape intotdeauna in echilibru strans. Faza fluida coexistand cu o parageneza minerala in echilibru in timpul metamorfismului trebuie sa fie luata in considerare, chiar daca cercetarile petrografice nu dau relatii despre cantitatea si compozitia ei. Daca asupra compozitiei se crede a fi variabila (in general alcatuita din apa), despre cantitatea fazei fluide se poate face constatarea ca nu are loc transport al materiei la mari distante.

13.7 LIMITELE DATELOR EXPERIMENTALEPRIVIND REACTIILE METAMORFICE

O serie de reactii ce se petrec in timpul metamorfismului au fost investigate si prin intermediul experientelor de laborator in ultimele trei decenii. Datele experimantale, de un real folos in intelegerea proceselor metamorfice, prezinta totusi anumite limite, deoarece nu se pot reproduce in totaliotate conditiile din natura (in mod special factorul timp geologic) . Multe experiente au condus la faze a caror compozitie este mai simpla decat a mineralelor corespunzatoare din natura. Pentru reactiile cu faze hidratate si carbonate s-a dovedit util, cu rare exceptii, de a se investiga sistemul la o presiune

41

fluida echivalenta cu presiunea litostatica. Multe experiente de caest fel au definit numai limita superioara a temperaturii, iar fazele metamorfice au fost sintetizate din materiale de reactie initiale cu o energie libera mai mare (sticle, amestecuri de oxizi etc). Au fost cercetate experimental si tranzitiile polimorfe, dar rezultatele trebuie privite cu anumite rezerve, caci o inversiune care in laborator are loc rapid, in natura se produce mai lent, incat un produs polimorf metamorfic de inalta temperatura in laborator va fi reprezentat in specimenul natural, prin echivalentul sau de temperatura mai joasa. Mineralele produse in timpul metamorfismului, cu un caracter metastabil, sunt dificil de reprodus experimental. Privind in ansamblu experimentarile este de retinut faptul ca mai multi carcetatori, prin folosirea unor procede tehnice distincte, ajung de multe ori la concluzii diferite privind aceeasi reactie. Daca tinem seama de faptul ca ultimele date sunt obtinute printr-un complex de noi procedee tehnice, atunci trebuie sa acordam mai multa incredere acestora, decat datelor mai vechi obtinute prin metode mai simple.

42

14. BIBLIOGRAFIE

-Editura Albatros, Teofil Gridan – Petrologia, stiinta rocilor

43